Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 5, стр. 26-40

ВВЕДЕНИЕ

Изотопные исследования, интенсивно проводившиеся в последние три десятилетия для верхнего докембрия и нижнего кембрия Сибирской платформы (Magaritz et al., 1986; Покровский, Миссаржевский, 1993; Покровский, 1996; Покровский и др., 1999; Brasier et al., 1993, 1994; Виноградов и др., 1994; Knoll et al., 1995; Kaufman et al., 1996; Bartley et al., 1998, 2001; Kouchinsky et al., 2001, 2005; Семихатов и др., 2003, 2004; Хабаров, Пономарчук, 2005; Хабаров, Изох, 2014; Melezhik et al., 2009; Kuznetsov et al., 2013; Vishnevskaya et al., 2017; Кочнев и др., 2018), Южного Урала (Подковыров и др., 1998; Кузнецов и др., 2003, 2006), представительных разрезов юга Китая (Zhou, Xiao, 2007; Zhu et al., 2007a; Li et al., 2013) и многих других районов (Brasier et al., 1996; Calver, 2000; Misi et al., 2006; Le Guerroué, Cozzi, 2010; Halverson et al., 2010; Летникова и др., 2011; Вишневская, Летникова, 2013), выявили в этом возрастном интервале серию высокоамплитудных изотопно-углеродных экскурсов, которые в сочетании с данными по изотопному составу стронция позволяют с высокой детальностью датировать немые и слабо охарактеризованные палеонтологически осадочные толщи.

В предлагаемой статье мы используем опыт С- и Sr-хемостратиграфических исследований для уточнения возраста позднедокембрийских и раннекембрийских отложений среднего течения р. Олекма, которые являются важным связующим звеном между патомским комплексом, выделенным западнее Олекмы, и толбинским комплексом, располагающимся к востоку от этой реки. Стратиграфия Олекминского разреза неоднократно пересматривалась. В первую очередь это касается самой нижней, дикимдинской, свиты, которая несогласно залегает на раннедокембрийском кристаллическом фундаменте. На государственной геологической карте (Кокоулин, Ширинкин, 1965) дикимдинская свита была отнесена к синийскому комплексу, стратотип которого расположен на юге Китая. В работе (Опорные…, 1972) она выделялась как подсвита толбинской свиты и относилась к юдомию, который рассматривался в качестве сибирского аналога венда; А.К. Бобров (1979) выделял ее в ранге серии и относил к среднему рифею. В (Стратиграфия…, 2005) дикимдинская свита отнесена к позднему рифею и сопоставлена с верхней частью ималыкской свиты и нижней частью токкинской свиты Чаро-Токкинского района, которые ранее относились к позднему рифею и коррелировались с дальнетайгинской серией патомского комплекса, для которой в настоящее время доказан ранневендский возраст (Покровский и др., 2006а; Чумаков и др., 2007).

Неясно в рассматриваемом разрезе также положение нижней границы кембрия, причем ситуация усугубляется существенным разногласием между общей стратиграфической шкалой (ОСШ), принятой в России, и международной стратиграфической шкалой (МСШ). В ОСШ граница венда и кембрия проводится по основанию томмотского яруса, а нижележащий немакит-далдынский ярус/горизонт относится к венду, тогда как в МСШ последний период докембрия именуется эдиакарием (Ediacaran), а нижний ярус кембрия (примерно соответствующий немакит-далдынскому) – фортунским (Fortunian). Ввиду того, что хемостратиграфическая корреляция карбонатных разрезов Сибирской платформы с терригенным вендом Русской плиты невозможна, мы используем в данной работе термин “эдиакарий” и выделенные на Сибирской платформе немакит-далдынский и томмотский ярусы нижнего кембрия.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

В данной статье используется схема расчленения отложений позднего докембрия и раннего кембрия Олекминского разреза с выделением четырех свит (снизу вверх по разрезу): дикимдинской, сералахской, порохтахской и юедейской (пестроцветной). Сералахскую свиту иногда выделяют в виде подсвиты или пачки порохтахской свиты; целесообразность выделения первой в качестве самостоятельной свиты обоснована в работе И.Е. Москвитина (1970), в которой дается ее послойное описание.

