Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2021, T. 29, № 2, стр. 76-99

ВВЕДЕНИЕ

Изотопные методы имеют большие перспективы в исследованиях, связанных с хемостратиграфией и реконструкцией условий морской среды. При изучении перми и триаса наиболее широкую известность получили результаты С- и О-изотопных исследований.

Изотопный состав кислорода в отложениях верхней перми и нижнего триаса изучен на основании различных объектов: (1) раковин позднепермских брахиопод (кальцит) Закавказья и Северного Кавказа (Zakharov et al., 1999), Омолонского массива (Zakharov et al., 2005, 2008, 2009) и Ирана (Schobben et al., 2014), (2) позднепермских и раннетриасовых конодонтов (апатит) Южного Китая (Sun et al., 2012), Пакистана (Romano et al., 2013), Ирана (Schobben et al., 2014) и Армении (Joachimski et al., 2020), а также (3) раковин оленекских цефалопод (арагонит) Арктической Сибири (Захаров и др., 1975; Zakharov et al., 1999). Полученные результаты по Тетической надобласти свидетельствуют о том, что палеотемпературы раннетриасового времени (28–40°C) были значительно выше позднепермских (20–34°C). Однако возникают проблемы, связанные с интерпретацией низких значений δ¹⁸O, установленных в хорошо сохранившихся раковинах цефалопод Арктической Сибири (Захаров и др., 2018а). Оригинальное объяснение, согласно которому это было вызвано пониженной соленостью вод некоторых морей Бореального бассейна в оленекское и анизийское время (Захаров и др., 1975; Zakharov et al., 1999; Дагис, Козаков, 1984), требует дополнительного подтверждения. Вместе с тем имеются палеонтологические, в том числе палеофлористические, данные (Добрускина, 1970; Красилов, Захаров, 1975; Могучева, 1981; Курушин, Захаров, 1995), свидетельствующие, по-видимому, о достаточно высоких температурах в позднеоленекское время и в Арктической Сибири.

Исследование верхнепермских и нижнетриасовых карбонатных отложений с помощью кальций-магниевого метода для целей палеотермометрии (Берлин, Хабаков, 1966) проведено на материале из разрезов Закавказья (Захаров и др., 2001), Северного Кавказа (Zakharov et al., 2000; Захаров и др., 2001), Южного Приморья (Zakharov et al., 1997, 2000) и Японии (Zakharov et al., 1997).

На фоне этих работ, детальное изучение изотопного состава азота в терригенных отложениях того времени пока очень ограниченно, особенно это касается Северо-Восточной Азии. Имеющиеся в настоящее время немногочисленные сведения об N-изотопном составе в терригенных отложениях пермо-триаса получены лишь по некоторым районам Канады (Algeo et al., 2012; Schoepfer et al., 2012, 2013; Knies et al., 2013; Grasby et al., 2016), Шпицбергена (Grasby et al., 2015), Kолымо-Омолонского региона (Захаров и др., 2019), Южного Приморья (Захаров и др., 2018а, 2018б; Zakharov et al., 2018b) и Южного Китая (Luo et al., 2011; Jia et al., 2012; Yin et al., 2012; Algeo et al., 2014; Saitoh et al., 2014).

Целью настоящей статьи является N-изотопное исследование глинистых отложений из пограничных (Otoceras-содержащих) слоев перми и триаса разреза Правый Суол Южного Верхоянья (рис. 1), одного из наиболее представительных разрезов пермо-триаса России; его корреляция с другими разрезами Бореальной надобласти; а также выявление возможностей использования N-изотопных данных, полученных из разных разрезов востока России (рис. 2), для реконструкции условий морской среды рассматриваемого периода.

Рис. 1.

Районы Южного Верхоянья, Колымо-Омолонского региона и Южного Приморья, для которых проведены N-изотопные исследования (а), и положение основных разрезов верхней перми и нижнего триаса в бассейне р. Сеторым Южного Верхоянья (б). Разрезы: 1 – Правый Суол, 2 – Левый Суол, 3 – Николкин Ключ, 4 – Инессин Ключ, 5 – Серегин Ручей.

