Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2021, T. 29, № 2, стр. 3-22

ВВЕДЕНИЕ

Геологические события, определяемые тектонической эволюцией земной коры в пределах Фенноскандинавского щита в раннем палеопротерозое, отразились в формировании двух различных структурно-вещественных комплексов – ятулийского (2.3–2.06 млрд лет) и людиковийского (2.06–1.95 млрд лет). Последний на территории Северного Приладожья представлен сортавальской серией (Соколов, Галдобина, 1982; Стратиграфия…, 1984; Галдобина, Мележик, 1986; Галдобина, 1987; Светов, Свириденко, 1992; Шульдинер и др., 1996; Куликов и др., 2011). В пределах Фенноскандинавского щита палеофациальная история осадочных бассейнов при переходе от ятулия к людиковию отмечена сменой эпиконтинентальных мелководных морей с широким распространением строматолитов и эвапоритов на глубоководные впадины с накоплением тонкозернистых осадков, обогащенных рассеянным органическим веществом (Соколов и др., 1970; Галдобина, 1987; Филиппов и др., 1995; Ахмедов и др., 1996; Melezhik et al., 1999a, 1999b, 2004, 2013a; Голубев и др., 2010). В людиковии произошло максимальное раскрытие свекофеннского океана, расположенного (в современной системе координат) к юго-западу от Карельского кратона. В геодинамическом масштабе на рубеже ятулия и людиковия произошел окончательный распад архейского суперконтинента Кенорлэнд.

Ятулийско-людиковийский переход включает также одно из самых важных геохимических событий раннего протерозоя – смену окислительного цикла углерода, который характеризовался строматолитовым карбонатным седиментогенезом, на восстановительный цикл, выразившийся в значительном накоплении свободного органического углерода (Голубев и др., 2010; Melezhik et al., 2013a; Strauss et al., 2013). Глобальная ломагунди-ятулийская положительная изотопная аномалия карбонатного углерода сменилась резким понижением δ¹³С в людиковийских карбонатных осадках. Это событие хорошо изучено в ятулийских и людиковийских отложениях в пределах Карельского и Кольского кратонов Фенноскандинавского щита (Юдович и др., 1990; Karhu, 1993; Melezhik, Fallick, 1996; Melezhik et al., 1999a, 1999b, 2004; Črne et al., 2014; Kreitsmann et al., 2019). Изотопный состав стронция неплохо изучен в карбонатных отложениях ятулийского горизонта Карельского и Кольского кратонов (Горохов и др., 1998; Melezhik et al., 2004; Kuznetsov et al., 2010; Кузнецов и др., 2011). Однако для морских палеобассейнов людиковия сведения об отношении ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr практически отсутствуют из-за того, что людиковийские карбонатные образования в пределах кратонов очень редки и представлены лишь цементами в терригенных отложениях, а также кальцитовыми и доломитовыми конкрециями (Кузнецов и др., 2012). В связи с этим метакарбонатные породы сортавальской серии представляют значительный интерес для Sr- и C-хемостратиграфического изучения.

Осадочно-вулканогенная сортавальская серия обнажается в области сочленения двух крупных структур Фенноскандинавского щита: Карельского кратона и Свекофеннского аккреционного орогена (Геология…, 2000). Отложения серии вскрыты в обрамлении гранитогнейсовых куполов в Северном Приладожье (Eskola, 1949). Сортавальская серия включает два горизонта метаосадочных карбонатных пород разной мощности от 25 до 600 м (Галдобина, Мележик, 1986; Светов, Свириденко, 1992).

Для получения Sr- и C-хемостратиграфической информации о метакарбонатных породах сортавальской серии в настоящей работе применен подход, включающий идентификацию образцов с наименее нарушенными Rb–Sr и С-изотопными системами на основе геохимических критериев. Оценка уровня метаморфизма изучаемой карбонатной последовательности выполнена на основе минеральных парагенезисов силикатных и силикатно-карбонатных пород приладожского региона. С помощью полученных Sr- и C-изотопных данных нами уточнен возраст верхнего и нижнего карбонатных горизонтов сортавальской серии. Результаты изучения изотопного состава стронция, углерода и кислорода и величины Th/U в карбонатных породах серии позволили получить новую информацию о геохимической характеристике морских палеобассейнов в переходный период от ятулия к людиковию.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Северное Приладожье расположено на юго-восточном фланге Раахе-Ладожской шовной зоны – области сочленения двух крупных структур Фенноскандинавского щита: архейского Карельского кратона и нижнепротерозойского Свекофеннского аккреционного орогена (Геология…, 2000). Нижний структурно-стратиграфический этаж здесь образуют неоархейские гранитогнейсы краевой части Карельского кратона, выступающие на поверхность в виде обрамленных гранитогнейсовых куполов (Eskola, 1949). Эти гранитогнейсы были вовлечены в палеопротерозойский метаморфизм и деформации, которые и привели к формированию куполов (Ладожская…, 2020). В основании верхнего структурно-стратиграфического этажа лежат супракрустальные породы сортавальской серии (Галдобина, Мележик, 1986; Светов, Свириденко, 1992), обнажающиеся на поверхности в обрамлении куполов и вдоль края Карельского кратона возле северной границы Раахе-Ладожской зоны (рис. 1).

Рис. 1.

Упрощенная геологическая схема Фенноскандинавского щита (а) и геологическое строение Северного Приладожья (б). 1 – архейский фундамент; 2 – палеопротерозой; 3 – свекофенниды; 4 – неопротерозой; 5 – каледониды; 6 – палеозойский чехол; 7 – Раахе-Ладожская зона; 8 – кристаллические породы архейского Карельского кратона; 9 – архейские гранитогнейсы в ядрах куполов; 10 – карбонаты, ятулий; 11 – метавулканиты и метаосадки сортавальской серии, людиковий; 12 – метатерригенные породы ладожской серии, калевий; 13 – палеопротерозойские интрузивные породы основного-ультраосновного состава; 14 – свекофенниды Приозерской зоны; 15 – мезопротерозойские граниты рапакиви; 16 – участки опробования мраморов сортавальской серии (И – Импилахти, Ри – Ристиниеми, Ру – Рускеала, Ю – Ювень).