Фрагменты названных выше свит обнажаются в очень пологой (2°–3°) моноклинали по обоим берегам р. Олекма, на отрезке от устья р. Крестях до устья р. Атырджах (рис. 1). Дикимдинская свита, залегающая с резким угловым несогласием на раннедокембрийских гнейсах и кристаллических сланцах олекминской серии, состоит из двух пачек. Нижняя пачка мощностью около 20 м сложена вишнево-красными гравелитами, песчаниками и алевролитами, часто содержащими небольшое (~5%) количество карбонатного материала. В верхней пачке (мощность 65–70 м) доминируют однообразные серые и темно-серые доломиты, иногда содержащие небольшое количество глинистого материала. Сравнительно редко встречаются тонкие (2–3 см) прослои зеленоватых мергелей; в скважине, пробуренной к востоку от р. Олекма, в дикимдинской свите описаны прослои гипса и ангидрита (Кокоулин, Ширинкин, 1965), которые в естественных обнажениях на р. Олекма отсутствуют.

Рис. 1.

Схема геологического строения района исследований. Ar–Pr₁ – раннедокембрийский кристаллический фундамент, Dk – дикимдинская свита, Sh – сералахская свита, Ph – порохтахская свита, Ps – пестроцветная свита, Q – четвертичные отложения.

В нижней части вышележащей сералахской свиты мощностью 45–50 м (Москвитин, 1970) выделяется ~2-метровая терригенная пачка, сложенная переслаивающимися гравелитами, песчаниками и глинистыми алевросланцами, содержащими небольшое количество карбонатного материала. К востоку (Кокоулин, Ширинкин, 1965) и к западу (Иванова, 2016) от Олекмы мощность этого пласта (вскрытого скважинами) увеличивается до нескольких десятков метров, и в нем содержится до 4% органического вещества. В вышележащей части свиты доминируют серые доломиты, содержащие, как правило, небольшую примесь кальцита и терригенного материала; подчиненную роль играют маломощные (1–2 м) слои песчаников и алевросланцев. Характерной чертой сералахской свиты является наличие самородной серы, заполняющей каверны в доломитах. Наряду с желтой самородной серой доломиты содержат тонкие (до 1 см) линзы розового ангидрита. Каверны с самородной серой обычно располагаются на краю такой линзы, из чего можно заключить, что самородная сера является продуктом восстановления ангидрита реакцией с углеводородами. В кавернах отмечался также зернистый гипс (Москвитин, 1970).

По мнению некоторых исследователей (Журавлева, 1964; Бобров, 1979), между сералахской и дикимдинской свитами существует крупный размыв. Однако В.В. Хоментовский с соавторами (Опорные…, 1972) не обнаружили следов длительного размыва между названными выше свитами и связали базальные песчаники с импульсивным выносом обломочного материала. Этот вывод подтверждается тем, что серые слоистые доломиты сералахской и дикимдинской свит литологически очень сходны.

В порохтахской свите мощностью около 150 м также преобладают серые слоистые доломиты и известковистые доломиты с тонкими пропластками глинистых доломитов, количество которых несколько увеличивается в верхней части подсвиты, где, кроме того, появляются известняки и линзы гипса.

В пестроцветной свите, согласно залегающей на порохтахской, выделяются две пачки (Кокоулин, Феоктистов, 1967). Нижняя пачка мощностью около 50 м сложена преимущественно слоистыми зеленовато-серыми и вишнево-бурыми мергелями и известковистыми глинами, обычно в той или иной степени загипсованными. Гипс встречается также в виде линз и прослоев, мощность которых достигает 2–3 м; вверх по разрезу количество гипса уменьшается. Верхняя пачка пестроцветной свиты характеризуется исчезновением гипса и резким сокращением пестроокрашенных мергелей и глин. В составе пачки, мощность которой около 100 м, преобладают светло-серые и желтоватые доломиты и известковистые доломиты. Раннекембрийский возраст (алданский век) пестроцветной свиты устанавливается на основании находок археоциат и трилобитов на смежных листах. Перекрывается пестроцветная свита фаунистически охарактеризованной эльгянской свитой, относимой к ленскому ярусу нижнего кембрия (Кокоулин, Феоктистов, 1967).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Для определения изотопного состава углерода и кислорода в карбонатах был использован комплекс аппаратуры корпорации Thermoelectron, включающий масс-спектрометр Delta V Advаntage и установку Gas-Bench-II. Разложение карбонатов проводили в 100%-ной ортофосфорной кислоте при 50°С. Значения δ¹³С даны в промилле относительно стандарта PDB, значения δ¹⁸О – в промилле относительно стандарта SMOW. Для привязки результатов анализов к PDB и SMOW использовались сверочные пробы IAEA-С-О-1 и NBS-19. Точность определения δ¹⁸О и δ¹³C находится в пределах ±0.2 и ±0.1‰ соответственно.

