Литология и полезные ископаемые, 2021, № 1, стр. 3-27

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОТЛОЖЕНИЙ ВЕНДА СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ, СЕВЕРНОЙ, СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ И ВОСТОЧНОЙ ЧАСТЕЙ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

В Общей стратиграфической шкале докембрия России вендская система в настоящее время подразделяется на два отдела – нижний и верхний [Стратиграфический кодекс …, 2019] (рис. 1). Отложения нижнего отдела венда на рассматриваемой нами территории известны на западном склоне Среднего (Кваркушско-Каменногорский мегантиклинорий) и Южного Урала (Башкирский мегантиклинорий).

Рис. 1.

Основные литостратиграфические подразделения венда северо-западной, северной, северо-восточной и восточной частей Восточно-Европейской платформы. Верхний венд объединяет редкинский, беломорский и котлинский региоярусы в соответствии с работой [Гражданкин, Маслов, 2015].

В позднем венде на северной, северо-восточной и восточной (в современных координатах) окраинах Восточно-Европейской платформы перед фронтом Варангер-Канино-Тиманского складчато-надвигового пояса, или Тиманского орогена, существовал протяженный относительно мелководный предгорный бассейн (далее в тексте называемый – Предтиманским) [The Neoproterozoic Timanide …, 2004 и др.], в котором накапливались осадочные последовательности валдайской и сылвицкой серий. Происходило формирование терригенных отложений верхнего венда и на южном склоне Балтийского щита (современная Балтийская/Лужско-Ладожская моноклиналь) (рис. 2). В соответствии с представлениями, изложенными в работе [Гражданкин, Маслов, 2015], верхний венд на рассматриваемой нами территории может быть расчленен на редкинский, беломорский и котлинский региоярусы. Отложения верхней части ашинской серии западного склона Южного Урала принадлежат, по данным работы [Kolesnikov et al., 2015], только котлинскому региоярусу²² [Grazhdankin, 2014; Гражданкин, Маслов, 2015]. Считается, что они накапливались во внутриконтинентальном заливе, по-видимому, сообщавшимся на юге с открытым морским бассейном.

Рис. 2.

Восточно-Европейская платформа в венде (по [Аксенов, 1985], с изменениями): положение основных регионов и структур, рассматриваемых в настоящей работе (Б/ЛЛМ – Балтийская/Лужско-Ладожская моноклиналь, ЮВБ – Юго-Восточное Беломорье, ВП – Вычегодский прогиб, ККМА – Кваркушско-Каменногорский мегантиклинорий, БМА – Башкирский мегантиклинорий). 1 – щиты, массивы и антеклизы; 2 – рифейские грабенообразные прогибы установленные; 3 – то же предполагаемые; 4 – синеклизы и впадины (I – Московская; II – Верхнекамская; III – Шкаповско-Шиханская; IV – Днестровский перикратон); 5 – складчатые сооружения Карпат, Горного Крыма, Кавказа, Урала и Тимана; 6 – выходы образований докембрия в обрамлении платформы.

На южном склоне Балтийского щита (Лужско-Ладожская моноклиналь) к редкинскому региоярусу относится старорусская свита (до 45 м), представленная пестроцветными алевролитами и аргиллитами, чередующимися вблизи основания и кровли с песчаниками [Геология …, 1971; Подковыров и др., 2017 и др.]. Котлинский региоярус включает здесь отложения василеостровской и воронковской свит [Гражданкин, Маслов, 2015; Подковыров и др., 2017]. Василеостровская свита (150–170 м) объединяет нижнюю песчано-глинистую и верхнюю, существенно глинистую, подсвиты. В разрезах нижней подсвиты чередуются пестроцветные алевроаргиллиты и песчаники, а верхняя – сложена зеленовато- и голубовато-серыми глинами с пропластками сидерита и отдельными прослоями песчаников. Воронковская свита (0–20 м) представлена пестроцветными тонкослоистыми глинами и алевролитами, с песками и алевритами в верхней части [Геология …, 1971; Подковыров и др., 2017 и др.].

На восточном склоне Балтийского щита (Юго-Восточное Беломорье) редкинский региоярус представлен нижней частью лямицкой свиты – толщей тонкого переслаивания алевролитов и глин, среди которых присутствуют и песчаники [Гражданкин, 2003; Гражданкин, Маслов, 2015]. К беломорскому региоярусу здесь относятся: верхняя часть лямицкой свиты, верховская и зимнегорская свиты, а также нижняя подсвита ергинской свиты [Гражданкин, Маслов, 2015]. Верхняя часть лямицкой свиты (≈60 м) сложена песчаниками и пачками переслаивания пятнисто-окрашенных алевролитов и глин [Гражданкин, 2003]. Верховская свита (до 170 м) объединяет тонкослоистые глины, а также разнообразные пачки переслаивания алевролитов, глин и песчаников. Зимнегорская свита (до 125 м) представлена пестроцветными глинами, линзами гравелитов и конгломератов, а также пачками чередования песчаников, алевролитов и глин. Нижняя подсвита (≈70 м) ергинской свиты сложена пачками переслаивания песчаников, алевролитов и глин пестрой окраски [Гражданкин, 2003]. К котлинскому региоярусу в Юго-Восточном Беломорье принадлежит верхняя подсвита ергинской свиты (80–90 м), объединяющая пачки переслаивания песчаников, алевролитов и пестрых глин [Гражданкин, Маслов, 2015].

Вычегодский прогиб (район скв. Кельтменская 1). К редкинскому региоярусу в скв. Кельтменская 1 относятся породы, вскрытые в интервале 2790(80)–2309 м. Это пятнисто-окрашенная толща тонкого переслаивания аргиллитов, алевролитов и песчаников. Беломорский региоярус объединяет отложения, вскрытые в интервале 2309–1725 м – тонко- и грубопереслаивающиеся светло-серые песчаники, алевролиты и темно-серые аргиллиты [Подковыров и др., 2011]. К котлинскому региоярусу в скв. Кельтменская 1 может быть отнесен интервал 1725–1330 м, сложенный песчаниками, зеленовато-серыми алевролитами, голубовато- и коричневато-серыми аргиллитами [Подковыров и др., 2011].

К лапландскому гляциогоризонту на западном склоне Среднего Урала, по представлениям, изложенным в публикации [Гражданкин, Маслов, 2015], относятся танинская, гаревская, койвинская и бутонская свиты серебрянской серии. Танинская свита (360–800 м) представлена диамиктитами, песчаниками и глинистыми сланцами; подчиненную роль в ее разрезах играют известняки и эффузивные породы. Гаревская свита (300–750 м) объединяет глинистые сланцы, в том числе слабоуглеродистые, и песчаники. Койвинская свита сложена пестроцветными глинистыми сланцами, алевролитами и карбонатными породами. Мощность свиты в южной части Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория, там, где в ее разрезах отсутствуют эффузивы, составляет около 250 м [Маслов, 2000]. Бутонская свита (200–350 м) представлена преимущественно темно-серыми слабоуглеродистыми глинистыми сланцами с прослоями песчаников в верхней части.

Редкинский региоярус объединяет здесь керносскую, старопечнинскую и перевалокскую свиты [Гражданкин, Маслов, 2015]. В разрезах керносской свиты (200–1200 м) преобладают песчаники с прослоями гравелитов и филлитовидных сланцев. Старопечнинская свита (200–500 м) представлена диамиктитами, песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами. Перевалокская свита (до 300 м) сложена преимущественно глинистыми сланцами, с прослоями песчаников в верхней части.