Разрез сортавальской серии в обрамлении куполов начинается с маломощного (0–40 м) горизонта полевошпатовых амфиболитов, кварцитов и кварц-биотитовых сланцев (Предовский и др., 1967; Хазов, 1973). Выше располагается первый (нижний) карбонатный горизонт, достигающий мощности 25–100 м и сложенный преимущественно силикатно-карбонатными породами, реже мраморами, с прослоями амфиболитов и амфиболовых сланцев (мощностью до 7–8 м), кварцитов и кварц-биотитовых сланцев. Карбонатные породы залегают на полевошпатовых амфиболитах, кварцитах, кварц-биотитовых сланцах и гнейсах или непосредственно контактируют с гранитогнейсами куполов. Среди мраморов выделяются доломитовые и кальцитовые разновидности. Следующий горизонт (100–400 м) сложен главным образом амфиболовыми сланцами с прослоями полевошпатовых амфиболитов, силикатно-карбонатных пород, кварцитов и графитизированных сланцев. Он, в свою очередь, перекрывается вторым (верхним) карбонатным горизонтом мощностью 5–120 м (Trüstedt, 1907; Кицул, 1963; Karhu, 1993), а на северо-западе в районе пос. Рускеала – до 600 м (Кицул, 1963; Хазов, 1973). Этот горизонт сложен доломитовыми и кальцитовыми мраморами, силикатно-карбонатными и известково-силикатными (диопсид-тремолитовыми) породами с прослоями амфиболовых и кварц-биотитовых сланцев (Галдобина, 1987). Наибольшая мощность пород сортавальской серии, в том числе карбонатных, известна в Рускеальском антиклинальном поднятии в северо-западном обрамлении Кирьяволахтинского купола. Текстуры, петро- и геохимические особенности амфиболовых пород сортавальской серии указывают на их вулканогенную природу (Светов, Свириденко, 1992; Геология…, 2000). Таким образом, несмотря на присутствие некоторого количества метаосадочных пород, главную массу сортавальской серии в Приладожье составляют метаморфизованные вулканиты основного состава – толеитовые базальты и их туфы, измененные, превращенные большей частью в амфиболовые сланцы, местами с прослоями метакоматиитов, метаандезитов и метадацитов (Шульдинер и др., 1996; Матреничев и др., 2004).

Как сказано выше, судя по имеющимся к настояшему времени геологическим и изотопным данным, породы сортавальской серии относятся к людиковию. Людиковийский надгоризонт, представленный в соседней Онежской структуре заонежской и суйсарской свитами, был выделен для обозначения толщи вулканогенно-осадочных пород, перекрывающих в пределах Карельского кратона существенно доломитовые отложения ятулия (2.30–2.06 млрд лет). Возраст ятулийских доломитов туломозерской свиты в Заонежье (2.09 ± 0.07 млрд лет; Овчинникова и др., 2007) можно рассматривать как максимальное возрастное ограничение для людиковийского надгоризонта. Вулканогенно-осадочный разрез заонежской свиты людиковия формировался в интервале 2.06–1.97 млрд лет назад (Puchtel et al., 1998, 1999; Hannah et al., 2008; Martin et al., 2015). Породы людиковия несогласно перекрываются калевийскими граувакковыми песчаниками и алевролитами, а также разнообразными терригенными, первично-глинистыми, кремнистыми и карбонатными породами (Геология…, 1982; Melezhik et al., 1999b, 2015), содержащими примесь рассеянного органического вещества.

Геохронологическое изучение метавулканитов собственно сортавальской серии пока не привело к получению надежных результатов. Имеющиеся датировки вулканических процессов для этой серии колеблются от 1.96–1.99 млрд лет (U–Pb данные для цирконов из сортавальских метадацитов и дайки метагаббро, рассматриваемой как подводящий канал вулканитов; Геология…, 2000) до 2.07–2.10 млрд лет (Sm–Nd метод по валовым пробам вулканогенных пород; Матреничев, Матреничев, 2010). Минимальный предел возраста сортавальских вулканитов определяется U–Pb (SHRIMP) возрастом диоритов, прорывающих сортавальскую серию и низы перекрывающей ее ладожской серии (1.92 млрд лет; Матреничев и др., 2006).

Сортавальская серия в пределах Северного Приладожья перекрывается породами ладожской серии, относимой к калевию (1.95–1.80 млрд лет). Ладожская серия представлена в основном терригенными породами грауваккового и аргиллитового состава (Кратц, 1963; Котова и др., 2009) с флишевыми и флишоидными текстурами, указывающими на их турбидитовую природу (Демидов, Кратц, 1958). Среди отложений ладожской серии в незначительных объемах присутствуют карбонатные и вулканогенные породы.

1.85–1.88 млрд лет назад (Gorokhov et al., 1970; Балтыбаев и др., 2009) породы сортавальской и ладожской серий вместе с породами фундамента подверглись зональному региональному метаморфизму андалузит-силлиманитовой фациальной серии, интенсивность которого нарастала с севера на юг от зеленосланцевой до высокотемпературной амфиболитовой и гранулитовой фаций (Геология…, 2000). Метаморфическая зональность в общем конформна краю Карельского кратона, хотя и имеет более сложную конфигурацию. В зонах, отвечающих условиям эпидот-амфиболитовой и низкотемпературной части амфиболитовой фаций, основные и средние вулканиты превращены в амфиболиты и амфиболовые сланцы, граувакки и песчаники – в биотитовые и гранат-биотитовые сланцы, аргиллиты – в гранат-биотитовые сланцы с глиноземистыми минералами (ставролитом, андалузитом, кордиеритом, силлиманитом, мусковитом), а известняки и доломиты – в мрамора. В южной части зонального комплекса сланцы переходят в гнейсы, подвергнутые мигматизации. Метаморфизм амфиболитовой фации и сопряженные деформации привели к образованию упомянутых гранитогнейсовых куполов, обрамленных осадочно-вулканогенными толщами сортавальской и ладожской серий (Геология…, 2000; Ладожская…, 2020).

Карбонатные породы сортавальской серии в Северном Приладожье представлены преимущественно доломитовыми и кальцит-доломитовыми, реже кальцитовыми мраморами (Кицул, 1963). Мрамора часто имеют серый цвет (от светло-серого до практически черного) из-за примеси рассеянного углеродистого вещества, в отличие от развитых в протерозойских впадинах Карельского кратона карбонатных пород туломозерской свиты ятулия, которым рассеянные вростки гематита придают розовый цвет (Ахмедов и др., 1996). Это различие отражает разные обстановки осадконакопления. Ятулийские карбонатные осадки отлагались в мелководных эпиконтинентальных и периодически пересыхавших бассейнах типа себкхи и в мелководных лагунах во время максимальных трансгрессий (Melezhik et al., 1999a; Kuznetsov et al., 2010). Накопление карбонатных осадков сортавальской серии происходило в относительно глубоководном палеобассейне, значительно удаленном от области континентального сноса, при высокой скорости седиментации и захоронения осадка (Кузнецов и др., 2021).

Мрамора Северного Приладожья почти всегда содержат силикатную составляющую, представленную преимущественно Ca–Mg силикатными минералами, главным образом тремолитом, диопсидом или форстеритом – в зависимости от уровня метаморфизма (Кицул, 1963; Кузнецов и др., 2021), реже K- и Al-содержащими минералами – флогопитом, полевыми шпатами, гранатами, вплоть до перехода к карбонатно-силикатным породам, в которых силикатные минералы преобладают над карбонатами. Наиболее обогащены силикатами породы первого карбонатного горизонта, среди которых чистые мрамора практически отсутствуют. Породы второго карбонатного горизонта по содержанию силикатов могут существенно различаться, но среди них есть и чистые мрамора, особенно в районе Рускеалы и острова Ювень (Калкисаари) в устье р. Янисйоки, где эти мрамора разрабатывались в качестве облицовочного камня. Присутствие силикатов в мраморах и силикатно-карбонатных породах отражает первичную примесь кремнезема в осадочном протолите или же связано с метасоматическим изменением карбонатных пород под воздействием метаморфических флюидов. Вблизи Салминского плутона гранитов рапакиви и интрузий позднеорогенных плагиомикроклиновых гранитоидов в обрамлении Йокирантского и Латвасюрьинского куполов (вблизи государственной границы) мрамора подверглись интенсивному скарнированию с образованием известковых и магнезиальных скарнов с редкометалльной минерализацией (Гавриленко, Калиничева, 1991; Ларин и др., 1991; Металлогения…, 1999).