Рис. 2.

Схематическая палеогеографическая карта времени рубежа перми и триаса (Scotese, 2014), модифицированная. 1 – основной район исследований; 2 – другие местонахождения, упомянутые в тексте; 3 – местоположение сибирских траппов; 4 – предполагаемое положение границы между тропико-субтропической и умеренно-теплой климатическими зонами в Северном полушарии. Надобласти: БН – Бореальная, ТН – Тетическая, AН – Американская, ГН – Гондванская (Zakharov et al., 2008); провинции: К – Катазиатская, У – Уссурийская, З – Западно-Тетическая.

Разрезы перми и триаса востока России, использованные для N-изотопных исследований, уникальны по ряду причин: (1) они располагаются в пределах как высоких (Правый Суол, Паутовая), так и средних (Абрек, Каменушка-1, Каменушка-2) палеоширот Бореальной и Тетической надобластей; (2) все эти разрезы, за исключением одного (Паутовая), палеонтологически хорошо документированы (Захаров и др., 2014, 2015, 2018а, 2018б, 2019; Zakharov et al., 2018b); (3) в бореальных разрезах установлен непрерывный переход от перми к триасу, охарактеризованный фораминиферами и моллюсками, в том числе аммоноидеями рода Otoceras (Захаров и др., 2014, 2015); (4) разрез в Верхоянье (Правый Суол) располагается в относительной близости (чуть более 1 тыс. км) от места излияния сибирских траппов, сведения по которым обычно используют в объяснениях, касающихся позднепермского массового вымирания.

РАЗРЕЗЫ ВЕРХНЕЙ ПЕРМИ И НИЖНЕГО ТРИАСА В БАССЕЙНЕ РЕКИ СЕТОРЫМ (ЮЖНОЕ ВЕРХОЯНЬЕ)

Исследованный район (бассейн р. Сеторым) находится в пределах Южно-Верхоянской зоны Верхоянско-Колымской складчатой области, расположенной вблизи восточной окраины Сибирской платформы (Parfenov, Kuzmin, 2001). Верхи перми и низы нижнего триаса представлены здесь имтачанской и некучанской свитами (Домохотов, 1960; Бяков и др., 2016).

Верхняя часть имтачанской свиты (подзона Intomodesma postevenicum зоны Intomodesma costatum) состоит из переслаивания песчаников, алевролитов и песчанистых алевролитов, содержащих типично высокобореальный фаунистический комплекс. В его составе доминируют иноцерамоподобные двустворчатые моллюски (Intomodesma postevenicum Biakov, Intomodesma sp., Maitaia sp. и др.; Бяков и др., 2016, 2018). Наиболее поздние представители этой фауны были обнаружены в 20 м ниже кровли имтачанской свиты. Перекрывающая ее некучанская свита в разрезах Правый и Левый Суол, расположенных в 100 м друг от друга, сложена аргиллитами (95–100 м), содержащими редкие прослои песчаников и алевролитов, в нижней ее части присутствуют прослои бентонитовых туфов (в 1.85 и 4.35 м выше ее основания; рис. 3). Здесь же обнаружена зона аутигенного пирита (в интервале 3.2–5.9 м выше основания некучанской свиты; Бяков и др., 2018).

Рис. 3.

Сводные литологические, палеонтологические и N-изотопные данные по разрезам Правый и Левый Суол в бассейне р. Сеторым (Южное Верхоянье). 1 – палеонтологические остатки, собранные в разрезе Правый Суол (крупный значок означает доминирование таксона); 2 – палеонтологические остатки, собранные в разрезе Левый Суол (крупный значок означает доминирование таксона); 3 – песчаники; 4 – песчаники с включениями обломков аргиллитов; 5 – алевролиты; 6 – аргиллиты; 7 – конкреции; 8 – туфы. Сокращения: I. c. – Intomodesma costatum; O. concav. – Otoceras concavum; W. wor – Wordieoceras wordieri; Им. – имтачанская.

