Литология и полезные ископаемые, 2022, № 5, стр. 494-514

ОБЩИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СВЕДЕНИЯ

Геологическое строение Порожинского месторождения в целом хорошо изучено. Здесь были проведены детальные работы на поиски и разведку залежей руд марганца с подсчетом запасов и обоснования технико-экономических кондиций (1978–1990 гг. – Порожинской поисковой партией, ГСЭ ПГО “Красноярскгеология”; 1995‒1998 гг. – ГРК “Плутон”) в рамках программы подготовки этого месторождения к освоению.

Результаты проведенных на Порожинском месторождении геологоразведочных работ и научных исследований изложены в фондовых материалах и ряде научных публикаций [Мкртычьян и др., 1980; Головко, Наседкина, 1982; Головко и др., 1982; Усталов, 1982; Мстиславский, Потконен, 1990; Цыкин, Свиридов, 1993, 2012; Горшков, 1994; Кулешов, 2018; Кулешов и др., 2021а и др.]. По этой причине в настоящем сообщении мы приведем лишь кратко общую характеристику строения месторождения, а также геологического положения развитых здесь пород и руд.

В структурном отношении Порожинское месторождение приурочено к Порожинской синклинали, осложняющей строение Михеевской впадины Вороговского прогиба. Наиболее древние породы в районе месторождения отнесены к нижнему протерозою и представлены тремя свитами: порожинской (двуслюдяные гранатовые плагиогнейсы, гранатовые амфиболиты, кальцифиры, кварциты), свитой хребта Карпинского (гнейсы, кварциты, кварц-гранат-двуслюдяные сланцы, мраморы, амфиболиты) и печенгской (кристаллосланцы, кварциты, мраморы) [Цыкин, Свиридов, 2012]. Выше с несогласием залегают породы, относимые к сухопитской серии нижнего–среднего рифея, представленной кристаллическими сланцами разного состава, кварцитами и мраморами. Все эти образования участвуют в строении структурного основания Вороговского прогиба и расположенного в более восточных районах северной части Енисейского кряжа Чапско-Тейского прогиба, сложенных поздненеопротерозойскими образованиями.

В Вороговском прогибе верхи неопротерозойского разреза представлены вороговской серией и перекрывающей ее карбонатной толщей. Вороговская серия расчленена на северореченскую, мутнинскую и сухореченскую свиты, представленные терригенными и карбонатными породами в разном соотношении [Кириченко, 1965; Советов, Благовидов, 1996; Хоментовский, 2015; Вишневская и др., 2017; Кузнецов и др., 2017]. На этом или близком стратиграфическом уровне в юго-западных частях Чапско-Тейского прогиба выделяют чингасанскую серию, расчлененную на лопатинскую, карьерную (вандадакскую) и чивидинскую, сложенные преимущественно терригенными обломочными и глинистыми образованиями [Семихатов, 1962; Хоментовский и др., 1972; Ножкин и др., 2007; Хоментовский, 2015, Шацилло и др., 2015; Кузнецов и др., 2018; Priyatkina et al., 2016]. Распространенные в северо-восточных частях Чапско-Тейского прогиба поздненеопротерозойские образования рассматривают как чапскую серию, занимающую более высокое стратиграфическое положение по отношению к чингасанской серии [Семихатов, 1962, Хоментовский, 2015, Priyatkina et al., 2016]. Чапскую серию принято расчленять на суворовскую свиту (сложена конгломератами, распространенными локально и, по-видимому, слагающими выполнение эрозионных карманов), существенно карбонатную подъемскую свиту и перекрывающую ее немчанскую свиту, сложенную красноцветными терригенными породами [Советов, 1977; Советов, Благовидов, 2004; Хоментовский, 2015]. По аналогии с доминирующими представлениями о строении сводного разреза Чапско-Тейского прогиба верхние элементы непротероойской последовательности в Вороговском прогибе, представленные, в основном, карбонатными породами, также выделяют как подъемскую свиту. Как в Чапско-Тейском, так и Вороговском прогибах стратиграфически выше неопротерозойских образований залегают породы лебяжинской свиты нижнего кембрия [Усталов, 1982; Хоментовский, 2015; Priyatkina et al., 2016; Вишневская и др., 2017; Кузнецов и др., 2017].

В Вороговском прогибе и, в частности, в районе Порожинского месторождения (центральная часть Вороговского прогиба) карбонатные породы, относимые к подьемской свите, марганценосны; в разрезе карбонатной толщи выделены две подсвиты: нижняя и верхняя. Первая из них хорошо выдержана по составу и мощности; в основном представлена доломитами, и только вблизи ее кровли появляются прослои аргиллитов и известняков. Полная мощность подсвиты 360–400 м. Для пород, относимых на Порожинском месторождении к верхнеподъемской подсвите, характерны повышенная марганценосность и присутствие (вплоть до преобладания) туфогенных и туфогенно-кремнистых пород [Усталов, 1982; Цыкин, Свиридов, 1993, 2012]. Толща этих пород подразделяется на 6 пачек (вулканогенно-терригенную марганценосную, туфосилицитовую, алевролито-туфоалевролитовую, карбонатно-туфогенно-терригенную, алевро-песчанистую с линзами строматолитовых известняков, известково-песчанистую), внутреннее строение которых весьма изменчиво [Цыкин, Свиридов, 1993, 2012]. Основной продуктивной пачкой на марганец является первая (нижняя) пачка, включающая стратиформные родохрозитовые туфоалевролиты, псаммитовые туфы и туффиты со средним содержанием марганца 8–10%, иногда выше [Головко и др., 1982]. В составе туфов установлено значительное количество конкреционных доломит-родохрозитовых и родохрозитовых стяжений и обломков того же состава, которые в отдельных разрезах слагают 20–60% объема всего кластического материала и локализованы в виде стратиформных рудных слоев.

Несколько повышенное содержание марганца характерно также и для верхних пачек подсвиты, в составе которых присутствуют горизонты известняков; отдельные прослои известняков содержат примесь органического вещества в виде битумов и углисто-графитистых включений. Мощность толщи, относимой на Порожинском месторождении к верхнеподъемской подсвите, на разных его участках изменяется от 800 до 1200 м.

На верхнеподъемской подсвите согласно залегает толща переслаивающихся аргиллитов, алевролитов и песчаников разной зернистости, которую обычно [Хоментовский, 2015] сопоставляют с немчанской свитой чапской серии Чапско-Тейского прогиба, относимой к нижнему венду [Покровский и др., 2012] или к верхам верхнего венда (эдиакария) [Priyatkina et al., 2016].

Фанерозойские толщи в районе месторождения представлены нижнепалеозойскими, мезозойско-раннекайнозойскими породами и рыхлыми четвертичными отложениями. К нижнему палеозою отнесены фаунистически охарактеризованные нижнекембрийские, преимущественно карбонатные породы лебяжинской свиты. В пределах Вороговского прогиба (как и в Чапско-Тейском прогибе) эта свита залегает на породах верхней части немчанской свиты, а в некоторых других частях Енисейского кряжа (например, в бассейне верхнего течения р. Вороговка) на более древних образованиях. В разрезе лебяжинской свиты преобладают доломиты, присутствуют единичные горизонты алевролитов, аргиллитов и гипса [Усталов, 1982; Цыкин, Свиридов, 1993, 2012].