Для определения изотопного состава стронция карбонатную часть известняков и доломитов, а также гипс отмывали 0.1N HCl, затем водой и растворяли в 2N соляной кислоте с последующим выделением фракции стронция с помощью ионообменной хроматографии. Измерения изотопного состава стронция и содержаний стронция проводили методом изотопного разбавления на масс-спектрометре МАТ-260 фирмы Varian в ГИН РАН с точностью не хуже ±0.00008. В двух образцах (113/15 и 118/15) дополнительно было измерено отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в опытах без добавления трассера. Содержания рубидия определяли методом изотопного разбавления на том же приборе; точность определения отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr составляла ±2%. Использовались два изотопных стандарта – ВНИИМ и SRM NBS 987. Результаты по ним составляют соответственно ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70768 ± ± 0.00002, n = 9 (принятое значение 0.70801) и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70993 ± 0.00004, n = 15 (принятое значение 0.71025). Измерения по разным стандартам дают сходимость между собой ±0.00001, что позволяет устранить систематическую ошибку, вводя поправку на разницу между измеренным и принятым (“паспортным”) значением стандарта.

Содержания железа и марганца определяли в 2N соляно-кислотной вытяжке методом атомной адсорбции на приборе Квант 2А, минералогический состав образцов – с помощью рентгеновского дифрактометра D-8 Advance.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Углерод и кислород. В общей сложности изотопный состав углерода и кислорода был проанализирован в 100 образцах. Общий разброс значений δ¹³С находится в интервале от –5.2 до 5.1‰, а значений δ¹⁸О – от 17.6 до 28.3‰.

В карбонатном материале красноцветных песчаников и алевролитов базальной пачки дикимдинской свиты значения δ¹³С увеличиваются от слабо отрицательных (–0.9…–0.2‰) до положительных (2.0–2.4‰). Значения δ¹⁸О в целом также увеличиваются снизу вверх по разрезу от 17.6–19.8 до 28.0‰ (рис. 2), однако корреляция между δ¹⁸О и δ¹³С отсутствует вследствие больших и неупорядоченных вариаций δ¹⁸О.

Рис. 2.

Вариации изотопного состава углерода, кислорода, стронция, содержаний железа и марганца в карбонатах переходных толщ от протерозоя к палеозою на р. Олекма. 1 – раннедокембрийский кристаллический фундамент, 2 – гравелиты и песчаники, 3 – глинистые алевросланцы, 4 – доломиты, 5 – известковистые доломиты, 6 – известняки, 7 – мергели, 8 – ангидрит, 9 – гипс, 10 – элементарная сера. Сплошные линии на графиках δ¹³C (‰ PDB) и δ¹⁸О (‰ SMOW) – скользящие средние с шагом 3. На графике ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr: залитые фигуры – измеренные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, незалитые – то же, рассчитанные на возраст 545 млн лет, сплошная линия – предполагаемая эволюция изотопного состава стронция в воде бассейна седиментации. Сокращения: Серал. – сералахская свита, Немакит-далд. – н-емакит-далдынский.

В доломитах верхней пачки дикимдинской свиты продолжается рост значений δ¹³С, которые образуют устойчивое плато со средней величиной δ¹³С = 4.0 ± 0.8‰ на большей, ~60-метровой, части пачки; в кровле дикимдинской свиты значения δ¹³С вновь уменьшаются до 2.0–0.4‰. Значения δ¹⁸О в доломитах дикимдинской свиты варьируют в узком интервале от 24.9 до 28.3‰ (δ¹⁸О_сред. = 26.1 ± 0.9‰), не обнаруживая никакой связи с вариациями δ¹³С (рис. 2).

Резкого изменения изотопного состава углерода на границе дикимдинской и сералахской свит не отмечается: в карбонатном материале песчаников и алевролитов, залегающих в подошве сералахской свиты, а также в ассоциирующих с ними доломитах значения δ¹³С беспорядочно варьируют в интервале от –2.9 до 0.6, что сопоставимо с величинами, установленными в кровле дикимдинской свиты; в верхней части сералахской свиты значения δ¹³С уменьшаются до –3.3‰.