Карбонатные породы в обрамлении гранитогнейсовых куполов, особенно мрамора в северо-западной части Рускеальского поднятия, существенно деформированы (рис. 2а, 2б). Признаками этой деформации являются изоклинальные и колчановидные складки, линзование и будинаж карбонатных и карбонатно-силикатных пород. Интенсивная складчатость осложняет внутреннее строение карбонатных толщ в районе пос. Рускеала. Однако общее положение второго карбонатного горизонта в разрезе сортавальской серии, как и региональная стратиграфическая схема, сохраняется.

Рис. 2.

Деформации в полосчатых доломитовых и кальцитовых мраморах участка Рускеала. (а) – сжатые складки с крутопадающими осевыми плоскостями в мраморах; (б) – Z-образные складки, связанные со сдвиговыми деформациями в мраморах, и будинаж силикатных (амфиболовых) прослоев. Серые полосы – мелкозернистые доломитовые мрамора, белые полосы – крупнозернистые кальцитовые мрамора.

ПОЛОЖЕНИЕ ИЗУЧЕННЫХ РАЗРЕЗОВ

Образцы карбонатных пород, изученные в настоящей работе, отобраны на четырех участках – Рускеала, Ювень, Импилахти и Ристиниеми (рис. 1). Первый из них находится на периклинальном замыкании Рускеальской антиклинальной структуры, представляющей собой выступ пород сортавальской серии, протянувшийся от края Кирьяволахтинского гранитогнейсового купола (крупнейшего из куполов Сортавальской группы) на северо-запад. Это единственная географическая точка в Северном Приладожье, где породы сортавальской серии значительно удалены от гранитогнейсовых куполов. Мрамора в районе Рускеалы образуют две карбонатные линзы – юго-западную и северо-восточную, обрамляющие замыкание структуры в западной части Приладожья (Metzger, 1925; Кицул, 1963). Образцы рускеальских мраморов были отобраны из северо-восточной линзы.

Второй участок – Ювень – расположен на небольшом островке в Ладожском озере в юго-восточном обрамлении того же Кирьяволахтинского купола, вблизи устья р. Янисйоки. В отличие от Рускеалы, этот участок находится значительно ближе к гранитогнейсовому куполу. Здесь карбонатные породы расположены вблизи контакта с породами ладожской серии и так же, как и рускеальские мрамора, относятся ко второму карбонатному горизонту (рис. 3).

Рис. 3.

Полосчатые мрамора о. Ювень. Темные прослои сложены метатерригенными породами.

Участки Импилахти и Ристиниеми расположены в обрамлении гранитогнейсовых куполов Питкярантской группы: участок Импилахти – в северном обрамлении одноименного купола, участок Ристиниеми – в обрамлении Ристиниемского купола. На этих участках опробованы породы первого (нижнего) карбонатного горизонта, что подтверждается пространственной (первые десятки метров) близостью этих пород к гранитогнейсам куполов. Особенностью участка Ристиниеми является его расположение невдалеке от Салминского массива гранитов рапакиви, которые внедрились около 1.54–1.55 млрд лет назад и с которыми связан комплекс грейзенов и полиметаллических скарновых руд (Ларин и др., 1991; Металлогения…, 1999; Ризванова, Кузнецов, 2020). Наиболее значительное воздействие метасоматических флюидов на карбонатные породы сортавальской серии отмечено в районе Юляристи вблизи Питкяранты. Карбонатные породы на участке Ристиниеми превращены в магнезиальные скарны, в которых присутствуют фторсодержащие минералы группы гуммита и фторфлогопит (Пеков и др., 2008). Эти минералы не наблюдались в карбонатных породах вдали от Салминского массива.

По степени метаморфизма первые из трех участков близки – они лежат в пределах ставролитовой зоны метаморфизма, то есть в области среднетемпературной амфиболитовой фации низких давлений. Участок Ристиниеми расположен в низкотемпературной части зоны мигматитов. Степень мигматизации в метатерригенных породах ладожской серии, которая развита вблизи Ристиниеми, невысока, а присутствующие в них жилы лейкосом указывают на низкотемпературную границу зоны мигматитов. Во всех породах этих ступеней метаморфизма доломит в отсутствие кремнезема устойчив, а в присутствии в породе кремнезема происходит декарбонизация доломита с образованием Ca–Mg силикатов (тремолита и диопсида). Устойчивость доломита и Ca–Mg силикатов в системах CaCO₃–MgCO₃–SiO₂–H₂O–CO₂ в зависимости от соотношения компонентов, уровня метаморфизма и состава равновесного флюида рассмотрена в нашей работе (Кузнецов и др., 2021).

АНАЛИТИЧЕСКАЯ МЕТОДИКА

После растворения измельченных образцов в 1N HCl определение содержаний Ca и Mg в карбонатной составляющей мраморов выполняли весовым, а Mn и Fe – атомно-абсорбционным методом (табл. 1).

Концентрации Rb и Sr в валовых карбонатных составляющих пород (ВСС) после растворения образца в 1N HCl и ионообменного выделения этих элементов определяли масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления с применением смешанного индикатора ⁸⁷Rb–⁸⁴Sr (Горохов и др., 1998, 2016). Изотопные составы Rb измеряли в статическом режиме на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan Mat 261, а Sr – на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI. Средние значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в стандартных образцах NIST SRM-987 и USGS EN-1, нормированные к отношению ⁸⁶Sr/⁸⁸Sr = 0.1194, составляли в период работы соответственно 0.710281 ± 0.000004 (2σ_ср, n = 26) и 0.709211 ± 0.000005 (2σ_ср, n = 20). Первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в образцах вычислено в предположении, что возраст сортавальских карбонатных пород равен 2.0 млрд лет (табл. 2).

Содержания тория и в нескольких образцах урана определяли методом ICP-MS (табл. 3). В других случаях для определения U использовали метод изотопного разбавления с индикатором ²³⁵U. Измельченные образцы обрабатывали 0.5N HBr при комнатной температуре до полного растворения карбонатного материала, и выделяли U с помощью экстракционной смолы UTEVA SPEC (Овчинникова и др., 2012). Изотопный состав U определяли на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI. Уровень лабораторных загрязнений, определявшийся холостыми опытами, не превышал для U 0.005 нг.

Изотопный анализ С и О после разложения образцов пород в ортофосфорной кислоте при 95°С проводился на масс-спектрометре Delta V+ в режиме постоянного потока гелия с использованием периферийного комплекса GasBenchII с автосэмплером PAL. Точность изотопного анализа составляла ±0.1 и ±0.2‰ (2σ) для величин δ¹³С и δ¹⁸О соответственно. Изотопный состав углерода выражен в международной шкале V-PDB, а изотопный состав кислорода – в шкале V-SMOW (табл. 1).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Образцы мраморов отобраны из нижнего (Импилахти и Ристиниеми) и верхнего (Рускеала и Ювень) карбонатных горизонтов сортавальской серии на восточном фланге Раахе-Ладожской зоны. Протолитами изученных пород являются доломит-кальцитовые карбонаты, причем за счет доломита и примеси кремнезема в ходе метаморфизма могли возникать магнезиальные минералы.