Мезозойско-раннекайнозойские образования имеют континентальное происхождение и слагают, в основном, площадные и линейные коры выветривания [Мкртычьян и др., 1980; Головко, Наседкина, 1982; Головко и др., 1982; Усталов, 1982; Мстиславский, Потконен, 1990; Цыкин, Свиридов, 1993, 2012; Горшков, 1994]. Во многих случаях эти образования выполняют полости карстовых депрессий, развитых в карбонатных породах, относимых к подъемской свите. Присутствуют также фрагментарно сохранившиеся угленосно-терригенные и терригенные породы средней-верхней юры, нижнего мела и палеогена, а также продукты их выветривания [Цыкин и др., 1987].

Порожинское месторождение объединяет 7 участков (Кожевенский, Моховой, Порожинский, Центральный, Хребтовый, Северный и Михеево-Мутнинский), границы которых проведены условно [Горшков, 1994; Цыкин, Свиридов, 2012]. Наиболее крупными по запасам марганцевых руд являются Моховой и Порожинский участки [Горшков, 1994].

Первичные марганцевые и марганецсодержащие породы на Порожинском месторождении приурочены к толще, относимой к верхней подсвите подъемской свиты верхнего венда. Это карбонатные породы (марганцовистый доломит и др.) с повышенным содержанием марганца (до 6% MnO и выше). Вторичные (гипергенные, наложенные) марганцевые руды связаны с мезозойско-раннекайнозойскими корами выветривания и представлены преимущественно оксидными рудами, а также в небольшом количестве (до 3%) – карбонатами марганца.

Наложенное карбонатное омарганцевание проявлено в виде псевдоморфного метасоматического замещения доломита родохрозитом и манганокальцитом, а также прожилков и гнезд родохрозита. Эти процессы обусловлены инфильтрацией обогащенных марганцем подземных вод сквозь трещиноватые кавернозные доломиты и метасоматозом последних с образованием гипергенных родохрозита и манганокальцита [Цыкин и др., 1987; Головко и др., 1982; Цыкин, 1984, 1992; Горшков, 1994; Цыкин, Свиридов, 2012].

Марганцевые руды в карстовых депрессиях на месторождении слагают серию субпараллельных пластообразных и линзовидных тел субгоризонтального и наклонного залегания, осложненных локальными выступами и прогибаниями. В этих пластообразных и линзовидных рудных телах часты “включения” безрудных интервалов (“окон”). Рудные тела конформны горизонтам глинистых пород мезозойско-кайнозойских площадных и линейных кор выветривания [Горшков, 1994; Цыкин, Свиридов, 2012].

Формирование марганцевых пород и руд Порожинского месторождения связано с рядом геологических процессов, протекавших в разных условиях на протяжении длительного геологического времени – с венда и до мела–палеогена. Первичное концентрирование марганца, в соответствии с распространенной точкой зрения [Усталов, 1982; Горшков, 1994; Цыкин, Свиридов, 1993, 2012 и др.], происходило в форме карбонатов (марганцовистого доломита, родохрозита, манганокальцита, манганосидерита), характерных для толщи, относимой к верхнеподъемской подсвите верхнего венда. В карстовых образованиях мела–палеогена, развитых преимущественно по породам, относимым к верхнеподъемской подсвите, которые служили источником марганца для руд месторождения, высокие концентрации марганца связаны, в основном, с оксидами (псиломеланом, пиролюзитом, вернадитом, рансьеитом, бёрнесситом и др.; а на глубинах более 200 м – также и с манганитом). Образование вторичных (гипергенных) карбонатов марганца (родохрозита, манганокальцита, кутнагорита) также широко проявлено; происходило в мезозое–кайнозое неоднократно [Головко и др., 1982; Цыкин, 1984, 1992; Цыкин и др., 1987].

Следует отметить, что дно карстовых депрессий обычно сложено доломитами, относимыми к нижнеподъемской подсвите (рис. 2), которые часто характеризуются повышенным содержанием марганца и, возможно, также могут служить источником марганца для рудных залежей карстовых депрессий [Кулешов и др., 2021а].

Рис. 2.

Геологический разрез по профилю 112 Мохового участка Порожинского месторождения [Горшков, 1994]. 1–3 – руды: 1 – оксидные, 2 – оксидно-карбонатные, 3 – карбонатные; 4 – щебнисто-глинистые образования (кора выветривания); 5 – алевролиты, туфоалевролиты, туфопесчаники; 6 – силициты, фтаниты; 7 – доломиты; 8 – известняки песчанистые; 9 – положение буровых скважин.

Таким образом, условия образования карбонатов марганца и вмещающих пород Порожинского месторождения в целом и в отдельных его участках были принципиально различными на разных этапах формирования месторождения: морскими – в позднем венде и континентальными (связанными с процессами образования карстовых депрессий) – в позднем мезозое и раннем кайнозое. Это, как можно полагать, должно было отразиться в изотопных (стронций, углерод, кислород) системах образования пород и руд месторождения.

МАТЕРИАЛ И АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

АНАЛИТИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Результаты определения химического и изотопного состава (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, δ¹⁸О, δ¹³C) изученных пород и руд приведены в табл. 1 и 2. Обращает на себя внимание широкий общий диапазон величин стронциевого отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, варьирующих от 0.70822 до 0.70924, а также изотопного состава углерода (δ¹³C: –14.6…2.0‰, PDB) и кислорода (δ¹⁸О +19.4…+28.3‰, SMOW). Это свидетельствует о разных условиях образования (или, возможно, преобразования) и разных источниках вещества изученных пород.

Изотопный состав углерода и кислорода. Полученные данные по изотопному составу углерода и кислорода приведены на рис. 3. На нем видно, что изотопные характеристики изученных пород соответствуют разным генетическим типам карбонатного вещества. Наиболее высокие (δ¹³C ≈ ≈ –1…2‰) значения δ¹³C и δ¹⁸О соответствуют доломитам, образованным в морских условиях (области “А” и “Б”). Карбонаты марганца, как и следовало ожидать, характеризуются наиболее легким изотопным составом углерода (δ¹³C –14.6… –9.5‰). Это свидетельствует о том, что они были образованы при активном участии окисленного углерода органического вещества как в исходных осадках зоны раннего диагенеза (область “В”), так и в экзогенных (карстовые депрессии) условиях (см. рис. 3, область “Г”; полная сводка величин δ¹³C и δ¹⁸О в карбонатах Порожинского месторождения приведена в работах [Кулешов, 2018; Кулешов и др., 2021а]).

Рис. 3.