В основании порохтахской свиты величины δ¹³С уменьшаются до –4.4‰. В некоренной доломитовой глыбе, подобранной на склоне, сложенном отложениями дикимдинской свиты, куда эта глыба могла упасть либо из кровли сералахской свиты, либо из основания порохтахской свиты, зарегистрирована еще более низкая величина δ¹³С = –6.7‰, которую с высокой степенью вероятности можно считать экстремумом этого отрицательного экскурса. Вверх по разрезу порохтахской свиты значения δ¹³С волнообразно увеличиваются, достигая максимальной величины δ¹³С = 4.1‰ в 8–10 м ниже подошвы пестроцветной свиты. После этого сравнительно маломощного (~5 м), но очень выразительного позитивного экскурса значения δ¹³С уменьшаются до –0.5‰ в кровле порохтахской свиты. Доломиты порохтахской свиты, за исключением верхних 10–12 м, имеют весьма однообразный изотопный состав кислорода (δ¹⁸О_сред. = 26.0 ± 1.2‰), неотличимый от такового в доломитах дикимдинской и сералахской свит. Резкое уменьшение значений δ¹⁸О на ~2‰ происходит в 2–3 м ниже экстремума положительного изотопно-углеродного экскурса.

На границе порохтахской и пестроцветной свит существенных изменений не наблюдается ни в изотопном составе углерода, ни в изотопном составе кислорода. За исключением единичных отрицательных выбросов, на всем протяжении пестроцветной свиты значения δ¹⁸О практически не меняются (δ¹⁸О_сред. = 24.2 ± 1‰), тогда как значения δ¹³С снизу вверх по разрезу постепенно увеличиваются на ~2‰. На фоне этого общего тренда, в 15–20 м выше подошвы юедейской свиты устанавливается резкий отрицательный экскурс δ¹³С до –5.2‰, который совпадает с близким по амплитуде выбросом δ¹⁸О (рис. 2).

Стронций. Минеральный состав образцов, отобранных для определения изотопного состава стронция, был проконтролирован с помощью рентгеновского дифрактометра. Большинство образцов дикимдинской, сералахской и порохтахской свит являются чистыми доломитами, редко с небольшой примесью кальцита и кварца. На уровне положительного экскурса δ¹³С в верхней части порохтахской свиты, в интервале менее 4 м, изотопный состав стронция был проанализирован как в доломитах, так и в известняках. В нижней пачке пестроцветной свиты чистые карбонаты отсутствуют, поэтому были проанализированы образцы мергелей и гипса. Результаты определения изотопного состава стронция и сопутствующие данные по содержанию Rb, Sr, Mn, Fe приведены в табл. 1. Там же приведены результаты определения в тех же образцах значений δ¹³С и δ¹⁸О (полную картину вариаций изотопного состава кислорода и углерода дает рис. 2).

Общий разброс отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в изученных образцах находится в интервале 0.70803–0.70877. Хотя этот разброс сравнительно невелик и интервалы, характерные для отдельных свит, отчасти перекрываются, в разрезе устанавливается четкий рубеж, совпадающий с границей сералахской и порохтахской свит, ниже которого отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в подавляющем большинстве образцов не опускаются ниже 0.7084, а выше которого, за исключением двух образцов, не поднимаются выше этой величины (рис. 2). Этот изгиб на Sr-изотопной кривой устанавливается независимо от того, какие отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr использовать – измеренные или исправленные на возраст. Нельзя не отметить, что он совпадает с резким уменьшением в породах содержания железа и марганца и вместе с тем не сопровождается изменением литологии и смещением изотопного состава кислорода, который чутко реагирует как на фациальные изменения (опреснение/засолонение), так и на постседиментационные преобразования.

Содержания рубидия в использованных соляно-кислотных вытяжках в целом невелики: за единственным исключением (обр. № 103/15) не превышают 0.5–0.7 мкг/г. Однако при характерных для доломитов и слабоизвестковистых доломитов низких содержаниях стронция (30–100 мкг/г), отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr варьируют в довольно широких пределах – от 0.002 до 0.04, вследствие чего возникает проблема введения поправки, связанной с распадом ⁸⁷Rb. Необходимость этой процедуры неоднозначна, так как время консервации Rb/Sr изотопной системы в том или ином образце может сильно отличаться от возраста породы. В координатах ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr–⁸⁷Sr/⁸⁶Sr тем не менее обособляются две группы, в каждой из которых существуют отчетливые тренды с углом наклона, соответствующим возрасту 545 млн лет, но с разными начальными отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶S (рис. 3). В большинстве образцов поправка, введенная на возраст 545 млн лет, меньше аналитической ошибки и на выводах, касающихся возраста, не сказывается. Исключение должно быть сделано для обр. № 19/15 из дикимдинской свиты и для обр. № 83/15, 96/15, 112/15 из порохтахской свиты, в которых Rb/Sr система нарушена, по-видимому, вследствие постседиментационного привноса рубидия. В обр. № 67/15 и 92/15 из порохтахской свиты можно предполагать контаминацию радиогенным стронцием.

Рис. 3.