В обрамлении гранитогнейсовых куполов Импилахти и Ристиниеми образцы мраморов отобраны из маломощных (1–10 м) карбонатных прослоев в основании вулканогенно-осадочной толщи (надкупольные пачки) и представляют нижний карбонатный горизонт сортавальской серии. В северо-восточном карьере Рускеала и на острове Ювень образцы отобраны из верхнего карбонатного горизонта (200–400 м) сортавальской серии. Образцы представлены (в зависимости от уровня метаморфизма) графитсодержащими и безграфитовыми доломитовыми и кальцитовыми тремолит- и диопсидсодержащими мраморами, флогопит-хондродитовыми мраморами (магнезиальными скарнами), а также карбонатно-силикатными породами.

Участок Импилахти, где отобранные образцы относятся к нижнему карбонатному горизонту сортавальской серии, представлен пятью образцами мраморов, содержащих светлую слюду (флогопит), тремолит и диопсид. Доля некарбонатной составляющей в мраморах велика и колеблется от 3.7 до 90% (табл. 1). Отношение Mg/Ca изменяется от 0.01 до 0.58. Здесь и всюду далее в этой статье в тексте и таблицах содержания химических элементов и их отношения выражены в весовых единицах. Концентрация Mn колеблется в широких пределах от 28 до 3000 мкг/г, причем между этой концентрацией и долей некарбонатной примеси наблюдается обратная корреляция. Содержания Sr лежат в интервале 19–152 мкг/г. Концентрации U и Th составляют соответственно 0.06–0.14 и 0.26–0.41 мкг/г (табл. 3). Отношения Rb/Sr варьируют в интервале 0.001–0.181, а Th/U – 4.3–7.1. Измеренные и первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr заключены в широких интервалах 0.71300–0.78182 и 0.71274–0.77872 соответственно (табл. 2). Значения δ¹³С измерены здесь в трех образцах. В одном из них величина δ¹³С равна 0.2‰, но в двух остальных согласующиеся значения δ¹³С составляют 7.4‰. Значения δ¹⁸О в этих трех образцах мраморов колеблются в интервале 12.7–14.1‰.

На участке Ристиниеми, где семь изученных образцов представляют магнезиальные скарны, возникшие по мраморам нижнего карбонатного горизонта, породы существенно перекристаллизованы и изменены. В них присутствует, в частности, хондродит, указывающий на воздействие на породу флюидов, связанных с гранитами рапакиви. Доля некарбонатной составляющей в карбонатных породах колеблется от 0.8 до 44% (табл. 1). Содержание Mn в них велико (0.32–0.42%), концентрации Sr, U и Th составляют соответственно 67–97, 0.11–0.25 и 0.02–0.13 мкг/г, отношения Mg/Ca варьируют в диапазоне 0.01–0.11, Mn/Sr – 33–69, а Th/U – 0.18–0.87 (табл. 1 и 3). Отношения Rb/Sr в мраморах меняются от 0.002 до 0.017. Измеренные изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr лежат в пределах 0.70780–0.71163, первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – в пределах 0.70761–0.71015 (табл. 2), значения δ¹³С колеблются от 3.8 до 7.7‰, а δ¹⁸О от 12.7 до 15.1‰ (табл. 1).

Мрамора месторождения Рускеала, отобранные из верхнего карбонатного горизонта, представлены доломитовыми и кальцит-доломитовыми, реже кальцитовыми разностями. Здесь обнажены как чисто карбонатные породы, не содержащие силикатов и в разной степени деформированные, так и силикатно-карбонатные прослои. Характерны полосчатые мрамора (рис. 2) с чередованием тонко- и мелкозернистых серых (от светло-серых до практически черных) и крупнозернистых белых полос, первые из которых сложены преимущественно доломитом, а вторые – кальцитовые. Мрамора часто содержат тремолит или, реже, диопсид. Присутствие тремолита в мраморах Рускеалы совместно с доломитом и кальцитом свидетельствует о том, что температура метаморфизма здесь не превышала 550–600°C, соответствуя уровню ставролитовых субфаций амфиболитовой фации (Кузнецов и др., 2021). Светло- или темно-серые тонкозернистые мрамора содержат рассеянную примесь углерода. В них присутствуют прожилки и жилы карбонатов, резко выделяющихся более крупной зернистостью и светлым (белым) цветом, а также силикатные (желтоватые или зеленоватые) прожилки, нередко с радиально-лучистой (сферолитовой) структурой. Карбонаты также образуют линзы (кальцитовые мрамора среди доломитовых и наоборот). Силикаты будинируются и образуют линзы среди карбонатов, но обратного процесса – образования карбонатных жил среди силикатов – не наблюдается. Нередко выделения силикатов обрамляют линзы и жилки кварца среди карбонатов.

В районе Рускеалы изучено шесть образцов крупнозернистых кальцитовых мраморов сортавальской серии и столько же – мелкозернистых доломитовых мраморов (табл. 1–3). В кальцитовых мраморах содержание некарбонатной составляющей колеблется в широких пределах от 0.1 до 20%. Концентрации Mn изменяются от 10 до 150 мкг/г, Sr – от 370 до 2800 мкг/г, U – от 1.23 до 7.39 мкг/г, Th – от 0.01 до 0.10 мкг/г, отношения Mg/Ca варьируют в диапазоне 0.01–0.09, Mn/Sr – в диапазоне 0.01–0.41. Отношения Rb/Sr меняются от 0.0001 до 0.0005, а отношение Th/U, измеренное только в одном образце, составляет 0.01. Измеренные изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr заключены в пределах 0.70483–0.70490, первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – в пределах 0.70482–0.70489, значения δ¹³С колеблются от 0.1 до 2.1‰, а δ¹⁸О от 18.3 до 22.5‰. В мелкозернистых доломитовых мраморах доля некарбонатной составляющей варьирует от 1.6 до 6.8%, а отношение Mg/Ca (0.42–0.48) ниже, чем в стехиометрическом доломите (0.61). Содержания Mn в доломитовых мраморах выше, чем в кальцитовых – от 72 до 110 мкг/г, а Sr – заметно ниже (120–240 мкг/г). Концентрации U (0.61–14.2 мкг/г) близки к таковым в кальцитовых мраморах, а концентрации Th выше (0.15–0.37 мкг/г). Отношения Mn/Sr, Rb/Sr и Th/U в доломитовых мраморах колеблются в диапазонах 0.30–0.73, 0.0002–0.0012 и 0.01–0.31 соответственно. Измеренные и первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr лежат соответственно в диапазонах 0.70465–0.70529 и 0.70463–0.70522, величины δ¹³С лежат в интервале +0.6…+1.9‰, а величины δ¹⁸О – 17.3–20.0‰.