δ¹³С и δ¹⁸О в породах и рудах Порожинского месторождения марганца. А – область современных осадочных морских карбонатов, Б – предполагаемая область позднедокембрийских–раннепалеозойских осадочных морских карбонатов Вороговского прогиба, В – предполагаемая область позднедокембрийских-раннепалеозойских диагенетических морских карбонатов Вороговского прогиба, Г – область карбонатов зоны гипергенеза. Стрелка 1 – направление изменения величин δ¹⁸О под воздействием вторичных процессов в условиях гипергенеза. 1–3 – Порожинский участок: 1 – доломиты нижнеподъемской подсвиты, 2 – карбонаты марганца (руда) карстовой депрессии, 3 – доломиты карстовой депрессии (верхнеподъемская(?) подсвита); 4–6 – Моховой участок: 4 – доломиты из разведочных канав (верхнеподъемская(?) подсвита), 5 – доломит из скважин (нижнеподъемская подсвита), 6 – карбонат марганца.

Обращает на себя внимание достаточно широкие пределы вариаций величин δ¹⁸О в доломитах (22.3…28.5‰), в то время как изотопный состав углерода в них в целом остается довольно стабильным (δ¹³C ≈ –1…2‰) и соответствует значениям в осадочных карбонатах морского генезиса [Дегенс, 1967, 1971].

Так, наиболее высокие значения δ¹⁸О (27.6… 28.5‰) характерны для доломитов, отобранных из наиболее глубокозалегающих (глубины 200 м и ниже) горизонтов, относимых здесь к нижнеподъемской подсвите. На графике рис. 3 фигуративные точки, соответствующе этим значениям, занимают область “А”. В то же время значительная часть доломитов характеризуется более легким изотопным составом кислорода (δ¹⁸О 22… 26‰) и занимает условную область “Б”. Близкое значение δ¹⁸О имеет также и карбонат марганца (родохрозит) из разрезов, относимых к нижнеподъемской подсвите (δ¹⁸О = 26.4‰, см. табл. 1). Этот карбонат марганца был образован, по-видимому, в зоне раннего диагенеза, когда в бассейне седиментации еще происходил обмен придонных и иловых вод (см. рис. 3, область “В”) [Кулешов и др., 2021а].

Таким образом, можно полагать, что доломиты, относимые на Порожинском месторождении (Михеевская впадина Вороговского прогиба) к подъемской свите, были образованы в разных изотопно-геохимических условиях, обусловленных, по-видимому, разными палеофациальными обстановками с отличавшимися температурами образования и изотопным составом кислорода морской воды, которые могли варьировать как в пространстве (по площади), так и во времени.

Следует также отметить, что широкие вариации изотопного состава кислорода в доломитах позднего неопротерозоя в целом характерны для разрезов как прилегающих территорий к Вороговскому прогибу, так и многих районов Сибири. Например, в доломитах подъемской свиты разреза по р. Чапа значения δ¹⁸О составляют 23.1… 25.6‰, а в известняках – 21.0…22.1‰ [Покровский и др., 2012]. Широкие вариации изотопного состава (δ¹⁸О = 25.3…28.1‰) характерны и для доломитов тасеевской свиты эдиакария юга Енисейского кряжа [Кочнев и др., 2020]. Это же отмечено и в доломитах переходных толщ от венда (эдиакария) к кембрию (дикимдинская свита) на западном склоне Алданского щита (р. Олекма). Значения δ¹⁸О здесь также варьируют в довольно широком интервале – от 24.9 до 28.3‰ [Покровский и др., 2020].

Широкие вариации величин δ¹⁸О в доломитах позднего неопротерозоя характерны и для других районов Сибири. Так, в разных литологических подтипах (глинистые, известковистые, ангидритистые, соленосные и др.) доломитов венда центральных районов Сибирской платформы также отмечен достаточно широкий интервал вариаций этих величин. Например, для успунской свиты он составляет 24.4…25.4‰ (скв. Западно-Батуобинская-362-0), 25.6…27.3‰ (скв. Сохсолохская-706); в бюкской свите тирского горизонта ‒ 27.6…29.6‰ (скв. Айхальская-707), 24.7…30.9‰ (скв. Западно-Батуобинская-362-0), 30.3…31.3 (скв. Онкучахская-286-1), 28.5…31.8‰ (скв. Сохсолохская-706), 28.6…32.0‰ (скв. Ханнинская-322-0), 29.1…30.2‰ (скв. Шеинская-471); в харыстанской свите непского горизонта ‒ 25.7…28.7‰ (скв. Ханнинская-322-0). В паршинской свите непского горизонта значения δ¹⁸О в доломитах немного ниже и составляют 24.6…25.2‰ (скв. Чайкинская-279), 21.6…26.2‰ (скв. Чайкиская-367). В то же время в ынахской свите непского горизонта эти значения более высокие 29.0…30.8‰ (скв. Шеинская-471) [Кочнев и др., 2018]. Такие же широкие вариации изотопного состава кислорода характерны, как будет показано ниже, и для карбонатных пород эдиакария разных районов мира.

Следует отметить, что в указанных работах не уделено должного внимания интерпретации широких вариаций величин δ¹⁸О. Однако эти данные заключают в себе важную информацию об условиях образования (седиментации) карбонатов, поскольку отражают изменения как температурных условий, так и изотопного состава кислорода воды бассейна седиментации (например, вариации величин δ¹⁸О в пределах 10‰ могут свидетельствовать об изменениях температур до 40°‒ 50° или о вариациях величин δ¹⁸О морской воды, или о параллельном воздействии указанных факторов [Friedman, O’Neil, 1977]).

Резкие смещения величин δ¹⁸О часто можно наблюдать даже в пределах одного разреза. Например, в карбонатах опорного разреза венда Уринского поднятия (северо-восточная часть Патомского прогиба) наблюдаемые резкие смещения (на 3‒4‰) на контакте известняков и доломитов авторы сообщения [Покровский, Буякайте, 2015, стр. 165] связывают с “… существенным изменением условий седиментации и наличием перерыва”.

Довольно резкие смещения величин δ¹⁸О (до 8‒ 10‰) при переходе от доломитов к известнякам характерны также и для разных разрезов переходных толщ от венда к кембрию – цаганоломской и баянгольской свит Дзабханского бассейна (Западная Монголия): в разрезах по руч. Баян-гол, хр. Хевте-цахир-нуру и руч. Цаган-гол [Кулешов, Жегалло, 1997], что было обусловлено, по-видимому, не только вторичными преобразованиям, но и первичными причинами – сменой условий седиментации (температурный фактор и опреснение палеоводоема).

Таким образом, можно полагать, что, согласно нашим наблюдениям (породы Порожинского месторождения) и данным, приведенным в цитированных работах, образование доломитов в неопротерозое происходило в морских бассейнах с разными условиями седиментации, при которых были образованы как изотопно-тяжелые по кислороду доломиты (27…30‰), так и доломиты с более легким изотопным составом (22‒24…27‰); последние были сформированы, по-видимому, из морских вод с более легким изотопным составом кислорода относительно современного океана и, возможно, при более высоких температурах [Кулешов и др., 2021а].