Зависимость изотопного состава стронция от отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr в карбонатах Олекминского разреза. 1 – дикимдинская свита, 2 – сералахская свита, 3 – порохтахская свита, 4 – пестроцветная свита. Наклон линий соответствует возрасту 545 млн лет при разных начальных отношениях ⁸⁷Sr/⁸⁶S. На врезке: ⁸⁷Sr+ и ⁸⁷Rb+ – постседиментационная контаминация пород радиогенным стронцием и рубидием соответственно.

При исключении указанных выше образцов для разных свит устанавливаются следующие интервалы измеренных (И) и начальных (Н) отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr: дикимдинская (И) 0.70837–0.70877, (Н) 0.70834–0.70869; сералахская (И) 70861–0.70871, (Н) 0.70851–0.70865; порохтахская (И) 0.70814–0.0.70845, (Н) 0.70804–0.70829; пестроцветная (И) 0.70803–0.70841, (Н) 0.70802–0.70832.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Постседиментационные изменения и “первичные” изотопные характеристики. Постседиментационные изменения карбонатных пород часто, хотя и далеко не всегда, сопровождаются увеличением в них содержаний железа и марганца и уменьшением содержаний стронция. Поэтому отношения Mn/Sr и Fe/Sr, а также изотопный состав кислорода, отражающий интенсивность взаимодействия с подземными водами, широко используется в С- и Sr-изотопной стратиграфии для дискриминации образцов с измененными изотопными характеристиками (Brand, Veizer, 1981; Banner, Hanson, 1990; Derry et al., 1994; Bartley et al., 2001; Veizer et al., 1999; Кузнецов и др., 2003, 2005, 2008, 2014). Отмечалась неоднозначность этих критериев (Покровский и др., 1999; Halverson et al., 2007; Li et al., 2013; Vishnevskaya et al., 2017; Ветрова, 2018), обусловленная как многообразием эпигенетических процессов, так и наличием аноксидных бассейнов, в которых накопление марганца и железа происходит еще на стадии седиментации. Не удается установить геохимические критерии сохранности для доломитов (Кузнецов и др., 2014), которые широко распространены в позднем докембрии и кембрии и с успехом используются в хемостратиграфии (Melezhik et al., 2006, 2015).

В качестве условного рубежа, отделяющего измененные карбонаты от неизмененных, обычно принимается значение δ¹⁸О = –10‰ (PDB) = 20.5‰ (SMOW). В карбонатах Олекминского разреза, за исключением нижней пачки дикимдинской свиты и единственного образца пестроцветной свиты, значения δ¹⁸О выше этой величины, а в подавляющем большинстве доломитов дикимдинской и порохтахской свит – выше 25‰ (рис. 2), что указывает на весьма слабые постседиментационные преобразования. Общее обеднение карбонатов ¹⁸О в верхней части порохтахской свиты имеет, очевидно, региональный характер и не связано с постседиментационными преобразованиями; ранее аналогичный “уступ” на изотопно-кислородной кривой был отмечен и в других разрезах на севере и юге Сибирской платформы (Покровский, Миссаржевский, 1993; Покровский, 1996).

Положительная корреляция изотопного состава углерода и кислорода отсутствует как для разреза в целом, так и для отдельных свит (рис. 4а). Статистически значимая, но слабая отрицательная корреляция δ¹⁸О и δ¹³С (R² = 0.32, n = 31) устанавливается в порохтахской свите, однако ее невозможно связать с постседиментационными преобразованиями, в ходе которых карбонаты обедняются как ¹³С, так и ¹⁸О. Отсутствие корреляции между изотопным составом углерода и отношением Mn/Sr (рис. 4б) указывает на то, что наиболее крупные элементы изотопно-углеродной кривой в Олекминском разрезе, обозначенные на рис. 2 индексами П-1, Н-1 и П-2, сохранились со стадии осадконакопления. Корреляция между изотопным составом углерода и отношением Fe/Sr также отсутствует; соответствующий график (не приводится) принципиально не отличается от графика δ¹³С–Mn/Sr, поскольку между содержаниями Mn и Fe существует прямолинейная корреляция с коэффициентом R = 0.78. Однако первичная природа отрицательного экскурса в нижней части пестроцветной свиты (Н-2) сомнительна, так как он сопровождается резким обеднением карбонатов тяжелым изотопом кислорода.

Рис. 4.

Ковариации (а) значений δ¹³C и δ¹⁸О, (б) δ¹³C и отношений Mn/Sr, (в) отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и δ¹⁸О, (г) отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и Mn/Sr. Условные обозначения см. на рис. 3.