Полученные результаты позволяют коснуться проблемы происхождения полосчатой текстуры рускеальских мраморов. Значительно более высокие содержания Sr в крупнозернистых кальцитовых (405–2790 мкг/г) мраморах по сравнению с доломитовыми (122–256 мкг/г) позволяют предполагать сохранение в этих породах, несмотря на сильные деформации, реликтовой первичной слоистости, обусловленной отложением, наряду с доломитовыми, карбонатных осадков, сложенных арагонитом (рис. 4). Метаморфическая перекристаллизация таких полосчатых пород могла проходить в закрытой системе без существенного привноса и выноса компонентов (Кузнецов и др., 2021). Увеличение размера кристаллов в кальцитовых мраморах могло достигаться при метаморфизме по механизму перекристаллизации с укрупнением зерна (Пунин, 1964, 1965), а мелкий размер кристаллов в доломитовых мраморах мог быть обусловлен затрудненной перекристаллизацией при отравлении поверхности растущих зерен (Чернов, 1961) рассеянным углистым веществом, адсорбированным на гранях кристаллов карбонатов.

Рис. 4.

Зависимость содержания Sr от содержаний Mn (а) и Fe (б) в метакарбонатных породах сортавальской серии в сравнении с современными морскими осадками и карбонатными породами и мраморами, сохранившими отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr палеоокеана (Veizer et al., 1990; Bekker et al., 2001, 2003; Кузнецов и др., 2003, 2018, 2019). 1 – кальцитовые мрамора, Рускеала; 2 – доломитовые мрамора, Рускеала; 3 – кальцитовые мрамора, Ювень; 4 – кальцитовые мрамора, Ристиниеми; 5 – кальцитовые мрамора, Импилахти. А – современные арагонитовые осадки, К – современные низкомагнезиальные кальциты, LA-AR – архейские известняки и кальциты, LA-PR – палеопротерозойские известняки, Dm-AR + PR – архейские и палеопротерозойские доломиты. Пунктирными линиями на рис. 4а и 4б показаны границы, отделяющие область “наименее измененных кальцитов” для рифейских и фанерозойских карбонатных пород (Кузнецов и др., 2003, 2014, 2018; Семихатов и др., 2004, 2009).

Полосчатые мрамора с чередованием серых углеродистых мелкозернистых и белых крупнозернистых прослоев, а также темных метатерригенных пород характерны и для острова Ювень (рис. 3). Эти породы также представляют верхний карбонатный горизонт. Уровень метаморфизма здесь близок к уровню метаморфизма в районе Рускеалы и отвечает среднетемпературной амфиболитовой фации низких давлений (той же андалузит-силлиманитовой фациальной серии). Часть мелкозернистых мраморов, как показывает изучение соотношений карбонатов в шлифах, возникает при перекристаллизации крупнозернистых мраморов. На участке Ювень изучено шесть образцов крупнозернистых кальцитовых мраморов (четыре белых и два серых) и один образец доломитового мрамора (табл. 1–3). В кальцитовых мраморах доля некарбонатной составляющей колеблется от 0.1 до 0.6%. Содержания Mn варьируют в интервале 46–220 мкг/г, Sr – 1090–1880 мкг/г, U – 1.40–2.27 мкг/г, Th – 0.33–0.45 мкг/г, отношения Mg/Ca составляют ≤0.02, Rb/Sr – менее 0.0002, отношения Mn/Sr колеблются в пределах 0.02–0.20, а Th/U – 0.15–0.32. Измеренные изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr лежат в диапазоне 0.70484–0.70494, первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – в диапазоне 0.70483–0.70493. Значения δ¹³С колеблются от –2.2 до +0.1‰, а δ¹⁸О – от 12.5 до 19.7‰. Доломитовый мрамор содержит 110 мкг/г Mn, 560 мкг/г Sr, 1.30 мкг/г U и 0.03 мкг/г Th. Отношения Mg/Ca, Mn/Sr и Th/U в доломитовом мраморе составляют соответственно 0.34, 0.20 и 0.02, измеренное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.70527, первичное – 0.70521. Значения δ¹³С и δ¹⁸О в этом мраморе равны 0.2 и 16.4‰ соответственно.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ СОХРАННОСТИ ИЗОТОПНЫХ СИСТЕМ В КАРБОНАТНЫХ ПОРОДАХ

Карбонатные породы, и в том числе кальцитовые и доломитовые мрамора, являются важным источником хемостратиграфической информации, так как способны при определенных условиях отражать первичные С–О и Sr-изотопные характеристики среды седиментации.

Высокое содержание углерода в карбонатных породах в сочетании с низкой его концентрацией в эпигенетических и метаморфических флюидах способствует сохранению в породах первичного значения δ¹³С (Valley, O’Neil, 1984; Schidlowski, 2001; Swart, 2015), тогда как изотопный состав кислорода более склонен к изменениям (Banner, Hanson, 1990). Изотопный состав кислорода карбонатных фаз может контролироваться многочисленными факторами, в том числе составом первоначального осадка и диагенетических и метаморфических флюидов, отношением порода/флюид в ходе эпигенеза и метаморфизма, коэффициентами изотопного фракционирования и степенью открытия изотопных систем (Banner, Hanson, 1990; Zheng, Hoefs, 1993; Горохов и др., 1995, 2016; Кузнецов и др., 2005, 2006, 2018; Bishop et al., 2014). Обычно для оценки степени сохранности первичных изотопных систем карбонатных пород используют геохимические критерии, основанные на перераспределении элементов-примесей в ходе диагенетической перекристаллизации (Veizer et al., 1990; Kaufman, Knoll, 1995; Горохов и др., 1995; Кузнецов и др., 2005, 2006). Эмпирически было установлено, что в случае увеличения степени преобразования карбонатных пород концентрации Mn и Fe в них увеличиваются, а содержание Sr уменьшается (рис. 4).

В качестве одного из критериев сохранности первичных С-изотопных систем в докембрийских карбонатах используется отношение Mn/Sr, пороговые значения которого у разных авторов варьируют от Mn/Sr < 10 (Kaufman, Knoll, 1995; Покровский и др., 2006) до Mn/Sr < 6 (Подковыров и др., 1998; Семихатов и др., 2004, 2009; Кузнецов и др., 2006). Кроме того, показано, что величина δ¹⁸О в наименее измененных морских карбонатах верхнего протерозоя составляет 24.2 ± 2.5‰ (Ray et al., 2003; Семихатов и др., 2004), а в эпигенетически измененных карбонатных породах опускается ниже 20.6‰ (Kaufman, Knoll, 1995; Семихатов и др., 2004, 2009). Однако величина δ¹⁸О в океане раннего протерозоя могла значительно отличаться от таковой в океане позднего протерозоя (Veizer et al., 1990). Поэтому средние величины δ¹⁸О в образцах карбонатных пород с наименее измененными С- и Sr-изотопными системами могут составлять 22.5 ± 2.5‰ для доломитов и 20.5 ± 4‰ для известняков (рис. 5).

Рис. 5.

Диаграммы ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr–δ¹⁸О (а) и δ¹³С–δ¹⁸О (б) для метакарбонатных пород сортавальской серии в сравнении с морскими карбонатными породами и мраморами, сохранившими отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr палеоокеана (Veizer et al., 1990; Melezhik et al., 1999a, 2004; Bekker et al., 2001, 2003; Кузнецов и др., 2003, 2018, 2019). Палеопротерозойские карбонатные отложения ломагунди-ятулийской эпохи: LA-LJ –известняки, Dm-LJ – доломиты. Остальные условные обозначения см. на рис. 4.