В то же время, часть изученных нами доломитов с наиболее легким изотопным составом кислорода (δ¹⁸О 22‰ и ниже) могла претерпеть вторичные преобразования с участием изотопно-легких по кислороду пропитывающих флюидов (не исключено – метеорного генезиса), – в результате изотопного обмена кислородом воды и доломитов, приведшего к обогащению последних легким изотопом ¹⁶О (см. рис. 3, стрелка 1). В этом случае пропитывающие растворы не должны были содержать растворенную углекислоту с низкими величинами δ¹³C.

Если пропитывающие растворы были обогащены углекислотой с легким изотопным составом углерода за счет присутствия СО₂, образованной в результате окисления углерода органического вещества, тогда были сформированы карбонаты с наиболее низкими значениями δ¹³C и δ¹⁸О (см. рис. 3, область “Г”), как это происходит при образовании карбонатов марганца в карстовых депрессиях и вторичной карбонатизации (тонко рассеянной по породе и в виде секущих прожилков) [Кулешов и др., 2021].

Изотопный состав стронция. Результаты изучения Sr-изотопной системы в рудных и нерудных карбонатах Порожинского месторождения представлены в табл. 1. Если исходить из предположения о разных условиях образования карбонатов (рудных и нерудных) изучаемого месторождения, что следует из данных по изотопному составу кислорода, приведенных как в настоящей работе (см. табл. 1), так и ранее [Кулешов и др., 2021], мы вправе были ожидать существенных различий в изотопном составе стронция изученных пород. Действительно, величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в них варьируют в достаточно широком интервале – от 0.70825 до 0.70924. При этом самые низкие стронциевые отношения (0.70825‒0.70827) свойственны доломитам, отобранным из керна скважин из наиболее глубоких горизонтов нижнеподъемской подсвиты (250‒300 м); наиболее высокие (0.70862‒0.70924) – характерны для карбонатов марганца карстовой депрессии, а отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в доломитах неглубокого современного залегания (вскрытых разведочными канавами и буровыми скважинами в карстовой депрессии) занимают промежуточное положение (0.70839‒0.70864) (см. табл. 1). Причиной вариаций величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в изученных породах могли служить как меняющийся в геологическом времени изотопный состав стронция морских вод, так и вторичные процессы, приводящие к загрязнению (привносу в Sr-изотопную систему породы) радиогенного изотопа ⁸⁷Sr.

Прежде, чем приступить к обсуждению изотопных данных по стронцию, необходимо рассмотреть вопрос о представительности полученных аналитических данных, т.е. о сохранности первичного изотопного состава стронция в карбонатах и степени измененности изученных пород в результате вторичных преобразований. Особенности Sr изотопной системы доломитов обусловлены, прежде всего, тем, что для изученных доломитов характерны крайне низкие содержания стронция (25.7‒72.7 ppm, см. табл. 1); содержание рубидия также в целом не высокое (0.061‒0.82 ppm), хотя отмечаются и довольно высокие его концентрации (до 1.74‒2.40 ppm, см. табл. 1). Однако, отсутствие тренда в координатах ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr–⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (см. ниже в тексте) говорит в пользу отсутствия контаминации силикатной компонентой. В этой связи мы предполагаем, что в образцы с высоким содержанием рубидий попал на поздних стадиях эволюции породы. Поэтому мы не вводим в изотопные отношения стронция поправку на возраст. Однако в иллюстративных целях мы приводим эту поправку в таблице.

Одним из важнейших критериев степени преобразованности карбонатов обычно принято считать отношение весовых значений Mn и Sr – в наименее измененных доломитах оно не должно превышать 10 [Kaufman et al., 1996; Подковыров и др., 1998; Семихатов и др., 2004, 2009; Хабаров, Изох, 2014; Кузнецов и др., 2014]. В изученных нами доломитах, относимых на Порожинском месторождении к подъемской свите, значения Mn/Sr существенно выше указанной величины, превышение составляет от 3‒5 до 900 раз (см. табл. 1). Из этого следует, что для карбонатов марганцеворудных осадочных бассейнов отношение весовых значений Mn и Sr не пригодно в качестве критерия первичности (неизмененности) пород. Это, по-видимому, обусловлено тем, что для марганцеворудных бассейнов седиментации изначально были характерны повышенные концентрации марганца в морской воде (в результате материкового стока или поступления Mn с гидротермами); осадки таких бассейнов, в том числе и карбонатные, имели высокие содержания марганца, существенно превышающие кларк этого элемента в земной коре.

О незначительной степени преобразования изученных доломитов Порожинского месторождения могут свидетельствовать также и данные по изотопному составу кислорода; в изученных доломитах значения δ¹⁸О в целом высокие и составляют 22…28‰. При этом не отмечена зависимость величин δ¹³C и δ¹⁸О, что также, согласно существующим представлениям [Kaufman, Knoll, 1995; Подковыров и др., 1998; Семихатов и др., 2004; Покровский и др., 2012, 2020; Кочнев и др., 2018, 2020], может служить доказательством незначительных постседиментационных изменений.

В то же время, в химическом составе изученных доломитов наблюдаются интересные закономерности, свидетельствующие об особенностях их образования. Например, наблюдается отчетливая отрицательная зависимость между величинами δ¹⁸О и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (рис. 4а) – карбонаты с высоким стронциевым отношением характеризуются относительно более легким изотопным составом кислорода (наиболее низкие значения δ¹⁸О). При этом наиболее низкие величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и наиболее высокие значения δ¹⁸О характерны для доломитов, отобранных из самых глубоких горизонтов карбонатной толщи, относимой на Порожинском месторождении к нижнеподъемской подсвите, а в карбонатах марганца из карстовой депрессии, наоборот, отмечены высокие величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и легкий изотопный состав кислорода (наиболее низкие значения δ¹⁸О). Доломиты неглубокого современного залегания (вскрытые разведочными канавами и буровыми скважинами в карстовой депрессии) занимают промежуточное положение. Здесь обращает на себя внимание слабо выраженный “тренд” (или “зависимость”) в распределении величин δ¹⁸О и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (см. рис. 4а), а именно – для наиболее тяжелых по изотопному составу кислорода доломитов, в целом, характерны наиболее низкие отношения изотопов стронция, и наоборот. Обычно такие зависимости интерпретируют как линии смешения вещества из двух источников с противоположными изотопными и химическими характеристиками или как следствие “загрязнения” первичного вещества (доломитов, относимых на Порожинском месторождении к нижнеподъемской подсвите) наложенными процессами – преобразованием исходных доломитов поверхностными водами метеорного (атмосферного) происхождения, для которых характерен легкий изотопный состав кислорода (низкие значения δ¹⁸О), и которые были обогащены радиогенным стронцием (контаминация коровым веществом).

Рис. 4.