К беломорскому региоярусу в Кваркушско-Каменногорском мегантиклинории принадлежат 5 нижних подсвит чернокаменской свиты [Гражданкин, Маслов, 2015]. Начинает его разрез вилухинская подсвита (до 200 м), сложенная чередованием зеленовато-серых песчаников и пестроцветных алевроаргиллитов [Гражданкин и др., 2009]. Залегающая выше шурышская подсвита (170–200 м) объединяет алевролиты с прослоями и пластами песчаников. Черемуховская подсвита (30–35 м) – это преимущественно светло- и зеленовато-серые песчаники. Синекаменская подсвита (до 150 м) представлена разнообразными пачками переслаивания алевролитов и алевроаргиллитов с прослоями песчаников. Коноваловская подсвита (до 150 м) сложена внизу толщей алевролитов с редкими пластами песчаников, а вверху – разнообразными пачками переслаивания алевролитов, аргиллитов и песчаников. Последние в верхней части подсвиты из разреза исчезают.

Котлинский региоярус на Среднем Урале включает две верхние (крутихинская и кобылоостровская) подсвиты чернокаменской свиты [Гражданкин, Маслов, 2015]. Первая (до 400 м) сложена пачками песчаников и аргиллитов зеленовато-серых и пачками аргиллитов голубовато-серых и красно-коричневых. В верхней ее части присутствуют пачки переслаивания пестроцветных алевролитов, аргиллитов и песчаников. Кобылоостровская подсвита (≈100 м) представлена песчаниками, чередующимися с пачками зеленовато-серых алевролитов и аргиллитов [Гражданкин и др., 2009].

На западном склоне Южного Урала, в бассейне р. Зилим в окрестностях д. Толпарово в нижней части ашинской серии присутствуют толщи песчаников, диамиктитов и аргиллитов (толпарововская и суировская свиты) [Келлер и др., 1984 и др.]. Эти образования, как и сопоставляемые с ними [Маслов, 2000 и др.] отложения бакеевской свиты³³, принадлежат, вероятно, лапландскому гляциогоризонту [Гражданкин, Маслов, 2015]. К котлинскому региоярусу здесь, по представлениям [Гражданкин, Маслов, 2015; Kolesnikov et al., 2017], относятся урюкская, басинская, куккараукская и зиганская свиты ашинской серии. Урюкская свита (200–300 м) объединяет светло- и розовато-серые песчаники, алевролиты, гравелиты и конгломераты. Басинская свита (до 1000 м) представлена серыми и зеленовато-серыми песчаниками, переслаивающимися преимущественно с алевролитами и глинистыми сланцами такой же окраски. Куккараукская свита (200–250 м) сложена конгломератами, песчаниками и алевролитами. Зиганская свита (500–600 м) объединяет серо- и зеленоцветные песчаники, алевролиты, аргиллиты и гравелиты.

СОСТАВ И ТИПЫ ПИТАЮЩИХ ПРОВИНЦИЙ И ИХ РЕКОНСТРУКЦИЯ

Существуют различные подходы к реконструкции как состава размывавшихся на палеоводосборах комплексов пород, так и типов питающих провинций, основанные на интерпретации разнообразных литогеохимических данных. Достаточно полный обзор этих подходов можно найти в публикациях [Маслов и др., 2018, 2020], здесь же мы остановимся только на некоторых из них.

В конце 1970-х гг. в работах [Bavinton, 1979, 1981] для реконструкции состава размывавшихся на палеоводосборах пород была использована диаграмма (CaO + MgO)–SiO₂/10–(Na₂O + K₂O) с тремя областями: типичной для продуктов размыва гранитов (тяготеет к стороне SiO₂/10–(Na₂O + + K₂O) диаграммы); базальтов и ультраосновных пород (тяготеет к стороне (CaO + MgO)–SiO₂/10); а также архейских (?) осадочных образований, поскольку ее автор исследовал метаосадочные породы зеленокаменного пояса Камбалда, Западная Австралия.

Широко применяемой для расшифровки состава пород на палеоводосборах является диаграмма La/Sc–Th/Co [Taylor, McLennan, 1985; Cullers, 2002 и др.]. Область составов тонкозернистых обломочных/глинистых пород, образованных за счет продуктов размыва кислых магматических образований, описывается на ней значениями La/Sc и Th/Co от 0.6 до 8.0 и от 0.2 до 10.0 соответственно. Область составов, сформированных в результате эрозии основных магматических пород, характеризуется величинами La/Sc – 0.01…0.2 и Th/Co – 0.01…0.08.

Очевидно, что наиболее успешно обе эти диаграммы могут быть использованы при исследовании осадочных образований первого цикла седиментации (“first cycle sediments”).

В статье [Roser, Korsch, 1988] проанализировано несколько осадочных последовательностей, сложенных продуктами разрушения: 1) базальтов и андезитов; 2) андезитов; 3) кислых плутонических и вулканических пород; 4) зрелых кварцевых песчаников. Показано, что в направлении от первой группы к четвертой составы осадочных пород характеризуются ростом значений SiO₂/Al₂O₃ и K₂O/Na₂O и снижением параметра Fe₂O_3общ + MgO. При этом на диаграммах, построенных с участием оксидов или их отношений, наблюдается существенное перекрытие областей разных групп, однако данный эффект почти исчезает при использовании диаграммы на основе дискриминантных функций F1 и F2⁴⁴.

В настоящей работе при реконструкции типов питающих провинций, поставлявших в венде тонкую алюмосиликакластику в Предтиманский предгорный бассейн и на южную периферию Балтийского щита, помимо охарактеризованных выше подходов, мы опираемся и на геохимические характеристики пелитовых и алеврито-пелитовых осадков устьевых частей современных рек, дренирующих различные по составу и площади водосборы. Одной из современных публикаций на эту тему является статья [Bayon et al., 2015], в которой показано, что пробы поверхностного слоя донных осадков устьевых частей современных рек дают возможность выделить ряд категорий последних в зависимости от размеров водосборов, а также состава слагающих их комплексов пород. Представляется, что суммированные в названной работе аналитические материалы для донных осадков алевритового и, прежде всего, пелитового состава различных категорий рек, можно рассматривать как отражающие характерные черты взвеси, транспортируемой реками в морские бассейны из различных питающих провинций; подробнее этот вопрос рассмотрен в публикации [Маслов, Шевченко, 2019].

К числу этих категорий относятся: 1) “крупные реки”⁵⁵ (world’s major rivers), т.е. реки, характеризующиеся сложно построенными водосборами с площадью > 100 000 км², типичные примеры таких рек – Конго, Янцзы, Ориноко, Висла, Фрейзер. Водосборный бассейн последней имеет площадь ~220 тыс. км² и охватывает крупные части Северо-Американских Кордильер и Берегового Хребта. В пределах Предгорного пояса Скалистых гор на его территории преобладают метаморфизованные верхнедокембрийские и кембрийские обломочные и карбонатные породы, присутствуют здесь и гранитоиды. В центральной части водосбора на дневную поверхность выведены вулканиты и осадочные породы позднетриасово-раннетретичного возраста и гранитоиды. В Береговом Хребте доминируют мезозойско-кайнозойские гранитоиды и метаморфические образования. В целом на площади водосбора р. Фрейзер преобладают вулканические породы (~42%), доля осадочных образований составляет около 36%, а кислых интрузивных пород – около 15% [Cameron et al., 1995; Peucker-Ehrenbrink et al., 2010]); 2) реки, дренирующие преимущественно осадочные образования (rivers draining “mixed/sedimentary” formations), такие как Флай⁶⁶, Чубут, Сефид Руд, Вар, Мойола и др.; 3) реки, питающиеся продуктами размыва “магматических/метаморфических” террейнов (rivers draining “igneous/metamorphic” terranes) – Каура, Аро, Уме, Луле, Фойл и др.; 4) реки, дренирующие провинции, сложенные в основном вулканическими породами (rivers draining “volcanic” rocks), реки Камчатка, Уаикато, Сикс Майл, Галец и др.). С учетом ряда оговорок, перечисленные категории можно рассматривать как некие эталоны, или референтные объекты (обобщенные “геохимические образы” [Маслов и др., 2017]), отражающие состав и размеры водораздельных пространств – питающих провинций, выступавших источниками обломочного материала для различных осадочных последовательностей геологического прошлого.