В нижней части некучанской свиты бассейна р. Сеторым различаются следующие аммонитовые зоны (снизу вверх): Otoceras concavum, Otoceras boreale, Tompophiceras morpheous и ?Wordieoceras decipiens (Захаров, 1971; Zakharov, 2002; Захаров и др., 2014; Dagys, Ermakova, 1996; Бяков и др., 2018). В разрезе Николкин Ключ, выделяющемся обилием аммоноидей, в пределах зоны Tompophiceras morpheous дополнительно различаются две эпиболь-зоны (Tompophiceras pascoei в нижней части зоны и Tompophiceras morpheous в верхней).

Представители бентоса (фораминиферы, двустворчатые моллюски, гастроподы) в некучанской свите относительно редки (Бяков и др., 2018), а в пределах “пиритового интервала” они вовсе отсутствуют. Наибольшие скопления аммоноидей (преимущественно Otoceras boreale Spath) обнаружены вблизи основания зоны Otoceras boreale, в 7.3 м выше подошвы некучанской свиты в разрезах Левый и Правый Суол (Бяков и др., 2018) и в 5.6 м выше ее подошвы в разрезе Николкин Ключ, где аммоноидеи были встречены в ассоциации с конодонтами (Clarkina cf. changhsingensis Wang et Wang и Hindeodus typicalis (Sweet); Захаров, 1971; Zakharov, 2002).

Граница перми и триаса в бассейне р. Сеторым первоначально была проведена в основании некучанской свиты (Домохотов, 1960; Захаров, 1971; Zakharov, 2002; Коростелев, 1972; Архипов, 1974; Dagys, Ermakova, 1996), но недавно на основании С-изотопных данных по разрезу Правый Суол (Захаров и др., 2014) она была перемещена выше по разрезу – ее положение совпало с верхней границей зоны Otoceras concavum, расположенной в 6.3 м выше основания некучанской свиты в этом разрезе (Захаров и др., 2014, 2015; Бяков и др., 2016, 2018).

МАТЕРИАЛ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Материалом для исследований послужили 145 проб аргиллитов, отобранных из пограничных слоев перми и триаса имтачанской и некучанской свит разреза Правый Суол (бассейн р. Сеторым). Для изотопного анализа азота были использованы те же пробы, в которых ранее был проведен С-изотопный анализ (Захаров и др., 2014, 2015). Образцы были отобраны с интервалом 12.5–14 см в пределах подзоны Intomodesma postevenicum имтачанской свиты (пачка 1) и зон Otoceras concavum, Otoceras boreale и Tompophiceras morpheous (пачки 3–5) некучанской свиты (рис. 3).

Определение изотопного состава азота выполнено в Визельбурге (HBLFA Francisco–Josephinum) с помощью анализатора Flash-EA (Thermo, Bremen/Germany), соединенного через CONFLO IV (Thermo, Bremen/Germany) с масс-спектрометром Delta V Аdvantage (Thermo, Bremen/Germany). Анализировались измельченные валовые пробы аргиллитов с навеской от 1 до 5 мг (в зависимости от содержания органического вещества в аргиллитах). Пробы и стандартные материалы взвешивали в закупоренных оловянных капсулах. Удаление атмосферного азота из плотно уложенных капсул осуществляли путем сжатия. Результаты измерений регулярно сравнивали со стандартом N-air. Точность измерения пробы была выше, чем ±1‰ (низкая точность объясняется относительно низкой концентрацией азота в пробах). Точность измерений контролировали повторным измерением (сходимость повторных измерений составляет ~95%). Полные таблицы N - и С-изотопных данных по разрезу Правый Суол Южного Верхоянья в версии Exel доступны по запросу к соавтору статьи, ответственному за выполнение аналитической работы: М. Хорачеку (micha.horacek@josephinum.at).