Характер распределения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr относительно δ¹⁸О (а) и содержания MnО (б) в породах и рудах Порожинского месторождения марганца. 1–3 – Порожинский участок: 1 – доломиты нижнеподъемской подсвиты, 2 – карбонаты марганца (руда) карстовой депрессии, 3 – доломиты карстовой депрессии (верхнеподъемская(?) подсвита); 4–6 – Моховой участок: 4 – доломиты из разведочных канав (верхнеподъемская(?) подсвита), 5 – доломит из скважин (нижнеподъемская подсвита), 6 – карбонат марганца (диагенетический).

Если считать, что увеличение значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr связано с постседиментационными изменениями доломитов в условиях близповерхностного залегания, то в этом случае мы должны были бы видеть также и облегчение изотопного состава углерода в доломитах (уменьшение величин δ¹³C), и одновременное увеличение в них содержания MnO, поскольку метеорные воды рассматриваемого месторождения должны быть существенно обогащены не только марганцем, но и изотопно-легкой углекислотой, образованной за счет окисления углерода органического вещества (как это отмечается в карбонатах марганца карстовой депрессии). Однако этого не наблюдается; при значительных вариациях значений δ¹⁸О изотопный состав углерода в доломитах остается относительно стабильным (δ¹³C ≈ –1…2‰) и соответствует, как уже выше отмечалось, осадочным карбонатам морского генезиса [Дегенс, 1967, 1971]. При этом для гипергенных карбонатов марганца карстовых депрессий характерен очень легкий изотопный состав углерода (δ¹³C –14.6…–9.5‰, см. рис. 3).

Интерпретация зависимости ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и содержания MnO (см. рис. 4б) в связи с недостаточностью аналитических данных неоднозначна. Возможно, часть доломитов неглубокого залегания (верхи нижнеподъемской, возможно – и верхнеподъемской(?) подсвит) могла быть обогащена марганцем и радиогенным изотопом стронция в результате проработки этих доломитов поверхностными (гипергенными) водами. С другой стороны, отсутствие зависимости изотопного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr от величины обогащения марганцем на графике рис. 4б косвенно подтверждает, что современные изотопные системы стронция в доломитах месторождения не зависят от концентрации марганца, и критерии отношения Mn и Sr в данном случае не работают.

В то же время нельзя исключить, что с течением геологического времени к концу неопротерозоя в ходе эволюции палеоводоема в нем могли измениться как изотопный (δ¹³C растворенной углекислоты и δ¹⁸О воды), так и химический состав (в том числе и отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) морских вод, и это должно было отразиться в составе изученных доломитов – что мы, по-видимому и отмечаем.

Можно также предполагать, что вариации величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатных породах Порожинского месторождения, могли быть каким-то образом связаны с изменением материкового сноса, т.е. с поступлением продуктов разрушения пород прилегающей суши, например, метаморфических пород нижнего протерозоя (порожинской свиты – двуслюдяных гранатовых плагиогнейсов, гранатовых амфиболитов, кальцифиров, кварцитов; свиты хребта Карпинского – гнейсов, кварцитов, кварц-гранат-двуслюдяные сланцев, мраморов, амфиболитов; печенгской свиты – кристаллических сланцев, кварцитов, мраморов [Цыкин, Свиридов, 2012]). На рис. 5 можно видеть характер распределения величин отношения изотопов стронция в зависимости от литохимического коэффициента (Al₂O₃ + TiO₂) в доломитах. Положение фигуративных точек на этом графике в целом носит “бессистемный” характер (фигуры, соответствующие доломитам, относимым на Порожинском месторождении к нижнеподъемской подсвите, расположены в крайней левой части графика), что может свидетельствовать о незначительном влиянии разрушающихся пород на изотопный состав стронция в доломитах.

Рис. 5.

Характер распределения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и литохимического коэффициента (Al₂O₃ + TiO₂) в доломитах Порожинского месторождения. 1, 2 – Порожинский участок: 1 ‒ доломиты нижнеподъемской подсвиты, 2 ‒ доломиты карстовой депрессии (верхнеподъемская(?) подсвита); 3, 4 – Моховой участок: 3 – доломиты из разведочных канав (верхнеподъемская(?) подсвита), 4 – доломит из скважин (нижнеподъемская подсвита).

О незначительном преобразовании исходных карбонатов, как было отмечено выше, может свидетельствовать также и распределение фигуративных точек в координатах ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr‒⁸⁷Rb/⁸⁷Sr на графике рис. 6 (исключены два образца, в которых, по мнению авторов, могли быть нарушены Rb‒Sr-системы, см. табл. 1). Здесь распределение полученных данных, в целом, носит также “бессистемный” характер (фигуры, соответствующие доломитам, относимым на Порожинском месторождении к нижнеподъемской подсвите, занимают крайнюю левую часть графика с самыми низкими изотопными отношениями), что позволяет нам судить о крайне низкой степени изменения первичной изотопной Sr-системы и представительности полученных изотопных данных.

Рис. 6.

Характер распределения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ⁸⁷Rb/⁸⁷Sr в доломитах Порожинского месторождения. 1–3 – Порожинский участок: 1 – доломиты нижнеподъемской подсвиты, 2 – карбонаты марганца (руда) карстовой депрессии, 3 – доломиты карстовой депрессии (верхнеподъемская(?) подсвита); 4–6 – Моховой участок: 4 – доломиты из разведочных канав (верхнеподъемская(?) подсвита), 5 – доломит из скважин (нижнеподъемская подсвита), 6 – карбонат марганца (диагенетический).

Для понимания степени изменения исходного состава карбонатного вещества используют также зависимости стронциевого изотопного отношения и Rb, Sr, Rb/Sr, Mg/Cа, Si, Fe и других компонентов, как это сделано, например, для карбонатов формации Доушантуо Южного Китая [Sawaki et al., 2010]. На рис. 7 приведены такие зависимости для доломитов Порожинского месторождения. Из анализа этих зависимостей следует, что отсутствие отчетливой связи величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и содержаний рубидия (см. рис. 7а) и стронция (см. рис. 7б), величин отношения Mg/Cа (см. рис. 7в), содержания SiO₂ (см. рис. 7г) и Fe₃O₄ (см. рис. 7д), а также отсутствие отрицательной корреляции с величинами δ¹³C (см. рис. 7е) свидетельствуют о незначительной степени постседиментационного преобразования доломитов.

Рис. 7.

Характер распределения концентраций Rb (а), Sr (б), Mg/Ca (в), SiO₂ (г), Fe₃O₄ (д) и δ¹³С (е) относительно ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в доломитах Порожинского месторождения. 1, 2 – Порожинский участок: 1 – доломиты нижнеподъемской подсвиты, 2 – карбонаты марганца (руда) карстовой депрессии; 3, 4 – Моховой участок: 3 – доломиты из разведочных канав (верхнеподъемская(?) подсвита), 4 – доломит из скважин (нижнеподъемская подсвита, горизонты 200 м и ниже от дневной поверхности).