В массивных метаморфизованных карбонатных породах изотопный состав углерода относительно хорошо сохраняется (Baker, Fallick, 1989; Melezhik et al., 2002, 2005, 2006). Однако высокотемпературный метаморфизм карбонатных пород может приводить к понижению значения δ¹³С. Одним из возможных процессов, вызывающих такое понижение, является изотопный обмен между карбонатным материалом и сосуществующим с ним тонкодисперсным осадочным органическим углеродом, который может начинаться уже при достаточно низких температурах около 350°C и прогрессировать при повышении температуры (Valley, O’Neil, 1981; Dunn, Valley, 1992; Kitchen, Valley, 1995; Des Marais, 2001). Так как графит содержит по весу в восемь раз больше углерода, чем кальцит, количество графита, которое требуется для того, чтобы сдвинуть значение δ¹³С в метаморфизованной карбонатной породе, относительно невелико. Примером могут служить мрамора Центрального Адирондака, где значения δ¹³С_carb в результате изотопного обмена кальцита с графитом в условиях метаморфизма амфиболитовой до гранулитовой фации при температурах 670–780°C уменьшились в среднем на 4‰, а в некоторых образцах даже на 8‰ (Kitchen, Valley, 1995). Однако использование чистого карбонатного материала без признаков присутствия графита минимизирует возможные искажения изотопно-углеродной системы за счет этого процесса.

Другим потенциальным процессом, понижающим первичные значения δ¹³C при метаморфизме, является реакция декарбонизации, в результате которой происходит частичная потеря карбонатной породой углерода и кислорода в виде газообразного CO₂. Поскольку при равновесном отделении углекислоты от карбонатов происходит ее обогащение изотопами ¹³C и ¹⁸O (Valley, 1986), величины δ¹³C и δ¹⁸O в остаточном карбонатном материале будут согласованно снижаться, а в координатах δ¹³C–δ¹⁸O будут наблюдаться соответствующие тренды. Если процесс декарбонизации не имел места либо был проявлен слабо, соответствующих трендов наблюдаться не будет.

Учитывая изложенное, в настоящей работе при выборе образцов карбонатных пород, пригодных для реконструкции изотопного состава углерода в протерозойской морской воде, отдавалось предпочтение тем из них, которые не несут внешних признаков вторичных изменений, содержат относительно низкую долю силикокластической и графитовой примесей, характеризуются отношением Mn/Sr < 6 и значениями δ¹⁸О ≥ 20.6‰ V-SMOW.

На основании серии работ, посвященных изучению норвежских каледонид, были предложены геохимические критерии сохранности Rb–Sr систем для неопротерозойских кальцитовых мраморов, метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации (Melezhik et al., 2002, 2003, 2013b). Для того, чтобы изотопный состав Sr в такой породе мог рассматриваться как характеристика протолита и использоваться в Sr-изотопной хемостратиграфии, рекомендовано использовать породы с содержаниями SiO₂ и Al₂O₃, не превышающими соответственно 5 и 1%. При этом концентрация Sr в карбонатной составляющей образца должна быть выше 1000 мкг/г, Mn – менее 50 мкг/г, а отношения Mg/Ca, Mn/Sr и Rb/Sr должны быть соответственно ≤0.02, ≤0.02 и ≤0.0001 (Melezhik et al., 2013b). Эти критерии значительно строже тех (Mg/Ca < 0.024, Mn/Sr < 0.2 и Fe/Sr < 5), которые используются для Rb–Sr систем неметаморфизованных известняков (Кузнецов и др., 2006, 2014). Что касается критической величины δ¹⁸О, то для выбора наименее измененных неопротерозойских мраморов она принимается выше, чем 22‰ SMOW (Melezhik et al., 2013b; Горохов и др., 2016). В случае палеопротерозойских метаосадочных карбонатных пород эта величина выглядит завышенной, потому что значение δ¹⁸O в палеопротерозойском океане было ниже, чем в неопротерозойском на 2–3‰ (Veizer et al., 1990). Таким образом, при выборе наименее измененных кальцитов сортавальской серии критическое значение δ¹⁸O может рассматриваться на уровне 20‰.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Переходя к оценке геохимического и хемостратиграфического значения результатов, полученных для мраморов сортавальской серии, сразу отметим различие изотопного состава углерода в мраморах нижнего и верхнего карбонатных горизонтов (рис. 5б). За исключением образца К14-39В, величины δ¹³С в кальцитовых мраморах нижнего горизонта (участки Импилахти и Ристиниеми) высокие – от +3.8 до +7.7‰. Вариации же значений δ¹³С в карбонатах верхнего горизонта (участки Рускеала и Ювень) характерны для “обычных” морских карбонатов осадочного происхождения – от –2.2 до +2.1‰ (рис. 5б). Важно отметить, что мрамора верхнего карбонатного горизонта содержат меньшие количества некарбонатной примеси по сравнению с мраморами нижнего горизонта, и поэтому воздействие метаморфизма на величину δ¹³С в карбонатах верхнего горизонта, вероятно, было менее значительным (см. выше).

Что касается возможного влияния декарбонизации на изотопные составы кислорода и углерода в изученных мраморах, следует учесть, во-первых, что температура метаморфизма на участке Ристиниеми была выше, чем на участках Рускеала и Ювень, а на участке Импилахти сопоставима с последними (550–600°С), и во-вторых, что метаморфизм способен приводить только к понижению значений δ¹³С в карбонатных минералах. Поэтому наблюдаемое различие этих значений в нижнем и верхнем карбонатных горизонтах не могло возникнуть в результате метаморфизма. Таким образом, значения δ¹³С отражают скорее первично-осадочные характеристики палеобассейна, чем метаморфическое преобразование.

Интервал значений δ¹³С (–2.2 до +2.1‰) для кальцитовых и доломитовых мраморов верхнего карбонатного горизонта сортавальской серии не противоречит тенденции, свойственной величинам δ¹³С в карбонатных конкрециях и мергелях людиковийских отложений Карельского кратона (в заонежской свите Онежской структуры; Крупеник и др., 2011; Melezhik et al., 2015; Kreitsmann et al., 2019). Полученные нами высокие величины δ¹³С (от +3.3 до +7.7‰) в мраморах нижнего карбонатного горизонта согласуются с опубликованными значениями (4.2–6.6‰) для кальцитовых и доломитовых мраморов нижнего горизонта в районах Ристиниеми и Кирьявалахти (Karhu, 1993). Кроме того, значения δ¹³С в мраморах Импилахти и Ристиниеми близки к значениям, полученным для карбонатных конкреций средней части заонежской свиты (Črne et al., 2014).