На основе аналитических данных о составе донных осадков устьевых областей различных категорий современных рек, приведенных в публикации [Bayon et al., 2015], нами [Маслов и др., 2017; Маслов, Шевченко, 2019] предложены парные диаграммы: (La/Yb)_N–Eu/Eu*, (La/Yb)_N–Th (рис. 3) и др., на которых поля донных отложений крупных рек и рек, дренирующих осадочные образования, характеризуются примерно 60–80%-ным перекрытием, а поля донных осадков рек, питающихся продуктами размыва водосборов, сложенных, с одной стороны, магматическими и метаморфическими образованиями, а с другой – вулканическими породами, перекрытия не имеют. Указанные диаграммы были использованы для реконструкции категорий водосборных пространств, являвшихся источниками глинистого материала для осадочных последовательностей рифея Башкирского мегантиклинория [Маслов, 2019] и венда Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория, а также осадочных толщ верхнего палеозоя, выполняющих Юрюзано-Сылвинскую впадину Предуральского предгорного прогиба. Это позволило получить, как нам представляется, довольно интересные результаты.

Рис. 3.

Поля составов донных осадков приустьевых частей различных категорий современных рек на диаграммах (La/Yb)_N–Eu/Eu* (а) и (La/Yb)_N–Th (б) (построены по данным, приведенным в работе [Bayon et al., 2015], см. [Маслов и др., 2017; Маслов, Шевченко, 2019]). 1 – осадки рек категории 1 (типичные примеры: 1 – Конго; 2 – Янцзы; 3 – Ориноко; 4 – Фрейзер; 5 – Висла); 2 – осадки рек категории 2 (6 – Флай; 7 – Чубут; 8 – Сефид Руд; 9 – Вар; 10 – Мойола); 3 – осадки рек категории 3 (11 – Каура; 12 – Аро; 13 – Уме; 14 – Луле; 15 – Фойл); 4 – осадки рек категории 4 (16 – Камчатка; 17 – Уаикато; 18 – Сикс Майл; 19 – Галец).

При анализе литогеохимических особенностей тонкозернистых обломочных пород венда различных частей Восточно-Европейской платформы мы исходим из того, что состав осадков прибрежных и мелководно-морских областей морских бассейнов в значительной мере сходен с составом донных отложений приустьевых частей рек, поставлявших в бассейн обломочный материал. Названные области осадконакопления, в соответствии с представлениями А.П. Лисицына [1994], принадлежат к т.н. маргинальным фильтрам (МФ), представляющим собой пояса шириной от сотен км для крупных водных артерий, и до сотен м для небольших рек, в пределах которых происходит смешение речных и морских вод. В МФ из речной воды удаляются почти все взвешенные компоненты, что приводит к существенному разделению химических элементов (так, до 70% лантаноидов, принадлежащих к литогенным элементам, теряется/переходит в осадок в пределах именно МФ). Изменения уровня океана, приливно-отливные, сгонно-нагонные, вдольбереговые и другие течения способствуют перемещению осадочного материала МФ на шельфы [Гордеев, 2013; Гордеев, Лисицын, 2014 и др.].

Ниже на ряде конкретных примеров рассмотрено распределение Th и ряда лантаноидов, которые используются при построении диаграмм (La/Yb)_N–Eu/Eu* и (La/Yb)_N–Th, в осадках некоторых речных систем и граничащих с ними частей морских бассейнов.

Маргинальный фильтр р. Северная Двина (Белое море). Анализ распределения содержания Th, а также значений (La/Yb)_N и Eu/Eu* во взвеси р. Северная Двина и в поверхностных донных осадках ее дельты и Двинского залива показывает, что величина (La/Yb)_N в северодвинской взвеси, рассчитанная по данным, приведенным в публикации [Шевченко и др., 2010], варьирует от 9.7 до 10.9. Расчет по материалам из статьи [Bayon et al., 2015] дает для осадков устьевой части р. Северная Двина значения (La/Yb)_N 13.2 (пелит) и 11.5 (алеврит). Поверхностные донные осадки дельты характеризуются средней величиной (La/Yb)_N 7.0 ± 1.4, для осадков Двинского залива этот параметр составляет 7.3 ± 1.2. Таким образом, в МФ р. Северная Двина, при переходе от ее нижнего течения к границе Двинского залива и Бассейна, в алевритопелитовых поверхностных осадках наблюдается незначительное снижение (La/Yb)_N. Средняя величина Eu/Eu* во взвеси р. Северная Двина, рассчитанная по данным [Шевченко и др., 2010; Bayon et al., 2015], составляет соответственно 0.70 и 0.73. В поверхностных донных осадках дельты и Двинского залива Eu/Eu* изменяется от 0.70 до 1.10, а на границе залива и Бассейна – от 0.70 до 1.00. Это также показывает, что МФ р. Северная Двина на величину Eu-аномалии в поверхностных донных осадках принципиально не влияет. Содержание Th во взвеси р. Северная Двина варьирует, по данным [Шевченко и др., 2010], от 5.0 до 7.3 г/т. В поверхностных осадках северодвинской дельты Th_{среднее} составляет 3.5 ± 2.7 г/т, в осадках Двинского залива – 5.1 ± 2.5 г/т, а на границе залива и Бассейна – 8.4 ± 4.5 г/т. С учетом погрешностей указанные значения можно считать сопоставимыми.

Маргинальный фильтр р. Преголя (Балтийское море). По данным, приведенным в работе [Лукашин и др., 2018], здесь выделяются все этапы (гравитационный, коллоидно-сорбционный и биогенный) преобразования речной взвеси в морское осадочное вещество. Анализ коэффициентов обогащения (КО) взвеси относительно земной коры показал, что на первом этапе “… существенного обогащения химических элементов практически не происходит: значения КО для большинства элементов не превышают 2. Это большой ряд элементов (Al, Si, Be, Sc, V, Cr, Fe, Co, Ni, Rb, Sr, Ba, редкоземельные элементы, Th и U), связанный с терригенным веществом, поставляемым рекой” [Лукашин и др., 2018, с. 944]. Примерно такое же распределение КО характерно и для второго этапа. Третий этап характеризуется заметным ростом КО элементов, связанных с техногенным загрязнением.