Следовательно, если преобразование исходных доломитов происходило с участием поверхностных вод, обогащенных углекислотой с легким изотопным составом углерода, и приводило к возрастанию ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, мы должны были бы наблюдать и уменьшение значений δ¹³C. Однако, на графике рис. 7е этого не происходит, и можно видеть обратную тенденцию – увеличение значений δ¹³C с возрастанием отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Важными для понимания геохимических особенностей изученных карбонатов, по мнению авторов, являются закономерности распределения величин отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и цериевой аномалии (Ce/^*Ce_NASC) в этих карбонатах (рис. 8). Как и следовало ожидать, наиболее высокие величины стронциевого отношения присущи гипергенным карбонатам марганца карстовой депрессии за счет контаминации коровым (радиогенным) изотопом стронция. При этом для доломитов, относимых к подъемской свите, характерны широкие пределы вариаций как стронциевых изотопных отношений, так и аномалий по церию (относительно стандарта NASC). Причиной этого могут быть принципиально разные изотопно-геохимические условия седиментации в морском бассейне (бассейнах) позднего неопротерозоя.

Рис. 8.

Характер распределения отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и цериевых аномалий (Ce/*Ce_NASC) в разных типах карбонатного вещества. 1–3 – Порожинский участок: 1 – карбонаты марганца (руда) карстовой депрессии, 2 – доломиты карстовой депрессии, 3 – доломит из керна скважин (нижнеподъемская подсвита, горизонты 200 м и ниже от дневной поверхности); 4, 5 – Моховой участок: 4 – доломиты из разведочных канав, 5 – доломит из керна скважин (нижнеподъемская подсвита, горизонты 249 м и ниже от дневной поверхности). А – область первичных отношений в морской воде времени формирования доломитов нижнеподъемской подсвиты; Б – предположительная область первичных отношений в морской воде времени формирования доломитов верхней части нижнеподъемской (возможно – и верхнеподъемской) подсвит; В – область первичных отношений углекислотно-водной среды формирования карбонатов марганца зоны гипергенеза.

Можно полагать, что в одном случае были образованы доломиты глубоких горизонтов “нижнеподъемской” подсвиты Порожинского месторождения – с наиболее тяжелым изотопным составом кислорода (δ¹⁸О = 27–30‰) и наиболее низкими Ce*/Ce_NASC и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (область “А”, рис. 4а, рис. 8). Для доломитов другого типа, неглубокого залегания (соответствующих, по-видимому, верхней части “нижнеподъемской” и “верхнеподъемской” (?) подсвитам), характерен более легкий изотопный состав кислорода (δ¹⁸О = = 22‒26‰) и более высокие значения Ce*/Ce_NASC и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (область “Б”, см. рис. 4а, 8). Они были отложены, по-видимому, в других изотопно-геохимических условиях – в морской воде с более легким изотопным составом кислорода (возможно также и при повышенных температурах) и более высоким стронциевым изотопным отношением; т.е. изотопный и химический состав бассейна седиментации существенно изменились.

Также можно полагать, что отсутствие отрицательных Ce-аномалий в доломитах, относимых к нижнеподъемской подсвите, свидетельствует об отсутствии или низких концентрациях свободного кислорода в морской воде (бассейновые или иловые воды) во время их отложения. Хотя и не исключается, что доломиты этой подсвиты претерпели постседиментационные преобразования, в результате которых произошло перераспределение РЗЭ.

В то же время, положительная аномалия церия в доломитах карстовой депрессии (“верхнеподъемская” подсвита?) позволяет предполагать, что эти доломиты были образованы в аноксидных условиях мелководного бассейна седиментации с неэффективной циркуляцией морской воды. Нельзя также исключить привнос в палеобассейн окисленного Се с речными коллоидами [Кулешов и др., 2021б].

Таким образом, рассмотренные выше аналитические данные позволяют нам прийти к выводу о том, что наблюдаемые закономерности в распределении величин δ¹³С, δ¹⁸О, Ce*/Ce_NASC, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ряда компонентов (Rb, Sr, Mg/Cа, SiO₂, Fe₃O₄) в карбонатных породах Порожинского месторождения могли быть обусловлены, главным образом, меняющимися в течение геологического времени изотопными и химическими свойствами (характеристиками) среды седиментации (воды морского бассейна); вторичные (наложенные) процессы, если и имели место, то не оказали существенного влияния на сохранность ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-отношений в изученных доломитах.

ВОЗРАСТ И ВОЗМОЖНЫЕ ПРИЧИНЫ ВАРИАЦИЙ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СТРОНЦИЯ В ДОЛОМИТАХ ПОДЪЕМСКОЙ СВИТЫ ПОРОЖИНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Как уже было отмечено выше, в структурном отношении Порожинское месторождение приурочено к Порожинской синклинали, расположенной в пределах Михеевской впадины Вороговского прогиба. Относительно возраста пород этого прогиба до сих пор у исследователей нет единого мнения. Прогиб выполнен породами вороговской серии (верхний рифей [Усталов, 1982; Хоментовский, 2015] или верхний венд [Вишневская и др., 2017; Кузнецов и др., 2017]), чапской серии, включающей марганценосную “подъемскую” свиту (верхний рифей [Усталов, 1982; Хоментовский, 2015] или верхний венд [Priyatkina et al., 2016]), и лебяжинской свиты нижнего кембрия.

Следует отметить, что согласно результатам U‒Pb-изотопного датирования магматогенных кристаллов циркона из вулканогенно-осадочного матрикса диамиктитов, широко распространенных в среднем течении р. Вороговки, возраст этих диамиктитов 696 ± 4 млн лет [Rud`ko et al., 2020]. Близкая цифра возраста (695 ± 20 млн лет) получена ранее по породам наддиамиктитовой пачки чивидинской свиты [Покровский и др., 2012].

Диамиктиты среднего течения р. Вороговки принято сопоставлять с верхнерифейской чивидинской свитой чингасанской серии Чапско-Тейского прогиба [Ножкин и др., 2007], которая, по мнению некоторых исследователей [Хоментовский, 2015], перекрыта чапской серией. Если все это действительно так, то аналоги подьемской свиты чапской серии, распространенные в Вороговском прогибе Енисейского кряжа, должны быть моложе диамиктитов среднего течения р. Вороговки.

К сожалению, изотопное датирование слюд или зерен циркона из пирокластики, участвующей в составе пород, которые в районе Порожинского месторождения относят к верхнеподъемской подсвите, до сих пор не проводилось. В связи с этим, оценки возраста карбонатных пород этого стратиграфического подразделения можно получить в настоящее время лишь в терминах стронциевой изотопной хемостратиграфии (SIS). А именно, сравнивая величины отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в изученных нами доломитах Порожинского месторождения с величинами этого отношения в близких по возрасту породах прилегающих частей Сибирской платформы и ее обрамления, а также в близких по возрасту породах удаленных разрезов Урала и Китая.