Известно, что содержание азота в терригенном веществе намного ниже, чем в органическом веществе морского происхождения (Algeo et al., 2014). В связи с этим при рассмотрении изотопного состава азота морских терригенных осадков основное внимание уделяется изучению органического вещества. Органическое вещество может быть в различной степени гетерогенным в зависимости от его происхождения (поступления материала от организмов, представляющих собой разные звенья пищевой цепи). Предполагается, что накопление органического вещества в глинистых отложениях пограничных слоев перми и триаса происходило в условиях доминирования начального звена пищевой цепи. При этом тип органического вещества, поступавшего в осадок, существенно не менялся. Точная оценка концентраций азота, как и оценка содержания органического вещества, в задачу настоящих исследований не входила.

Диагенетический контроль материала отбираемых проб проводился на первом этапе визуально (отбирался глинистый материал, не содержащий каких-либо кальцитовых, пиритовых и кремнистых образований и не имеющий поверхностных загрязнений). Рентгеноструктурный анализ показал, что в отобранных образцах нет таких примесей сульфидных и сульфатных минералов, которые могли повлиять на интерпретацию полученных N-изотопных данных. Следует учитывать также, что скорость поступления газов N и SO₂ в масс-спектрометр различается, что препятствует возникновению ошибок, связанных с влиянием соединений серы на значения δ¹⁵N. Поскольку осадочный материал пограничных слоев перми и триаса Южного Верхоянья не подвергался значительному прогреву в диагенезе (это доказывается, в частности, отсутствием рассланцевания пород и удовлетворительной сохранностью ископаемой фауны), постседиментационная модификация N-изотопного состава осадка, по-видимому, отсутствовала.

РЕЗУЛЬТАТЫ N-ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД ВЕРХОЯНЬЯ

В результате изучения 145 проб глинистых пород из пограничных отложений перми–триаса в разрезе Правый Суол можно выделить три N-изотопных интервала: “а”, “b” и “с” (рис. 4). Границы между N-изотопными интервалами (а в дальнейшем и суперинтервалами) проведены с учетом изгибов на кривой отклонений от средних значений δ¹⁵N.

Рис. 4.

N- и C-изотопные данные по пограничным слоям перми и триаса разреза Правый Суол в бассейне р. Сеторым (Южное Верхоянье). Сокращения: I. – Intomodesma costatum; T. mor. – Tompophiceras morpheous; Им. – имтачанская. Принимая во внимание тот факт, что при ошибке ±1‰ флюктуации значений δ¹⁵N, отображенных на N-изотопной кривой, нуждаются в подтверждении на более полноценном материале, линия кривой разреза Правый Суол показана пунктиром.

N-изотопный интервал “a”, установленный в нижней части некучанской свиты, соответствует основной части зоны Otoceras concavum, интерпретируемой в настоящее время как верхнее зональное подразделение чансинского яруса (Захаров и др., 2014, 2015). Он характеризуется относительно высокими значениями δ¹⁵N, варьирующими в пределах четко определенного диапазона от +1 до +3‰.

C-изотопные данные, опубликованные по этому разрезу (Захаров и др., 2014, 2015), показывают, что алевролиты имтачанской свиты, залегающие непосредственно ниже описываемого интервала, характеризуются повышенными значениями δ¹³C_org, варьирующими в основном от –28.0 до –26.3‰. Кальцитовый материал призматических слоев раковины Intomodesma sp. indet., обнаруженной в верхней пачке имтачанской свиты, показывает сравнительно высокое значение δ¹³C_carb (3.0‰). Выше по разрезу, в базальной части некучанской свиты (зона Otoceras concavum), установлены значительно более низкие значения δ¹³C_org (до –30‰; рис. 4).

N-изотопный интервал “b”, соответствующий базальной части нижнеиндской зоны Otoceras boreale, представлен в своей нижней части двумя сближенными негативными δ¹⁵N экскурсами. Первый из них, наиболее выраженный (δ¹⁵N = –1‰; рис. 4), установлен в 6.3 м выше основания некучанской свиты, т.е. на уровне предполагаемой границы перми и триаса. Верхняя часть интервала выделяется контрастной изменчивостью значений δ¹⁵N, которые варьируют от –1 до +3‰ (рис. 4).