Маргинальный фильтр р. Волга (Каспийское море). Выполненный ранее [Маслов и др., 2014] анализ распределения РЗЭ и величин ε_Nd(0) и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в поверхностных донных осадках Каспийского моря позволил установить отсутствие заметных различий указанных параметров для дельты Волги, Северного, Среднего и Южного Каспия. В целом РЗЭ- и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-систематика донных отложений большинства осадочных подсистем Каспия демонстрирует доминирование в них волжской взвеси. Так, значение (La/Yb)_N в ней, рассчитанное по данным [Савенко и др., 2004; Савенко, 2006], составляет 9.47, а Eu-аномалия равна 0.74. В осадках дельты р. Волга эти величины изменяются, по нашим данным, в пределах 6.68…9.77 и 0.56…0.79. Осадки Северного Каспия характеризуются значениями (La/Yb)_N в интервале 6.47…8.40, а Eu/Eu* варьирует от 0.71 до 0.84 (в осадках Среднего Каспия этот параметр находится в интервале 0.70…0.75).

В целом, все сказанное выше дает основание считать, что благодаря влиянию ряда факторов осадочный материал МФ с течением времени в той или иной мере перемещается на прилежащие к устьям рек шельфы [Гордеев, 2013; Гордеев, Лисицын, 2014 и др.], осадки которых в результате наследуют ряд литогеохимических характеристик взвешенного материала рек разных категорий.

НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ОСОБЕННОСТИ ЛИТОГЕОХИМИИ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД ВЕНДА

Общие особенности литогеохимии глинистых пород венда различных литостратиграфических подразделений были проанализированы уже неоднократно [Маслов, Подковыров, 2013; Маслов и др., 2016, 2018; Маслов, 2014; Подковыров и др., 2017 и др.]. Средние, минимальные и максимальные концентрации ряда породообразующих оксидов, редких и рассеянных элементов, а также значения дискриминантных функций и индикаторных отношений, рассчитанных для глинистых пород венда разных регионов востока и севера Восточно-Европейской платформы приведены в табл. 1.

По данным [Маслов и др., 2018], на классификационной диаграмме K/Al–Mg/Al [Turgeon, Brumsack, 2006] точки глинистых пород редкинского и беломорского региоярусов западного склона Среднего Урала сосредоточены в области составов, близких гидрослюдистым глинам. Подавляющая часть глинистых пород котлинского региояруса западного склона Среднего Урала, Вычегодского прогиба, восточного и южного склонов Балтийского щита также имеют состав, близкий к гидрослюдистым глинам. Такой же в целом состав характерен и для тонкозернистых обломочных пород лапландского гляциогоризонта Среднего и Южного Урала. Глинистые породы котлинского региояруса Южного Урала содержат, кроме того, некоторую долю хлорита.

На классификационной диаграмме (Na₂O + + K₂O)/Al₂O₃–(Fe₂O_3общ + MgO)/SiO₂ [Юдович, Кетрис, 2000] точки глинистых пород редкинского региояруса в основном сконцентрированы в поле V (хлорит-смектит-гидрослюдистые глины). Точки глинистых пород беломорского региояруса расположены преимущественно в полях IV (хлорит-гидрослюдистые глины) и V. К этим же полям тяготеют точки тонкозернистых обломочных пород котлинского региояруса западного склона Среднего Урала, Вычегодского прогиба и восточного склона Балтийского щита. Глинистые породы данного уровня венда западного склона Южного Урала отвечают полям III (преимущественно хлоритовые с примесью Fe-гидрослюд глины) и IV, тогда как точки глинистых пород василеостровской свиты локализованы, в основном, в поле II (преимущественно монтмориллонитовые с примесью каолинита и гидрослюды глины) [Маслов и др., 2018]. Точки тонкозернистых обломочных пород лапландского гляциогоризонта западного склона Среднего и Южного Урала на данной диаграмме сосредоточены, главным образом, в поле V.

Содержание La⁷⁷ в тонкозернистых обломочных породах лапландского гляциогоризонта западного склона Среднего Урала варьирует от 7.29 до 111.78 г/т. Средняя величина отношения (La/Yb)_N составляет 15.57 ± 5.26, а параметр Eu/Eu*_{среднее} равен 0.74 ± 0.08. Содержание Th варьирует от 1.87 до 38.13 г/т. В глинистых породах суировской и бакеевской свит Южного Урала содержание La находится в пределах 2.90…20.00 и 34.06…47.50 г/т, соответственно. Параметр (La/Yb)_{N среднее} для глинистых сланцев суировской свиты составляет 7.62 ± 2.71; в тонкозернистых обломочных породах бакеевской свиты он существенно выше – 13.07 ± 1.34. Содержание Th в глинистых породах суировской и бакеевской свит варьирует соответственно от 1.40 до 7.00 и от 13.35 до 15.46 г/т. Содержание La в таких референтных геохимических объектах, как составная проба глинистых пород Русской платформы (RPSC, [Мигдисов и др., 1994]) и постархейский австралийский глинистый сланец (PAAS, [Taylor, McLennan, 1985]), составляет 37.5 и 38.2 г/т. Среднее содержание Th в PAAS равно 14.6 г/т.

Минимальное среднее содержание La в глинистых породах редкинского региояруса составляет 25.49 ± 14.82 г/т и является характерным для Юго-Восточного Беломорья. Максимальное значение La_{среднее} (62.58 ± 14.09 г/т) установлено в тонкозернистых обломочных породах Лужско-Ладожской моноклинали. Средние величины (La/Yb)_N в породах данного стратиграфического уровня варьируют от 7.96 ± 2.31 (Юго-Восточное Беломорье) до 10.35 ± 2.97 (Кваркушско-Каменногорский мегантиклинорий). При этом наименьшее значение отношения (3.43), сопоставимое с характерными значениями для магматических пород основного состава, присуще глинистым породам редкинского региояруса Юго-Восточного Беломорья, а наибольшее (17.56) – аргиллитам Вычегодского прогиба. Для RPSC и PAAS величины этого параметра равны соответственно 9.28 и 9.15. Величина европиевой аномалии в RPSC заметно меньше, чем в PAAS (0.76 против 0.65). Средние значения Eu/Eu* в породах редкинского региояруса изменяются от 0.60 ± 0.07 (Лужско-Ладожская моноклиналь) до 0.70 ± 0.07 (Юго-Восточное Беломорье). Минимальное среднее содержание Th отмечено в глинистых породах Юго-Восточного Беломорья (8.65 ± 6.35 г/т), максимальное – в тонкозернистых обломочных породах Лужско-Ладожской моноклинали (18.22 ± 1.66 г/т).

Средние концентрации La в глинистых породах беломорского региояруса варьируют от 24.44 ± ± 9.55 г/т (Вычегодский прогиб) до 46.14 ± 14.17 г/т (Кваркушско-Каменногорский мегантиклинорий). Наименьшее среднее значение (La/Yb)_N (8.93 ± ± 1.81) определено в глинистых породах Вычегодского прогиба, максимальное (9.92 ± 1.73) – в глинах Юго-Восточного Беломорья. Средние величины Eu-аномалии варьируют от 0.63 до 0.69, и, с учетом погрешностей, могут рассматриваться как статистически вполне сопоставимые в тонкозернистых обломочных породах беломорского региояруса всех рассмотренных в настоящей работе регионов. Минимальное Th_{среднее} (7.33 ± 3.30 г/т) установлено в тонкозернистых обломочных породах беломорского региояруса Вычегодского прогиба, максимальная величина Th_{среднее} (15.03 ± ± 4.07 г/т) наблюдается в глинистых сланцах Среднего Урала.