В настоящее время отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, измеренное в карбонатных породах, широко применяется при внутрирегиональной, межрегиональной и глобальной корреляции толщ этих пород. Метод SIS является независимым средством расчленения и корреляции “немых” карбонатных последовательностей разного возраста, в том числе и верхнего протерозоя [Khabarov et al., 2002; Семихатов и др., 2009; Кузнецов и др., 2012, 2014; Вишневская и др., 2017; Рудько и др., 2020 и др.]. Этот метод основан на анализе долговременных вариаций изотопного состава Sr в палеоокеанах и сообщавшихся с ними палеоморях.

Принято считать, что величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в геологической истории развития Мирового океана варьировали под влиянием ряда глобальных геодинамических факторов, обусловивших перестройки в земной коре и верхней мантии, и, как следствие, изменения баланса двух главных потоков стронция – континентального, с высокими значениями величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, и мантийного – с низкими значениями этого отношения. В результате быстрого перемешивания водных масс, несущих эти потоки стронция, происходит глобальное усреднение изотопного состава этого элемента не только во всем объеме Мирового океана (в том числе и по глубине), но и в сообщающихся с океаном окраинных и внутренних морях; в геологическом отношении это происходит практически мгновенно [Кузнецов и др., 2012, 2014].

Изотопная однородность стронция в океанах определяется длительным (несколько миллионов лет) временем пребывания этого элемента по сравнению с очень быстрым временем перемешивания океанов (около тысячи лет). Высокая концентрация стронция в океанической воде, по сравнению с содержанием его в водах рек, впадающих в моря и океаны, тоже оказывает буферирующее действие на стронциевое изотопное отношение в океанической воде [Фор, 1989].

В истории геологического развития литосферы Земли соотношение этих источников стронция многократно менялось. В эпохи “скучивания” континентальных масс в композитные континенты и суперконтиненты происходило образование окраинноконтинентальных и внутриконтинентальных орогенных систем. В осевых частях этих орогенов происходило выведение в области эрозии древнего изотопно-зрелого корового материала. Это приводило к тому, что в Мировой океан происходит ускоренное поступление стронция с высокими значениями величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. В другие эпохи имеет место распад суперконтинентов. Это происходит в результате усиления рифтогенных процессов и последующего их перерождения в океанский спрединг. В зонах спрединга к поверхности выносится ювенильное изотопно-незрелое мантийное вещество, взаимодействующее c водами Мирового океана и тем самым обеспечивающее подток стронция с низкими значениями величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Чередование этих эпох приводило к изменению в геологическом времени изотопного состава стронция (величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) морских вод.

Если эти рассуждения верны, то мы можем решать и обратную задачу – на основании имеющихся данных о величине отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатной породе оценить ее возраст путем сравнения с имеющимися аналогичными данными для пород близкого возраста.

В нашем случае мы можем воспользоваться как имеющимися сведениями о значениях ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в породах из конкретных разрезов толщ близкого возраста разных районов мира [Kaufman et al., 1996; Narbonne, 1994; Brasier et al., 1996; Walter et al., 2000; Покровский и др., 2006, 2020; Sawaki et al., 2008, 2010; Melezhik et al., 2009; Li et al., 2013; Крамчанинов, Кузнецов, 2014; Покровский, Буякайте, 2015, 2016; Lan et al., 2019; Кочнев и др., 2018, 2020], так и построенными для конца протерозоя обобщенными хемостратиграфическими кривыми, в которых отражены глобальные вариации ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатных породах [Halverson et al., 2010; The Geological …, 2012; Покровский и др., 2006, 2012; Кузнецов и др., 2014; Покровский, Буякайте, 2016; Xiao et al., 2016; Li et al., 2017]. Очевидно, что достоверность хемостратиграфических корреляций удаленных) разрезов “немых” (без окаменелостей руководящих организмов) карбонатных толщ будет более достоверной, если принимать во внимание также и кривые вариаций величин δ¹³С. Примеры таких комплексных хемостратиграфических корреляций изложены в работах [The Geological …, 2012; Gao et al., 2018; Кочнев и др., 2020].

В разрезах карбонатных пород (известняки, доломиты) позднего докембрия многих регионов Мира наблюдаются широкие вариации как изотопного состава углерода и кислорода, так и стронциевого отношения (см. сводку в работе [Li et al., 2013].

В разрезах позднего неопротерозоя глобально выражены положительные (545‒550 и 560‒565 млн лет и др. [A Concise …, 2016; Geologic …, 2020]) и отрицательные (555 млн лет, аномалия Шурам (или “Шурам-Вонока”) [A Concise …, 2016; Geologic …, 2020]) экскурсы величин δ¹³С. Изотопный состав углерода и кислорода в пределах (интервалах) этих экскурсов, а также и в интервалах, заключенных между этими глобальными экскурсами, может существенно меняться (до 5‰ и более) в положительную или отрицательную стороны. Например, это характерно для карбонатных пород формации Доушантоу (ЮЗ Китай), залегающих непосредственно на тиллитах формации Нантуо [Gao et al., 2018, fig. 5]. В карбонатных породах формации Доушантоу отмечены довольно резкие смещения величин δ¹³С (2‒3‰) и δ¹⁸О (до 5‰) в положительную или отрицательную сторону на многих уровнях даже в пределах единого разреза карбонатной толщи (например, разрезы карбонатных толщ формаций Доушантоу и Дендзинг эдиакария, скважина “Вангджи” [Gao et al., 2018, fig. 3]).

Вариации (амплитуда смещений) величин δ¹³С можно наблюдать также в пределах глобально выраженных (хорошо коррелируемых между удаленными разрезами) экскурсов. Например, различия в максимальных смещениях этих величин в пределах отрицательной изотопно-углеродной аномалии Шурам для карбонатов формации Доушантоу, сформированных в эдиакарии в разных фациальных зонах осадочного бассейна, могут составлять 10‰ и более [Li et al., 2017, fig. 3]. Амплитуды смещений δ¹³С этой аномалии в разрезах венда юга Сибирской платформы, хотя и варьируют в незначительных пределах, но практически всегда “опускаются” до значений –10‰ и ниже [Кочнев и др., 2020].

Таким образом, несмотря на то что в разрезах неопротерозоя разных районов мира имеют место значительные вариации величин δ¹³С, которые могли отражать не только глобальные изменения изотопного состава углерода атмосферы геологического прошлого, но и быть обусловленными палеофациальными особенностями седиментации карбонатов, практически везде фиксируются уровни экскурсов с аномальными значениями. Эти экскурсы, безусловно, могут служить стратиграфическими маркерами при корреляции удаленных разрезов.

Наиболее близкими по возрасту к изученным нами породам Порожинского месторождения являются карбонатные породы подъемской свиты, распространенные по р. Чапа [Покровский и др., 2012]. Здесь для карбонатов подъемской свиты характерны типичные для нижнеэдиакарских пород величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7076‒0.7078 и умеренно низкие величины δ¹³C = –1.9 ± 1.2‰ (–3.0… ‒0.4 и –1.3…–0.6 в доломитах и известняках соответственно). Карбонатные породы подъемской свиты, распространенные на р. Чапа, по изотопным характеристикам существенно отличны от изученных нами доломитов Порожинского месторождения Вороговского прогиба.