Общая корреляция изотопного состава стронция с δ¹⁸О и Mn/Sr также отсутствует (рис. 5 а и 5б), однако в отдельных свитах соотношение этих параметров существенно различается. Доломиты дикимдинской свиты характеризуются очень высокими содержаниями марганца (309 ± 48 мкг/г) и железа (3840 ± 1100 мкг/г). При низких содержаниях стронция (34.8 ± 5.5 мкг/г) отношения Mn/Sr (6.5–14.2) и Fe/Sr (230–370) варьируют в очень широких пределах и не соответствуют критериям сохранности, обычно принимаемым для доломитов: Mn/Sr < 1.2 и Fe/Sr < 3 (Кузнецов и др., 2003).

Однако высокие значения δ¹⁸О не позволяют связывать экстремальное обогащение этих пород железом и марганцем с эпигенетическими процессами; скорее всего, это произошло еще на стадии осадконакопления и обусловлено придонной аноксией. В слабоизвестковистых доломитах вышележащей сералахской свиты среднее содержание стронция (86.3 ± 37.6 мкг/г) в 2.5 раза выше, чем в доломитах дикимдинской свиты, а значения Mn/Sr и Fe/Sr, соответственно, меньше. В координатах ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr–Mn/Sr точки, отвечающие сералахской и дикимдинской свитам, образуют единое поле с отрицательным трендом. Формально увеличение минимальных значений отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в доломитах сералахской свиты до 0.7086–7087 нет оснований связывать с усилением постседиментационных преобразований, однако наличие каверн с самородной серой и следов растворения сульфатов указывает на вероятность вторичной кальцитизации, которая могла вызвать небольшое увеличение отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

В порохтахской и пестроцветной свитах содержания Fe и Mn уменьшаются в 2–3 раза и, соответственно, уменьшаются отношения Mn/Sr и Fe/Sr. Существенно, что меняется характер ковариаций изотопного состава стронция и отношений Mn/Sr и Fe/Sr. Значения отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и Mn/Sr в карбонатах порохтахской и пестроцветной свит лежат на общем положительном тренде, соответствующем представлению о постседиментационной модификации изотопного состава стронция. Первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатах порохтахской и пестроцветной свит, очевидно, были очень близки и находились в интервале 0.7080–0.7082. Этот вывод подтверждается идентичностью значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в переслаивающихся доломитах и известняках. На уровне позитивного экскурса δ¹³С (П-2) в верхней части порохтахской свиты значения отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в доломитах (обр. № 105/15 и 106/15) и известняках (обр. № 103/15) не различимы в пределах ошибки, хотя в известняках содержание Sr в 30 раз выше, чем в доломитах. В пестроцветной свите практически идентичные значения отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr регистрируются в гипсе и доломитах (табл. 1).

С- и Sr-изотопная корреляция Олекминского разреза. Доломиты дикимдинской свиты, характеризующиеся типичными для позднего эдиакария “первичными” отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7084 ± 0.0001 и высокими средними значениями δ¹³С (3.6 ± 1.2‰), уверенно сопоставляются по этим параметрам с карбонатами усть-юдомской свиты в стратотипической местности (на реках Атырджах и Юдома), в которых установлены практически идентичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70830–0.70845 (Семихатов и др., 2003) и δ¹³С = 2–3‰ (Zhu et al., 2017). Очевидно, что дикимдинская свита является также стратиграфическим аналогом формации деньин (Dengying) в Южном Китае, возраст основания которой (548–550 млн лет) по данным U–Pb датирования цирконов (Zhou, Xiao, 2007; Zhu et al., 2007b; Li et al., 2013) согласуется в пределах погрешности с возрастом усть-юдомской свиты на р. Юдома (553 ± 23 млн лет), установленным Pb/Pb методом по карбонатам (Семихатов и др., 2003).

В Сибири этот С-изотопный экскурс, получивший в Южном Китае название “позднеэдиакарское позитивное плато”, может быть сопоставлен также с улунтуйской свитой байкальской серии (Kuznetsov et al., 2013), доломитовой пачкой в основании жербинской свиты в патомском комплексе (Покровский, Буякайте, 2015), нижней пачкой нерундинской свиты в уакитской серии (Покровский, Буякайте, 2016). Во многих представительных разрезах эдиакария (Calver et al., 2000; Le Guerroué, Cozzi, 2010; Halverson et al., 2010) он располагается непосредственно над отрицательной аномалией, сопоставляемой с событием Шурам-Вонока (~580–560 млн лет). Спутать его с раннеэдиакарским положительным экскурсом невозможно, так как для последнего характерны существенно более низкие отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ~ 0.7075 и, как правило, более высокие значения δ¹³С ~ 6–8‰ (Halverson et al., 2010). Хемостратиграфическая интерпретация отрицательных значений δ¹³С в нижней, терригенной, пачке дикимдинской свиты проблематична ввиду малых содержаний карбонатов (<5%) и низких значений δ¹⁸О. Однако нельзя исключить, что карбонатный материал здесь также имеет осадочное происхождение и эта пачка представляет собой переходный интервал от отрицательной аномалии Шурам-Вонока к “позднеэдиакарскому позитивному плато”.