Наиболее высокое среднее содержание La в глинистых породах котлинского региояруса (51.06 ± ± 8.06 г/т) характеризует отложения Лужско-Ладожской моноклинали, и практически такое же (50.06 ± 9.71 г/т) установлено в глинистых сланцах западного склона Среднего Урала (50.06 ± ± 9.71 г/т). Минимальное значение La_{среднее} (21.26 ± ± 2.61 г/т) определено в аргиллитах Вычегодского прогиба. Усредненные величины отношения (La/Yb)_N в тонкозернистых обломочных породах котлинского яруса изменяются от 6.91 ± 0.88 (Вычегодский прогиб)⁸⁸ до 10.03 ± 1.45 (Кваркушско-Каменногорский мегантиклинорий). Минимальное значение в выборке глинистых пород этого возраста составляет 3.61 (для позднепротерозойских андезитов этот параметр, рассчитанный по данным [Condie, 1993], равен 6.38, а для известково-щелочных базальтов того же возраста – 3.14), а максимальное достигает 14.12. Максимальная величина отношения Eu/Eu*_{среднее} (0.62) свойственна глинистым породам котлинского региояруса западного склона Среднего Урала и южного склона Балтийского щита; минимальное среднее значение (0.70) – характерно для тонкозернистых обломочных пород, вскрытых скв. Кельтменская 1. Наиболее близки к PAAS по среднему содержанию Th глинистые породы Лужско-Ладожской моноклинали и Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория (14.80 ± 2.76 и 16.14 ± 2.70 г/т соответственно). В то же время глинистые породы котлинского региояруса Вычегодского прогиба содержат в среднем всего 6.40 ± 1.61 г/т Th.

ОСОБЕННОСТИ ЛОКАЛИЗАЦИИ ТОЧЕК СОСТАВОВ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД ВЕНДА СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ, СЕВЕРНОЙ, СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ И ВОСТОЧНОЙ ЧАСТЕЙ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ НА РАЗЛИЧНЫХ ДИАГРАММАХ

Исследование особенностей локализации фигуративных точек составов глинистых пород венда северо-запада, севера, северо-востока и востока Восточно-Европейской платформы на различных диаграммах основывается на результатах 415 оригинальных и заимствованных в банке данных “PrecSed” (ИГГД РАН, А.В. Сочава и В.Н. Подковыров) валовых химических анализов (основные породообразующие оксиды, методы “мокрой” химии и РФА) и на 380 определениях содержания редких и рассеянных элементов, выполненных методом ИСП МС в Институте геологии и геохимии УрО РАН (аналитики – Д.В. Киселева, Н.Н. Адамович, Н.В. Чередниченко, Л.К. Дерюгина и О.А. Березикова).

На диаграмме La/Sc–Th/Co подавляющее большинство индивидуальных точек с составами тонкозернистых обломочных пород венда северо-западной, северной, северо-восточной и восточной частей Восточно-Европейской платформы локализовано в области значений La/Sc и Th/Co, свойственных продуктам размыва кислых магматических образований (рис. 4). Для десяти из тринадцати исследованных литостратиграфических подразделений венда на этой диаграмме наблюдается компактное распределение фигуративных точек. И только тонкозернистые обломочные породы лапландского гляциогоризонта западного склона Среднего Урала и редкинского региояруса Среднего Урала и Юго-Восточного Беломорья показывают заметный разброс значений Th/Co. Возможно, это свидетельствует о том, что источники слагающей их алюмосиликокластики были представлены довольно разнородными породными ассоциациями, а продукты их размыва не претерпели в условиях холодного климата какой-либо существенной гомогенизации в процессе транспортировки. При условии корректности аналитических данных, это хорошо видно на примере близких по возрасту (?) тонкозернистых обломочных пород суировской и бакеевской свит Башкирского мегантиклинория: первые характеризуются средними значениями La/Sc и Th/Co 1.90 ± 1.00 и 0.39 ± ± 0.28, а вторые – 3.09 ± 0.23 и 1.46 ± 0.25.

Рис. 4.

Распределение точек состава глинистых пород венда различных частей Восточно-Европейской платформы на диаграмме La/Sc–Th/Co [Taylor, McLennan, 1985]. 1 – лапландский гляциогоризонт, западный склон Среднего Урала; 2 – редкинский региоярус, там же; 3 – редкинский региоярус, Вычегодский прогиб; 4 – редкинский региоярус, Юго-Восточное Беломорье; 5 – редкинский ярус, Лужско-Ладожская моноклиналь; 6 – беломорский региоярус, западный склон Среднего Урала; 7 – беломорский региоярус, Вычегодский прогиб; 8 – беломорский региоярус, Юго-Восточное Беломорье; 9 – котлинский региоярус, западный склон Южного Урала; 10 – котлинский региоярус, западный склон Среднего Урала; 11 – котлинский региоярус, Вычегодский прогиб; 12 – котлинский региоярус, Юго-Восточное Беломорье; 13 – котлинский региоярус, Лужско-Ладожская моноклиналь.

На треугольной диаграмме (CaO + MgO)–SiO₂/ 10–(K₂O + Na₂O) [Bavinton, 1979, 1981] фигуративные точки тонкозернистых обломочных пород редкинского региояруса рассмотренных нами регионов компактно сконцентрированы вблизи скопления точек референтных объектов, таких как раннеархейские и среднепротерозойские фельзиты, архейские тоналит-трондьемит-гранитные ассоциации и протерозойские гранитоиды (по [Condie, 1993]) (рис. 5а). Это дает основание считать, что источниками слагающего их материала могли быть кислые магматические породы или сформированные в результате их размыва ”переходные“ осадочные образования, но также и в той или иной степени преобразованные породы фундамента. Примерно таким же образом распределены на диаграмме фигуративные точки глинистых пород беломорского региояруса (см. рис. 5б). Сходное распределение на рассматриваемой диаграмме характерно и для глинистых пород котлинского региояруса (см. рис. 5в), но есть и ряд отличий. Так, тонкозернистые обломочные породы этого подразделения венда, развитые в пределах Лужско-Ладожской моноклинали, показывают более высокие величины SiO₂/10, а глинистые породы западного склона Южного Урала – более высокие значения (CaO + MgO). Последняя особенность позволяет предполагать в них несколько более высокую долю продуктов размыва магматических пород среднего или основного состава.

Рис. 5.

Особенности локализации точек состава глинистых пород верхнего венда (а – редкинский региоярус, б – беломорский региоярус, в – котлинский региоярус) различных частей Восточно-Европейской платформы на диаграмме (CaO + MgO)–SiO₂/10–(K₂O + Na₂O) [Bavinton, 1979, 1981]. 1 – Балтийская/Лужско-Ладожская моноклиналь; 2 – Юго-Восточное Беломорье; 3 – Вычегодский прогиб; 4 – Средний Урал; 5 – Южный Урал. Поле осадочных пород архея по материалам [Bavinton, 1979, 1981], положение референтных точек различных типов магматических пород (AR ком – архейские коматииты, PR₁ баз – раннепротерозойские базальты, PR₂ анд – среднепротерозойские андезиты, AR ттг – архейские тоналит-трондьемит-гранитные ассоциации, AR₁ фел – раннеархейские фельзиты, PR₂ фел – среднепротерозойские фельзиты, PR грн – протерозойские гранитоиды), по данным из работы [Condie, 1993].