Маркирующий горизонт карбонатов в разрезе верхней подсвиты немчанской свиты по р. Чапа, по мнению, изложенному в работе [Покровский и др., 2012], может быть сопоставлен с событием “Шурам-Вонока”. Вышележащие доломиты нижней подсвиты лебяжинской свиты, перекрывающей на р. Чапа немчанскую свиту, по изотопным данным (значение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7084, а величины δ¹³C заключены в пределах –2.2…2.5‰) можно соотнести с переходными толщами от венда к кембрию (немакит-далдынского горизонта/яруса).

Следовательно, приведенные в работе [Покровский и др., 2012] данные по изотопному составу углерода, кислорода и стронция (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) позволяют считать, что доломиты подъемской свиты по р. Чапа и доломиты Порожинского месторождения разновозрастны. Можно полагать, что доломиты, сопоставляемые на Порожинском месторождении с подъемской свитой, характеризующиеся более высокими значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и более высокими (в целом) значениями δ¹³C (рис. 9, см. табл. 1), имеют более молодой возраст, существенно моложе уровня отрицательной аномалии изотопного состава углерода “Шурам-Вонока”. В карбонатах с возрастом 585‒555 млн лет, развитых в типовой области выделения этой изотопно-углеродной аномалии, величины δ¹³С опускаются вплоть до –10‰ и ниже. При этом для карбонатов этого уровня характерны значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, варьирующие в пределах 0.7080‒ 0.7090 [Xiao et al., 2016].

Рис. 9.

Оценка возраста доломитов подъемской свиты Порожинского месторождения по изотопно-геохимическим данным (по [Кочнев и др., 2019] с изменениями и дополнениями). Серое поле – средние значения δ¹³С по [Saltznman, Thomas, 2012]. Пунктирная линия – средние значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr по [Кузнецов и др., 2014]. 1 – доломиты близповерхностного залегания (разведочные канавы, буровые скважины; положение знаков показано условно), 2 – доломиты глубокого залегания (200–300 м) из буровых скважин. Сокращения: МСШ – международная стратиграфическая шкала, ОСШР – стратиграфическая шкала России, Кем. – кембрий.

Для оценки примерного возраста изученных доломитов Порожинского месторождения, мы предприняли попытку решить обратную задачу – на основании полученных нами значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и δ¹³C оценить их возраст путем сравнения с имеющимися аналогичными характеристиками пород венда (эдиакария). Наиболее полной и представительной (на текущее время) кривой вариаций величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для неопротерозоя может служить Sr-хемостратиграфическая кривая, приведенная в работе [Кузнецов и др., 2014]. Эта кривая использована нами в сочетании с кривой вариаций величин δ¹³C во времени для конца неопротерозоя, приведенной в работе [Кочнев и др., 2019].

На рис. 9 показано положение полученных нами данных по изотопному составу (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, δ¹³C) доломитов Порожинского месторождения. На нем видно, что изотопные характеристики изученных доломитов расположены на “подъеме” второго положительного пика вариаций величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr конца эдиакария (позднего венда) обобщенной Sr-хемостратиграфической кривой [Кузнецов и др., 2014]. Это может означать, что изученные доломиты Порожинского месторождения имеют более молодой возраст по сравнению с доломитами подъемской свиты в разрезе по р. Чапа [Покровский и др., 2012].

Следует также отметить, что для оценки первичных величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в породах того или иного возраста обычно принимаются наиболее низкие цифры из серии экспериментально полученных (как это сделано, например, в работе [Li et al., 2013] для разрезов неопротерозоя Китая, Марокко, Монголии и Сибири). Поэтому можно считать, что наиболее низкие величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для наиболее глубокозалегающих доломитов Порожинского месторождения (0.70822‒0.70827) представительны и соответствуют стронциевым изотопным отношениям в морской воде бассейна седиментации конца неопротерозоя.

В то же время представительность более высоких величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr нельзя исключать полностью. Они (так же, как и другие химические и изотопные характеристики) могут быть связаны не только с вторичными процессами преобразования исходных пород, но и увеличением этих отношений (так же, как и иных химических и изотопных характеристик) в палеогидросфере во времени в ходе геологического развития земной коры и гидросферы.

Это предположение подтверждается данными по изотопному составу углерода и кислорода. Как было показано выше и в работе [Кулешов и др., 2021], изученные доломиты Порожинского месторождения были образованы в морских бассейнах седиментации, отличавшихся по изотопному составу кислорода морской воды и/или по температурам образования. Доломиты отличаются также и по аномалиям Ce*/Ce_NASC. Поэтому мы можем предположить, что более высокие величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в доломитах близповерхностного залегания на Порожинском месторождении (0.70840‒ 0.70864) также могут быть близкими к первичным и отражать стронциевые изотопные отношения в морской воде конца эдиакария.

Таким образом, рудогенез марганца на Енисейском кряже может быть более молодым, по сравнению с тем, как это предполагалось некоторыми исследователями [Мстиславский, Потконен, 1990], и быть связанным с марганцеворудными осадочными бассейнами позднего венда [Головко и др., 1982; Цыкин и др., 1987; Цыкин, Свиридов, 2012].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные данные по величинам изотопных отношений стронция и особенности их распределения в карбонатных породах и рудах Порожинского месторождения позволяют сделать следующие выводы.

1. В карбонатных породах и рудах Порожинского месторождения установлен разброс вариаций величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в пределах 0.70825‒0.70924. Эти данные в совокупности с вариациями изотопного состава углерода (δ¹³C –14.6…2.0‰, PDB) и кислорода (δ¹⁸О 19.4…28.3‰, SMOW) свидетельствует о разных условиях образования и источниках вещества изученных пород.

2. Величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в доломитах Порожинского месторождения, по сравнению с карбонатными породами (доломиты, известняки) подъемской свиты в разрезе по р. Чапа (Чапско-Тейский прогиб), существенно выше. Это свидетельствует о разном возрасте доломитов в этих районах.

3. Положение фигуративных точек, отражающих вариации величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для доломитов Порожинского месторождения на обобщенной кривой вариаций стронциевых изотопных отношений для позднего протерозоя (по [Кузнецов и др., 2014]), позволяет предположить более молодой возраст толщи доломитов Порожинского месторождения по сравнению с карбонатами подъемской свиты в разрезе по р. Чапа (Чапско-Тейский прогиб).

4. Величина Mn/Sr, принимаемая обычно в качестве критерия степени измененности карбонатов вторичными процессами (при интерпретации вариаций величин ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и обсуждении вопросов возможности использования материала для хемостратиграфических построений), не пригодна для пород, образованных в марганцевоносном осадочном бассейне Порожинского месторождения (Енисейский кряж).