Кажется очевидным, что значения δ¹³С в породах нижнего карбонатного горизонта сортавальской серии соответствуют заключительным этапам положительной изотопной аномалии карбонатного углерода ломагунди-ятулийской эпохи, которая наблюдается в карбонатных осадках, отложенных 2.20–2.06 млрд лет назад (Schidlowski et al., 1976; Baker, Fallick, 1989; Юдович и др., 1990; Karhu, 1993; Melezhik, Fallick, 1996; Melezhik et al., 1999a, 2004; Buick et al., 1998; Bekker et al., 2001; Martin et al., 2015). Таким образом, нижние горизонты сортавальской серии являются переходными от ятулия к людиковию (рис. 6). При этом С-изотопные характеристики верхнего карбонатного горизонта относятся уже к людиковию. Такой вывод подкрепляется оценкой окислительно-восстановительной обстановки на стадии диагенеза карбонатных осадков в районах Импилахти и Ристиниеми, которая может быть сделана на основании отношений Th/U в изученных образцах этих районов.

Рис. 6.

Значения δ¹³C и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в метаосадочных карбонатных породах сортавальской серии на фоне вековых вариаций этих параметров в палеопротерозойском океане (Veizer, Compston, 1976; Veizer al., 1990; Karhu, 1993; Горохов и др., 1998; Bekker et al., 2001, 2003; Кузнецов и др., 2003, 2011, 2018, 2019; Kuznetsov et al., 2010; Melezhik et al., 2004, 2013a). 1 – формация Гамохан, надсерия Трансвааль (Южная Африка); 2 – формация Гандарелла, серия Мина (Бразилия); 3 – темрюкская свита, центральноприазовская серия (Украина); 4 – формация Душланд, серия Претория (Южная Африка); 5 – формация Кона, серия Шоколад (Канада); 6 – формация Олдер, надсерия Каниаписко (Канада); 7 – формация Нешфорк, надсерия Сноупасс (Канада); 8 – туломозерская свита, ятулий (Карелия); 9 – формация Фехо-де-Фуни, серия Мина (Бразилия); 10 – куэтсярвинская свита, печенгская серия (Кольский п-ов); 11 – заонежская свита, людиковий (Карелия); 12 – формация Коулес Лейк, надсерия Коронейшн (Канада); 13 – формация Уцинги, серия Питей (Канада); 14 – формация Дак Крик, серия Уайлу (Австралия); 15 – формация Олбанел, серия Мисстассини (Канада); 16 – серия Макартур (Австралия). Кружки – кальциты, квадраты – доломиты. Остальные условные обозначения см. на рис. 4.

Уран принадлежит к элементам, поведение которых зависит от окислительно-восстановительных условий в морской воде. В окислительной среде он шестивалентен и образует растворимые в воде соединения уранила, тогда как в восстановительных условиях уран четырехвалентен и осаждается вместе с морскими карбонатами (Wignall, Twitchett, 1996; Sturchio et al., 1998; Каурова и др., 2010). Поведение тория, напротив, не зависит от окислительно-восстановительного состояния среды седиментации, и он постоянно существует в четырехвалентном состоянии. Поэтому осадки в бескислородной обстановке богаче ураном и характеризуются более низкими отношениями Th/U по сравнению с теми, которые формируются в среде, насыщенной кислородом. Это позволяет использовать отношение Th/U в карбонатах в качестве индикатора окислительно-восстановительной обстановки. В морских карбонатных осадках, отложенных в бескислородной среде, отношение Th/U < 2, в окислительной среде его значение лежит в интервале 2–7, а в чрезвычайно окислительной становится >7 (Wignall, Twitchett, 1996; Azmy et al., 2009).

Повышенные значения отношения Th/U (4.3–7.1) в кальцитовых мраморах района Импилахти по сравнению со значениями этого отношения в метакарбонатных породах всех других изученных районов позволяют предполагать, что карбонаты Импилахти формировались во все еще окислительной обстановке, свойственной мелководным бассейнам ятулийского времени. В мраморах же остальных районов наблюдается резкое уменьшение отношения Th/U от 0.18–0.87 (нижний карбонатный горизонт, участок Ристиниеми) до 0.01–0.32 (верхний карбонатный горизонт, участки Ювень и Рускеала), характеризующее переход от ятулийской окислительной среды седиментации к восстановительным условиям в бассейнах людиковия. Возможно, очень высокие содержания Mn в мраморах Импилахти и Ристиниеми могут быть результатом резкой смены окислительной обстановки на восстановительную, предполагая двухвалентное состояние марганца в бассейне седиментации/диагенеза. В то же время для участка Ристиниеми не исключено эпигенетическое воздействие гранитов рапакиви, меняющее особенности геохимии карбонатов в метасоматитах (магнезиальных скарнах). Однако в разрезе Импилахти именно кальцитовые мрамора демонстрируют максимальное обогащение Mn, хотя кальцитовая составляющая силикатных пород в этом же разрезе содержит на порядок меньше Mn (табл. 1). Этот факт позволяет предполагать, что обогащение кальцитов Mn в большей мере было связано с осадочными процессами, чем с эпигенетическими.

Вывод об отложении пород нижнего карбонатного горизонта сортавальской серии в переходной обстановке, в которой еще сохранялось действие факторов, вызвавших появление грандиозной ятулийской положительной изотопной аномалии δ¹³С, согласуется, таким образом, с полученными в настоящей работе результатами определения величины δ¹³С (от +3.8 до +7.7‰), а также с ранее опубликованными значениями (5.4 ± 1.0‰; Karhu, 1993) для карбонатных пород нижнего карбонатного горизонта (рис. 6а).

Высокие содержания Mn и значительная доля некарбонатной составляющей, к сожалению, исключают использование кальцитовых мраморов нижнего карбонатного горизонта для оценки изотопного состава Sr в среде карбонатной седиментации (рис. 6). Необходимость применения геохимических критериев для отбраковки образцов, не пригодных для хемостратиграфических построений, здесь очевидна из-за высоких первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в мраморах Импилахти (0.71274–0.77872) и Ристиниеми (0.70761–0.71015). В разрезе Импилахти лишь два образца представляют собой мрамора, тогда как остальные три являются силикатными породами с подчиненным количеством кальцита. Первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в двух названных образцах заключено в узких пределах (0.71274–0.71292) и сравнимо с максимальными значениями в мраморах Ристиниеми. При этом, как говорилось выше, обогащение марганцем и присутствие радиогенного ⁸⁷Sr в карбонатных породах Импилахти и Ристиниеми может не быть следствием эпигенеза, а характеризовать обстановку осадконакопления в замкнутом бассейне.

В образцах районов Рускеалы и Ювеня, отобранных из верхнего карбонатного горизонта, величины δ¹³С колеблются от –2.2‰ до +2.1‰, т.е., несмотря на значительные вариации величины δ¹⁸О (12.5–20.0‰), согласуются с опубликованными ранее для карбонатных пород этого горизонта (от +1.0 до +2.3‰; Karhu, 1993). В то же время среди изученных образцов лишь два кальцитовых мрамора района Рускеалы полностью удовлетворяют принятым в настоящей работе критериям сохранности Rb–Sr систем. Еще в одном образце кальцитового мрамора Рускеалы и в одном образце кальцитового мрамора острова Ювень этому мешают только величины δ¹⁸О (19.5‰ для мраморов Рускеалы и 13.0‰ для мрамора Ювеня), которые ниже рекомендованного значения 20‰. Однако величины первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в остальных кальцитовых мраморах Рускеалы (0.70482–0.70489) и острова Ювень (0.70483–0.70493) идеально согласуются со значениями (0.70482–0.70486) в четырех упомянутых выше образцах (рис. 5а). Это позволяет, несмотря на различие степени метаморфизма, содержаний Mn и Sr и, соответственно, значений отношения Mn/Sr, рассматривать все кальцитовые мрамора районов Рускеалы и Ювеня как материал, перспективный для получения изотопных характеристик среды седиментации карбонатных осадков верхнего карбонатного горизонта сортавальской серии (рис. 6).