На диаграмме F1–F2 [Roser, Korsch, 1988] точки составов глинистых пород лапландского гляциогоризонта Среднего и Южного Урала сосредоточены примерно поровну в областях, характерных продуктов размыва осадочных образований и изверженных пород среднего состава, и немногие (часто единичные) фигуративные точки локализованы в области продуктов размыва кислых и основных магматических пород (рис. 6а). В целом, состав рассматриваемых образований более близок к PAAS, чем к RPSC.

Рис. 6.

Распределение точек составов глинистых пород лапландского гляциогоризонта (а) и редкинского региояруса (б) различных частей Восточно-Европейской платформы на диаграмме F1–F2 [Roser, Korsch, 1988]. Условные обозначения см. рис. 5.

Распределение индивидуальных точек с составами тонкозернистых обломочных пород редкинского региояруса на диаграмме F1–F2 является сопоставимым с распределением точек глинистых пород лапландского гляциогоризонта (см. рис. 6б). Фигуративные точки глинистых сланцев и аргиллитов западного склона Среднего Урала и Вычегодского прогиба подразделяются примерно поровну и группируются в области продуктов размыва осадочных образований, а также в области магматических пород среднего состава. Точки глинистых пород редкинского региояруса Лужско-Ладожской моноклинали, напротив, как правило, бывают сосредоточены лишь в первой из вышеназванных областей. Возможно, это является следствием значительной доли продуктов выветривания в породах-источниках тонкой алюмосиликокластики.

Фигуративные точки тонкозернистых обломочных пород беломорского региояруса распределены на диаграмме F1–F2 иначе. Так, преобладающая часть точек глинистых пород этого возраста в Кваркушско-Каменногорском мегантиклинории соответствует области продуктов размыва осадочных образований (рис. 7а). Сходным образом локализованы точки тонкозернистых обломочных пород Юго-Восточного Беломорья. В то же время, наибольшая часть фигуративных точек глинистых пород того же возраста, вскрытых скв. Кельтменская 1, отчетливо тяготеет к области составов, соответствующих продуктам эрозии основных магматических пород.

Рис. 7.

Распределение точек составов глинистых пород беломорского (а) и котлинского (б) региоярусов различных частей Восточно-Европейской платформы на диаграмме F1–F2 [Roser, Korsch, 1988]. Условные обозначения см. рис. 5.

Преобладающая часть точек с составами глинистых сланцев и аргиллитов котлинского региояруса западного склона Южного Урала на диаграмме F1–F2 располагается в области составов, формирующихся в результате эрозии богатых кварцем осадочных образований (см. рис. 7б). И значительно меньше точек локализовано в области составов, связанных с размывом основных магматических пород. Точки глинистых пород данного уровня венда Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория распределены в областях продуктов размыва как осадочных пород, так и средних и кислых магматических образований. Примерно также локализованы на данном графике и точки глинистых сланцев Юго-Восточного Беломорья. Тонкозернистые обломочные породы котлинского региояруса Лужско-Ладожской моноклинали, судя по распределению фигуративных точек на диаграмме, могут рассматриваться как сложенные преимущественно продуктами размыва осадочных образований.

На диаграмме (La/Yb)_N–Eu/Eu* точки тонкозернистых обломочных пород лапландского гляциогоризонта западного склона Среднего Урала сосредоточены преимущественно в зоне перекрытия областей составов поверхностных донных осадков устьевых частей современных рек категорий 1 (крупные реки) и 2 (реки, дренирующие, в основном, площади развития осадочных пород), а также в зоне перекрытия областей 1, 2 и 3 (реки, дренирующие площади развития магматических/метаморфических комплексов). Некоторая часть точек локализована в области, соответствующей донным осадкам устьевых частей рек категории 3, или находится вне каких-либо классификационных областей (рис. 8а). Фигуративные точки глинистых пород бакеевской свиты Южного Урала также тяготеют к зоне перекрытия областей 1, 2 и 3, а составы тонкозернистых обломочных пород суировской свиты попадают на диаграмме в область донных осадков устьевых частей рек категории 4 (реки, питающиеся продуктами размыва вулканических ассоциаций) или находятся в зоне перекрытия областей 4 и 1 или областей 4 и 2.

Рис. 8.

Распределение точек состава тонкозернистых обломочных пород лапландского гляциогоризонта на диаграммах (La/Yb)_N–Eu/Eu* (а) и (La/Yb)_N–Th (б). Глинистые породы: 1 – западного склона Среднего Урала; 2 – суировской свиты западного склона Южного Урала; 3 – бакеевской свиты западного склона Южного Урала.

На диаграмме (La/Yb)_N–Th преобладающая часть точек составов тонкозернистых обломочных пород лапландского гляциогоризонта Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория сосредоточена в зоне перекрытия областей донных осадков рек категорий 1 и 2 (см. рис. 8б). Значительно меньше точек располагается непосредственно в области донных осадков категории 1 или находится вне контуров классификационных областей. Примечательно, что 5 точек из 50 (т.е. ~10%) тяготеют к области донных осадков рек категории 4. В этой же области располагается большинство точек глинистых пород суировской свиты венда Южного Урала. Точки глинистых сланцев бакеевской свиты, напротив, сосредоточены в зоне перекрытия областей донных осадков современных рек категорий 1 и 2. Таким образом, формирование отложений лапландского гляциогоризонта венда Башкирского мегантиклинория, вероятно, происходило за счет поступления в область седиментации, в основном, продуктов размыва осадочных образований или поступало со значительных по своей площади водосборов, сложенных разнообразными комплексами пород, геохимические характеристики которых, взятые в целом, были близки к PAAS.

Точки глинистых пород редкинского региояруса западного склона Среднего Урала на графике (La/Yb)_N–Eu/Eu* в основном сосредоточены в зоне перекрытия областей составов донных отложений современных рек категорий 1 и 2 (или 1, 2 и 3); часть точек присутствует и в области осадков приустьевых частей рек категории 3, а также находится вне каких-либо классификационных областей (рис. 9а). Примерно так же распределены и индивидуальные точки с составами тонкозернистых обломочных пород редкинского региояруса, представляющих Вычегодский прогиб, Юго-Восточное Беломорье и Лужско-Ладожскую моноклиналь. Несколько точек глинистых пород редкинского региояруса Юго-Восточного Беломорья располагаются в области значений (La/Yb)_N и Eu/Eu*, характерных для донных отложений приустьевых частей рек, питающихся продуктами размыва преимущественно вулканогенных комплексов пород (категория 4).

Рис. 9.

Распределение точек состава тонкозернистых обломочных пород редкинского региояруса на диаграммах (La/Yb)_N–Eu/Eu* (а) и (La/Yb)_N–Th (б). Глинистые породы: 1 – Вычегодского прогиба; 2 – Юго-Восточного Беломорья; 3 – Балтийской/Лужско-Ладожской моноклинали.

На графике (La/Yb)_N–Th подавляющая часть фигуративных точек глин редкинского региояруса присутствует в зоне перекрытия областей с составами, характерными для донных отложений приустьевых частей современных рек категорий 1 и 2. В зоне перекрытия областей 1, 2 и 3, напротив, точек почти нет, однако в области отложений современных рек категории 4 и в зоне перекрытия областей 1, 2 и 4 можно видеть довольно большое количество точек (см. рис. 9б).