Описываемый N-изотопный интервал и верхняя часть предшествующего интервала “а” соответствуют С-изотопному интервалу, в пределах которого установлены негативные δ¹³C_org-минимумы, не выходящие за пределы –30‰ (Захаров и др., 2014, 2015). Верхняя часть интервала “b” характеризуется значительной изменчивостью значений δ¹³C_org (между –29.9 и –26.4‰), за исключением его верхних слоев, где они становятся устойчиво низкими, изменяющимися в узком интервале от –28.4 до –28.1‰ (Захаров и др., 2014, 2015).

N-изотопный интервал “c” соответствует средней части зоны Otoceras boreale и характеризуется более стабильными значениями δ¹⁵N, изменяющимися в узком интервале от 0 до +1‰ (рис. 4). Несколько большая изменчивость значений δ¹⁵N (между –1 и +2%) наблюдается лишь в верхней его части. Значения δ¹³C в этом интервале варьируют в узком пределе от –28.8 до –28.2‰ (Захаров и др., 2014, 2015).

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

Стратиграфическое значение N-изотопных данных

Анализ полученных N-изотопных данных для терригенных отложений в разрезах Правый Суол (Южное Верхоянье) и Паутовая (Колымо-Омолонский регион) показал присутствие большого числа отклонений в значениях δ¹⁵N в пограничных горизонтах перми и триаса (рис. 5; Захаров и др., 2019). Некоторые совокупности δ¹⁵N сигналов составляют мелкие N-изотопные подразделения (например, N-изотопные интервалы “а”–“c” Южного Верхоянья), отражающие, по-видимому, региональные изменения условий морской среды. Наряду с ними установлены и более крупные подразделения (Захаров и др., 2018а, 2018б; Zakharov et al., 2018b; Захаров и др., 2019), обозначенные в настоящей работе как N-изотопные суперинтервалы I–IX. Судя по тому, что некоторые N-изотопные суперинтервалы распознаются как в северо-восточной части России, так и в Арктической Канаде (рис. 5; Захаров и др., 2019), они могут быть использованы в стратиграфических целях.

Рис. 5.

Корреляция пограничных слоев перми и триаса разрезов Правый Суол (Южное Верхоянье) и Паутовая (Колымо-Омолонский регион) по палеонтологическим и N-изотопным данным. Сокращения: I. – Intomodesma costatum; Ot. concavum – Otoceras concavum; Tompoph. – Tompophiceras morpheous; Им. – имтачанская; ФС – N₂-фиксационные сигналы; ДС – денитрификационные сигналы.

N-изотопные реконструкции

Изменения N-изотопного состава морских отложений являются результатом сложного взаимодействия различных процессов в биогеохимическом цикле азота (АБЦ). К числу основных процессов этого цикла относятся (1) биологическая фиксация молекулярного атмосферного азота (N₂-фиксация) и (2) денитрификация, а также (3) анаммокс (Gruber, 2004; Capone et al., 2008). Эти и прочие процессы АБЦ изображены и объяснены на рис. 6.

Рис. 6.

Схематическое изображение АБЦ в соединении с некоторыми другими биогеохимическими циклами (Gruber, 2004), модифицированное для пермо-триасового времени. 1 – органические вещества; 2 – метан-гидраты; 3 – подводный вулканизм; 4 – бентос; 5 – семипелагические моллюски; 6 – пелагические моллюски; 7 – влияние вулканизма сибирских траппов; 8 – океаническое поступление парниковых газов; 9 – влияние климата (на апвеллинговую активность и пр.). Сокращения: о. неорг. угл. – осаждение неорганического углерода; орг. вещ. – органические вещества. Особый интерес представляет здесь взаимное влияние процессов N₂-фиксации, денитрификации и аноммокс, с одной стороны, и вариаций климата и апвеллинговой активности, с другой.