Отрицательный экскурс, маркирующий основание немакит-далдынского яруса, в настоящее время широко известен как “базальный углеродный экскурс” (ВАСЕ); впервые он был установлен на границе кембрия и докембрия более 25 лет назад на севере Сибирской платформы (Покровский, Миссаржевский, 1993) и назван “предманыкайским”. Глобальное распространение имеет также положительный экскурс (П-2), располагающийся в разрезах Сибирской платформы вблизи основания томмотского яруса и впервые установленный в кровле усть-юдомской свиты на р. Алдан (Magaritz et al., 1986), а в международной шкале маркирующий основание Stage 2 нижнего кембрия (Saltzman, Thomas, 2012). Отрицательный выброс δ¹³С в мергелях нижней части пестроцветной свиты (Н-2) коррелируется с резким отрицательным выбросом δ¹⁸О и, возможно, связан с эпигенетическими процессами.

Следует подчеркнуть, что существенно карбонатная толща, выделенная в качестве усть-юдомской свиты на р. Юдома, не является стратиграфическим аналогом усть-юдомской свиты на р. Алдан, где карбонаты имеют совершенно иной изотопный состав углерода и стронция, характерный для немакит-далдынского яруса (Magaritz et al., 1986; Derry et al., 1994).

Геохимическая природа С- и Sr-изотопных вариаций в венде и раннем кембрии. Причины чередования в карбонатных разрезах непротерозоя интервалов с аномально высокими и аномально низкими значениями δ¹³С обсуждаются в многочисленных работах (Покровский, 1996; Покровский и др., 2006б; Ripperdan, 2001; Och, Shields-Zhou, 2012; Li et al., 2013 и др.). Большинство исследователей связывают положительные аномалии с ослаблением океанической циркуляции, обеднением придонных вод кислородом и захоронением органического вещества, а отрицательные аномалии – с оксигенизацией океана и окислением органического вещества. Высокие содержания железа и марганца на уровне позднеэдиакарского позитивного плато δ¹³С в карбонатах на р. Олекма, а также в Южном Китае (Li et al., 2013) вполне согласуются с этой гипотезой. Она находит подтверждение также в обогащении эдиакарских карбонатов с высокими значениями δ¹³С тяжелым изотопом урана (²⁸⁸U), который преимущественно извлекается из морской воды при осаждении органического вещества и карбонатов в аноксидных условиях (Zhang et al., 2018; Tostevin et al., 2019; Чугаев и др., 2019). Можно предположить, что в аноксидных бассейнах, широко распространенных и, возможно, доминировавших в периоды накопления карбонатов, обогащенных ¹³С, марганец и железо сорбировались карбонатными частицами при их осаждении сквозь лишенный кислорода слой водной толщи, содержащий железо и марганец в растворенной форме.

Нельзя не отметить, что в сералахской свите содержание марганца и железа остается столь же высоким и даже несколько увеличивается по сравнению с дикимдинской свитой, хотя наличие ангидрита и гипса исключает накопление сералахской свиты в аноксидных условиях. Очевидно, на этом этапе в палеобассейне произошла активизация циркуляции водной толщи, сопровождавшаяся окислением железа и марганца и их переводом из растворимой в нерастворимую форму, а также обогащением водной толщи продуктами окисления углеводородов, которое проявилось в резком снижении величин δ¹³С.

Низкие значения отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7081 ± ± 0.0001 в немакит-далдынском и томмотском ярусах на р. Олекма идентичны тем, которые были впервые определены в стратотипической местности томмотского яруса на р. Лена (Derry et al., 1994) и впоследствии установлены на этом уровне в Монголии (Brazier et al., 1996), Марокко (Maloof et al., 2010), Китае (Zhu et al., 2013; Li et al., 2013). Обеднение океана радиогенным стронцием в раннем кембрии теоретически можно объяснить либо интенсификацией спрединга океанического дна, либо ослаблением континентального выветривания, которое, в свою очередь, может быть связано как с тектоническими причинами (затухание горообразовательных процессов), так и с глобальным похолоданием.