Фигуративные точки глинистых пород беломорского региояруса на диаграмме (La/Yb)_N–Eu/Eu* образуют компактную совокупность. В основном они приурочены к зоне перекрытия областей 1, 2 и 3, а также к зоне перекрытия областей 1, 2 и 4 (рис. 10а). При этом точки глинистых пород западного склона Среднего Урала и Вычегодского прогиба присутствуют во всех четырех классификационных областях диаграммы, а точки тонкозернистых обломочных образований беломорского региояруса Юго-Восточного Беломорья локализованы в зоне перекрытия областей 1, 2 и 3 и непосредственно в области 3. Это дает основание думать, что в составе тонкозернистых пород Юго-Восточного Беломорья, а также глинистых сланцев беломорского региояруса Среднего Урала, присутствуют продукты размыва как осадочных образований, так и магматических и метаморфических ассоциаций.

Рис. 10.

Распределение точек состава глинистых пород беломорского региояруса на диаграммах (La/Yb)_N–Eu/Eu* (а) и (La/Yb)_N–Th (б). Условные обозначения см. рис. 8, 9.

На диаграмме (La/Yb)_N–Th фигуративные точки глинистых пород беломорского региояруса западного склона Среднего Урала отчетливо тяготеют к областям составов донных осадков приустьевых частей рек категорий 1, 2 и 3 (см. рис. 10б), Точки глинистых сланцев Юго-Восточного Беломорья, в основном, сосредоточены в зоне перекрытия областей 1 и 2. В этой зоне располагается также и небольшая часть точек с составами глинистых пород Вычегодского прогиба. Несколько больше точек присутствует в области донных осадков приустьевых частей рек категории 1, а основная часть точек группируется в области донных осадков категории 4 (реки, дренирующие вулканические провинции) или вблизи нее.

Глинистые породы котлинского региояруса в целом на диаграмме (La/Yb)_N–Eu/Eu* в основном сосредоточены в зоне перекрытия всех имеющихся на ней классификационных областей (рис. 11а). При этом фигуративные точки глинистых сланцев и аргиллитов данного яруса Юго-Восточного Беломорья и Вычегодского прогиба отсутствуют в области донных отложений приустьевых частей современных рек категории 3, а точки аргиллитов Лужско-Ладожской моноклинали отсутствуют в области 4. Точки аргиллитов котлинского региояруса западного склона Южного Урала более заметно группируются в области составов донных осадков современных рек категории 4 в сравнении с областью осадков рек категории 3.

Рис. 11.

Распределение точек состава глинистых пород котлинского региояруса на диаграммах (La/Yb)_N–Eu/Eu* (а) и (La/Yb)_N–Th (б). Условные обозначения см. рис. 8, 9.

На диаграмме (La/Yb)_N–Th в зоне перекрытия областей, соответствующих донным осадкам современных рек категорий 1, 2 и 3 присутствуют только единичные точки глинистых пород котлинского региояруса западного склона Среднего Урала (см. рис. 11б). Основная часть фигуративных точек тонкозернистых обломочных пород этого региояруса венда сосредоточена в зоне перекрытия областей, соответствующих современным донным осадкам приустьевых частей рек категорий 1 и 2, т. е. в их составе преобладают продукты размыва разнообразных осадочных образований. Некоторая часть точек глинистых пород котлинского региояруса Вычегодского прогиба, Юго-Восточного Беломорья и западного склона Южного Урала может располагаться как в области приустьевых осадков рек категории 4 (реки этой категории питаются в основном продуктами размыва вулканических ассоциаций), так и в зоне перекрытия областей донных осадков современных рек категорий 1 и 4 или 1, 2 и 4. По-видимому, на палеоводосборах котлинского времени собственно магматические и метаморфические породы имели ограниченное развитие.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ

Все сказанное выше показывает, что источниками основной части тонкой алюмосиликокластики, слагающей осадочные последовательности венда северо-западной, северной, северо-восточной и восточной частей Восточно-Европейской платформы, являлись преимущественно зрелые в геохимическом отношении комплексы пород и/или субстраты-источники. Это хорошо видно по распределению точек составов глинистых пород различных литостратиграфических подразделений (валдайской, серебрянской, сылвицкой и ашинской серий) на диаграммах (CaO + MgO)–SiO₂/10–(Na₂O + K₂O) и La/Sc–Th/Co. Исключением являются тонкозернистые обломочные породы котлинского региояруса западного склона Южного Урала, в составе которых, по-видимому, доля продуктов разрушения магматических пород основного или среднего состава более значительна, по сравнению с глинистыми породами всех остальных литостратиграфических подразделений венда; то же можно предполагать и для глинистых пород суировской свиты Южного Урала.

Вместе с тем информация о составе комплексов пород, или субстратов-поставщиков тонкой алюмосиликокластики для осадочных последовательностей венда, полученная на основе диаграмм (CaO + MgO)–SiO₂/10–(Na₂O + K₂O) и La/Sc–Th/Co, представляется все же недостаточно конкретной. Вследствие этого для реконструкции состава палеоводосборов также использовалась диаграмма F1–F2. Распределение точек составов глинистых пород на этой диаграмме показывает, что источниками тонкой алюмосиликокластики в течение венда являлись как осадочные образования, так и магматические породы кислого и среднего состава. Исключением являются глинистые породы беломорского региояруса Вычегодского прогиба, в которых можно предполагать более заметную долю продуктов разрушения основных магматических пород.

Полученные результаты не противоречат ранее сделанным выводам [Маслов и др., 2008, 2016; Маслов, Подковыров, 2013; Подковыров и др., 2011, 2017 и др.] и хорошо согласуются с существующими палеогеографическими реконструкциями [Аксенов, 1985 и ссылки в этой работе]. В то же время они не позволяют прийти к каким-либо определенным выводам относительно характера речных систем, питавших осадочные бассейны венда обломочным материалом, о размерах и типах их водосборных пространств. Судить о характеристиках водосборов можно, по-видимому, только с помощью диаграмм (La/Yb)_N–Eu/Eu* и (La/Yb)_N–Th, классификационные области которых основаны на геохимических характеристиках донных осадков устьевых частей современных рек различных категорий, приведенных в публикации [Bayon et al., 2015].

Распределение точек составов тонкозернистых обломочных пород на диаграмме (La/Yb)_N–Eu/Eu* позволяет думать, что в течение венда питание мелководных морских бассейнов, существовавших в полосе от южной периферии Балтийского щита (современная Балтийская/Лужско-Ладожская моноклиналь) до западного склона современного Южного Урала, происходило преимущественно взвешенным материалом, транспортировавшимся реками категории 1 (крупные реки с разнообразными по составу пород водосборами) и/или категории 2 (реки, питающиеся преимущественно продуктами размыва осадочных образований). Так как площадь водосборов современных рек указанных категорий достаточно велика (например, р. Сена – 79 тыс. км², р. Нил ‒ до 3 млн км², р. Амазонка – почти 6 млн км²), можно предполагать, что вендские бассейны седиментации⁹⁹, существовавшие в центральной, северной и восточной частях Восточно-Европейской платформы, занимали существенно большие площади, по сравнению с современными полями распространения верхневендских отложений. Кроме того, по аналогии с общим строением водосборов рек категории 1 (например, Маккензи, Фрейзер и др.) можно ожидать, что на площадях вендских речных водосборов значительная доля (20…30…40…?%) приходилась на осадочные/метаосадочные образования, или эти водосборы были представлены только такими породами. Таким образом, это позволяет предполагать, что площади распространения на Восточно-Европейской платформе осадочных толщ рифея (в настоящее время приуроченных только к авлакогенам) могли быть более значительными, чем это оценивается в настоящее время.