Любопытно, что диапазон первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.70463–0.70522), сходный с полученными для рускеальских и ювенских кальцитовых мраморов, наблюдается и в образцах доломитовых мраморов Рускеалы (рис. 5а). Эти результаты представляют безусловный интерес потому, что для доломитов в настоящее время еще не существует геохимических критериев оценки сохранности Rb–Sr систем.

Как бы то ни было, основываясь на минимальных значениях первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в мраморах сортавальской серии в районах Рускеалы и Ювеня, можно полагать, что это отношение в палеопротерозойской морской воде 1.87–2.07 млрд лет назад составляло 0.70463–0.70493 (рис. 6). Указанный диапазон отвечает людиковию и продолжает эволюцию во времени отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океанах, которое в ломагунди-ятулийскую эпоху 2.06–2.10 млрд лет назад колебалось от 0.70302 до 0.70495 (Горохов и др., 1998; Bekker et al., 2001, 2003; Кузнецов и др., 2003, 2011, 2018; Kuznetsov et al., 2010).

Заметное понижение отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океане до 0.70304–0.70343 в конце ятулийской эпохи около 2.1 млрд лет назад отражает увеличение гидротермального потока и распространение базальтового вулканизма, связанных с распадом суперконтинента Кенорлэнд. Вспышка эндогенной активности, интенсивный базальтовый вулканизм и заложение рифтов в ятулийскую эпоху около 2.06–2.1 млрд лет назад были широко проявлены не только на Карельском и Кольском кратонах Фенноскандии (Соколов и др., 1970; Melezhik et al., 2004, 2013a; Hanski, 2013), но и на кратонах Трансвааль, Пилбара и Сарматия (Сlaesson et al., 2001; Eriksson, Condie, 2014; Савко и др., 2020). Такие же низкие значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океане наблюдались в самом начале раннего палеопротерозоя до ломагунди-ятулийской эпохи (рис. 6) при формировании карбонатных шельфов на кратонах Сарматия, Каапвааль и Пилбара 2.3–2.5 млрд лет назад (Bekker et al., 2001; Кузнецов и др., 2019; Савко и др., 2020). Ломагунди-ятулийская эпоха отмечена повышением отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в морской воде и отложением преимущественно доломитовых осадков. Эти факты согласуются с широким развитием на территории нескольких эпиархейских кратонов многочисленных мелководных бассейнов и отложением эвапоритов в ятулийских осадках Карельского кратона. Значительный рост отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океане людиковия был обусловлен затуханием процессов рифтогенеза, интенсивной эрозией фрагментов суперконтинента после его распада, а также глобальным приростом континентальной коры. Вероятно, базальтовый вулканизм, который был проявлен в пределах Фенноскандии на протяжении всего людиковия (Hanski, 2013), имел лишь локальное распространение, поэтому не мог компенсировать глобальное повышение отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океане около 2 млрд лет назад. Амплитуда роста отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океане на границе ятулий–людиковий была соизмерима с амплитудой увеличения этого отношения на границе архей–протерозой, когда произошли качественные изменения в составе “созревающей” континентальной коры (Veizer, Compston, 1976; Veizer et al., 1990). Если в раннем палеопротерозое и в ятулийскую эпоху значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океане периодически приближались к величинам, свойственным архейским морям, то в постятулийскую эпоху отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr уже никогда не опускалось ниже, чем в людиковийском океане.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Карбонатные отложения сортавальской серии формировались в условиях трансгрессии и расширения морского палеобассейна, который стал частью свекофеннского океана. Метакарбонатные породы нижнего карбонатного горизонта этой серии представлены осадками мелководных частично изолированных палеобассейнов, а карбонатные отложения верхнего горизонта – осадками дистальной части обширного морского палеобассейна. Новые С-хемостратиграфические данные позволяют более надежно оценить стратиграфическое положение сортавальской серии в разрезе среднего палеопротерозоя и показать, что она характеризует переходную эпоху от ятулия к людиковию.

Значения δ¹³С в мраморах, относящихся к нижнему карбонатному горизонту сортавальской серии (участки Импилахти и Ристиниеми), варьируют от +3.8 до +7.7‰. Высокие значения δ¹³С в этих мраморах указывают на отложение карбонатных осадков в переходной обстановке от окислительной, свойственной ятулию, к восстановительной, характерной для людиковия. Высокое отношение Th/U (4.3–7.1) в мраморах Импилахти также предполагает слабоокислительную обстановку палеобассейна переходного типа от ятулийского к людиковийскому.

Значения δ¹³С в мраморах районов Рускеалы и Ювеня определяют диапазон вариаций изотопного состава углерода в осадках верхнего карбонатного горизонта сортавальской серии от –2.2‰ до +2.1‰. Низкое отношение Th/U (0.01–0.32) в породах верхнего карбонатного горизонта характеризует восстановительные условия среды седиментации в бассейнах людиковия.

Результаты, полученные для кальцитовых мраморов сортавальской серии в районах Рускеалы и Ювеня, позволяют полагать, что отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в палеопротерозойской морской воде в людиковийское время (1.88–2.06 млрд лет назад) составляло 0.70463–0.70493. Важно отметить, что участки, для которых получены эти Sr-изотопные данные, являются третьей географической точкой в пределах Фенноскандинавского щита, где обнаружены неизмененные карбонатные породы, пригодные для реконструкции изотопного состава стронция в палеопротерозойском океане. Ранее был охарактеризован только ятулийский надгоризонт: туломозерская свита в Заонежье (0.70343–0.70442; Горохов и др., 1998; Kuznetsov et al., 2010) и куэтсярвинская свита в Печенгском прогибе (0.70407–0.70431; Melezhik et al., 2004; Кузнецов и др., 2011). Для людиковийского надгоризонта было опубликовано лишь одно значение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в кальцитовой конкреции из вулканогенно-терригенной заонежской свиты Карельского кратона, которое позволяло оценить только верхний предел этого отношения (0.70534) в людиковийском палеобассейне (Кузнецов и др., 2012).

В глобальном масштабе, полученные Sr-изотопные данные намечают важный рубеж около 2 млрд лет, после которого увеличился континентальный поток Sr в океан, а значения δ¹³С фиксируют начало С-изотопного стазиса, который продлился с начала людиковия почти до конца мезопротерозоя.

Благодарности. Авторы благодарят А.И. Слабунова и А.Б. Котова за конструктивные замечания, позволившие улучшить рукопись.

Источники финансирования. Геохимические и Sr-изотопные исследования в карбонатных породах выполнены при финансовой поддержке Российского научного фонда (проект РНФ № 18-17-00247), петрологическое исследование – в рамках госзадания (НИР 0132-2019-0013).