Вопрос этот в настоящее время неясен, однако климатические причины ослабления континентального выветривания на рубеже венда и кембрия представляются нам более вероятными, так как на этом уровне на разных континентах отмечены следы оледенения, названного Н.М. Чумаковым (Чумаков, 2011, 2015) байконурским. Возраст диамиктитов байконурской свиты в Казахстане, по которой названо это оледенение, так же как и диамиктов формации Лочуань на севере Китая, точно не установлен; геологические соотношения, по мнению Н.М. Чумакова, дают основания полагать, что они располагаются очень близко к подошве немакит-далдынского яруса, что подтверждается наличием отрицательного экскурса δ¹³С в его основании – аналоге обедненных ¹³С карбонатов, венчающих ранневендские гляциогенные диамиктиты. Существуют радиоизотопные датировки позднеэдиакарских ледниковых отложений, в частности гляциогенных диамиктитов Виндербрик и Номтсас в группе Нама в Намибии (Hofmann et al., 2014), U–Pb датировки по цирконам из туфов, которые находятся в интервале 539–549 млн лет (Grotzinger et al., 1995).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изотопные данные позволяют предположить, что разрез переходных толщ от венда (эдиакария) к кембрию на р. Олекма не содержит длительных перерывов и является на Сибирской платформе одним из наиболее полных. Доломиты дикимдинской свиты, залегающей в его основании, характеризуются типичными для терминального эдиакария (~550–545 млн лет) первичными отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70837–0.70843 и высокими значениями δ¹³С (3.6±1.2‰) “верхнеэдиакарского позитивного плато”. Вверх по разрезу значения отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr уменьшаются, достигая минимума (0.70803–0.70818) в кровле порохтахской–основании пестроцветной свиты. В подошве порохтахской свиты устанавливается отрицательный экскурс δ¹³С (–4.4‰), маркирующий основание немакит-далдынского яруса, а в ~8 м ниже подошвы пестроцветной свиты – положительный “предтоммотский” экскурс (4.1‰).

Высокие значения δ¹⁸О (26.0 ± 1.2‰) не дают оснований связывать изотопно-углеродные экскурсы и тренд ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr с постседиментационными процессами. Широко используемые в хемостратиграфии в качестве “критериев сохранности” отношения Mn/Sr и Fe/Sr в Олекминском разрезе, так же как и в переходных толщах от эдиакария к кембрию некоторых других районов, дают противоречивые результаты вследствие того, что постседиментационная модификация химического состава карбонатных пород накладывается на синседиментационные вариации. Высокие содержания железа и марганца в доломитах дикимдинской свиты могут быть связаны с обогащением этими элементами лишенных кислорода придонных вод и их последующей сорбцией погружающимися карбонатными частицами. С придонной аноксией хорошо согласуется относительное обогащение карбонатов дикимдинской свиты ¹³С, свидетельствующее о высоком отношении С_орг/С_карб в отлагающихся в это время в Мировом океане осадках. Учитывая глобальное распространение на данном стратиграфическом уровне положительной аномалии δ¹³С, можно предположить, что аноксидная обстановка была в это время широко распространена в Мировом океане. Однако допускаемая некоторыми авторами глобальная эдиакарская аноксия представляется сомнительной, так как на этом уровне многочисленными скважинами на Сибирской платформе установлены гипс и ангидрит, которые не могли сформироваться в условиях низкокислородной атмосферы и, соответственно, бессульфатного океана.

В сералахской свите, завершающей разрез эдиакария, гипс и ангидрит появляются уже и в естественных обнажениях. Карбонаты сералахской свиты быстро обогащаются легким изотопом углерода, что является несомненным признаком обогащения водной толщи продуктами окисления органического вещества. Вместе с тем содержание железа и марганца в сералахской свите даже несколько увеличивается по сравнению с дикимдинской, что, на первый взгляд, кажется противоречивым. Вероятно, на этом этапе в палеобассейне произошла активизация циркуляции водной толщи, сопровождавшаяся окислением и осаждением железа и марганца, накопленных в придонных слоях в предшествующий период. Результатом этого процесса явилось резкое уменьшение содержаний Fe и Mn на границе сералахской и порохтахской свит, которая в Олекминском разрезе совпадает с границей эдиакария и кембрия.

Благодарности. Авторы выражают признательность директору Олекминского заповедника Э.М. Габышеву и его заместителю по научно-исследовательской работе Ю.Ф. Рожкову за помощь в проведении полевых работ.

Источники финансирования. Работа выполнена в соответствии с планом НИР ГИН РАН, при поддержке РФФИ (проект № 19-05-00427).