Наряду с реками категорий 1 и 2, определенный вклад в формирование поздневендских осадочных последовательностей, судя по распределению точек составов глинистых пород редкинского, беломорского и котлинского региоярусов на диаграмме (La/Yb)_N–Eu/Eu*, вносили также и реки, которые поставляли продукты размыва магматических и метаморфических комплексов, слагавших цоколь Восточно-Европейской платформы. В беломорское и котлинское время в ряде регионов (южные районы Мезенской впадины, восток Башкирского мегантиклинория и, возможно, Волго-Уральская область) в размыв были вовлечены и вулканические ассоциации, служившие источниками тонкой алюмосиликокластики, транспортировавшейся реками категории 4. Локализация точек составов глинистых пород венда северо-западной, северной, северо-восточной и восточной частей Восточно-Европейской платформы на диаграмме (La/Yb)_N–Th это подтверждает.

Полученные нами с помощью различных литогеохимических методов и подходов выводы относительно типов водосборов и питающих провинций, которые могли быть источниками тонкозернистого обломочного материала для осадочных последовательностей венда ряда регионов Восточно-Европейской платформы, не противоречат существовавшим ранее представлениям об основных процессах накопления кластики в вендских отложениях [Аксенов, 1985 и ссылки в этой работе]. Вместе с тем, они позволяют думать, что водосборы в венде были в основном сложены дорифейскими и рифейскими (?) осадочными и метаосадочными образованиями, площадь распространения которых в пределах Восточно-Европейской платформы была, по-видимому, значительно больше той, которую можно видеть сегодня. Многие исследователи также считают, что существенный вклад в накопление валдайской, серебрянской, сылвицкой и ашинской серий, а также бижбулякского комплекса вносил алюмокластический материал, поступавший со стороны обрамлявших платформу складчатых сооружений (Тиман, Северный, Средний и Южный Урал) [Сочава и др., 1992; Сочава, 1996; Оловянишников, 1998; Маслов, Подковыров, 2013 и др.]. Однако, как выяснилось в последнее время, это не всегда могло быть так.

Так, по данным работы [Ивлева и др., 2016], в позднем венде основным источником кластики для восточных районов современной Балтийской/ Лужско-Ладожской моноклинали был одноименный щит, и только в самом начале раннего кембрия, при сохранении сноса с Балтийского щита, существенную роль в качестве поставщика обломочного материала приобрела тиманская окраина Балтики.

Песчаники тамицких слоев (или тамицкой подсвиты), залегающие, как предполагается, в основании верхневендского разреза Юго-Восточного Беломорья, содержат обломочные цирконы, U‒Pb-изотопный возраст которых соответствует временному интервалу 2839…1836 млн лет [Кузнецов и др., 2014]. Это позволяет считать, что источниками слагающего эти песчаники материала являлись кристаллические комплексы цоколя Восточно-Европейской платформы.

В песчаниках керносской свиты Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория, по данным работы [Маслов и др., 2012], присутствуют обломочные цирконы как мезо- и неоархейского (~15%), так и палеопротерозойского (~60%) возраста, что в значительной степени сближает их с тиллитовидными конгломератами танинской свиты. В то же время, около четверти кристаллов циркона имеет мезопротерозойский (пики 1549–1508, 1472, 1465, 1376–1340, 1270–1242, 1186, 1115 и 1034 млн лет) и тонийский (для одного зерна ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст ядра составляет ~1177, а оболочки – около 892 млн лет) возраст. Таким образом, популяция обломочных цирконов в породах лапландского и редкинского региоярусов западного склона Среднего Урала объединяет как продукты размыва дорифейских кристаллических комплексов цоколя Восточно-Европейской платформы, так и присутствующих среди них, скорее всего, догренвильских (1.5–1.2 млрд лет) и гренвильских (1.3–1.0 млрд лет) образований.

U‒Pb-изотопный возраст обломочных цирконов, выделенных из песчаников толпаровской свиты (лапландский региоярус) Башкирского мегантиклинория, варьирует от 2905 до 889 млн лет [Кузнецов и др., 2019]. Из них ~9% зерен характеризуются неопротерозойским возрастом, около 70% – мезопротерозойским (пики 1418 и 1172 млн лет), а 22% – палеопротерозойским и мезоархейскими возрастами. В песчаниках басинской свиты (котлинский региоярус): 63% всей популяции цирконов – это кристаллы мезопротерозойского возраста (пики – 1213 и 1501 млн лет); ~30% цирконов имеет палеопротерозойский возраст (пики – 1907 и 2000 млн лет). На долю цирконов неопротерозойского возраста приходится 3%, и примерно столько же составляют зерна нео- и мезоархейского возрастов [Кузнецов и др., 2012а, 2012б]. Песчаники кукараукской свиты того же региояруса содержат обломочные цирконы, диапазон возрастов которых составляет ~3188…~617 млн лет (~8% – зерна неопротерозойского возраста ~62% и 17% – доли зерен с мезо- и палеопротерозойскими возрастами, 13% – зерна нео- и мезоархейского возраста). Таким образом, здесь, как и в породах лапландского и редкинского региоярусов западного склона Среднего Урала, наряду с преобладающими кристаллами мезопротерозойского возраста, есть более древние зерна, источниками которых были кристаллические комплексы фундамента Восточно-Европейской платформы.

В то же время, в пользу поступления тонкозернистой алюмосиликокластики на периферию платформы со стороны Варангер-Канино-Тиманского складчато-надвигового пояса, или Тиманского орогена, сложенного позднедокембрийскими осадочно-метаморфическими, вулканогенно-обломочными и магматическими комплексами [The Neoproterozoic Timanide …, 2004 и др.], свидетельствуют величины ряда индикаторных отношений (Th/Cr, Th/Sc и др.) в глинистых породах верхнего венда Предтиманского предгорного прогиба, которые позволили установить, что примитивные в геохимическом отношении архейские субстраты, доминирующие в составе Кольского и Волго-Уральского мегаблоков Восточно-Европейской платформы [Земная кора …, 1978; Докембрийская геология …, 1988; Бибикова и др., 2008, 2015; Минц и др., 2010; Bogdanova et al., 2010 и др.], не принимали заметного участия в формировании осадочного выполнения Предтиманского предгорного прогиба.

Об этом свидетельствуют также и данные о модельном Nd-возрасте (T_DM) глинистых пород Предтиманского предгорного прогиба. Так, аргиллиты верхнего венда Юго-Восточного Беломорья имеют модельный Nd-возраст от 1.73–1.71 до 1.57–1.53 млрд лет [Маслов и др., 2008]. Тонкозернистые обломочные породы сылвицкой серии западного склона Среднего Урала обладают значениями T_DM в интервале 1.77‒1.73 млрд лет [Маслов и др., 2005]. Это резко отличается от более древних величин T_DM, характерных для инфракрустальных образований Балтийского щита и Волго-Уральского геоблока. Модельный Nd-возраст аргиллитов байкибашевской и старопетровской свит бижбулякского комплекса Шкаповско-Шиханской впадины варьирует от 2.3 до 2.2 млрд лет [Маслов и др., 2006], тогда как тонкозернистые обломочные породы вышележащей салиховской свиты имеют заметно омоложенные значения (~1.58 млрд лет). Причиной этого могло быть усиление сноса обломочного материала с востока, со стороны растущего Белорецкого метаморфического поднятия – фрагмента Варангер-Канино-Тиманского складчато-надвигового пояса во время накопления осадков салиховской свиты [Маслов и др., 2009].