Эффект N₂-фиксации. Биологическая фиксация газообразного азота (N₂) воздуха, начальная стадия АБЦ, сопровождаемая образованием соединений аммония $\left( {{\text{NH}}_{{\text{4}}}^{ + }} \right)$ и аммиака $\left( {{\text{NH}}_{{\text{3}}}^{ + }} \right),$ осуществляется некоторыми видами цианобактерий в поверхностных водах океана (Gruber et al., 2004; Bauersachs et al., 2009; Schoepfer et al., 2013; Grasby et al., 2015; Sun et al., 2019). В современных морях цианобактерии в основном обнаруживаются в хорошо освещенных поверхностных слоях тропической и субтропической частей океана, но иногда распространяются в воды умеренных климатических зон, процветая в условиях постоянной или сезонной стратификации водного столба (Capone et al., 2008). Аммоний может возникать также в результате процесса аммонификации органического вещества погибших организмов. Аммоний редко встречается в значительных концентрациях в водах мелководья, обогащенных кислородом (Karl et al., 2002; Capone et al., 2008), поскольку он быстро усваивается микроорганизмами. Фиксированный в виде аммония и аммиака азот, передаваясь по пищевой цепи растительноядным и хищным организмам, окисляется в процессе нитрификации до двуокиси азота (N₂O; Capone et al., 2008), нитрита $\left( {{\text{NO}}_{{\text{2}}}^{ - }} \right)$ и нитрата $\left( {{\text{NO}}_{{\text{3}}}^{ - }} \right).$ Нитрат, конечный продукт нитрификации, накапливающийся в современных океанах в условиях дефицита кислорода на глубине более 800 м, характеризуется высокими значениями δ¹⁵N (4.5–5.5‰; Altabet et al., 1995; Capone et al., 2008).

Эффект процессов денитрификации и анаммокс. Нитрат, обогащенный ¹⁵N, переносится из районов его накопления в условиях дефицита кислорода в освещенные поверхностные воды благодаря апвеллингам (Macias et al., 2012), становясь доступным для процессов фотосинтеза (Capone et al., 2008; Knies et al., 2013; Schoepfer et al., 2013; Algeo et al., 2014; Bakun et al., 2015). Поверхностные воды в зонах влияния апвеллинга характеризуются высокой биологической продуктивностью. В результате денитрификации связанный азот (в основном в виде нитрата) снова превращается в газообразный продукт (N₂; Capone et al., 2008). Денитрификация может контролироваться комбинацией различных параметров, в том числе и температурой (Deutsch et al., 2010). Дополнительное восполнение утраты N₂ в атмосфере происходит в результате процесса анаммокс (сокращение от английского “анаэробное окисление аммония”; Capone et al., 2008).

Данные о процессах нитрификации и денитрификации указывают на существование определенной взаимосвязи между глобальными N-, C- и O-биогеохимическими циклами в эволюции Земли, возможно изменяющимися под влиянием космических и других факторов (Capone et al., 2008; Zakharov et al., 2018a). Кислород является мощным регулятором большинства процессов в АБЦ, однако фундаментальные аспекты этого влияния на N‑изотопный состав осадков все еще требуют дальнейшей детальной проработки (Sigman et al., 2009).

Значения δ¹⁵N и редкие элементы как индикаторы окислительно-восстановительных условий. N-изотопный метод реконструкции окислительно-восстановительных условий был предложен Т.М. Квэн и П.Г. Фалковски (Quan, Falkowsky, 2008; Quan et al., 2013). Повышенные значения δ¹⁵N в органическом веществе осадочных пород, сопровождаемые увеличением концентраций металлов, чувствительных к смене окислительно-восстановительных условий, отражают, по их мнению, активизацию процесса денитрификации, приводящую к снижению содержания кислорода по крайней мере в части водного столба бассейна.

Редкие элементы (trace elements) широко используются в настоящее время в качестве индикаторов окислительно-восстановительных условий (Lyons et al., 2003; Tribovillard et al., 2006; Grasby et al., 2012; Lei et al., 2017; Zhang et al., 2017; Wang et al., 2018; Lyu et al., 2019; Stebbins et al., 2019; Sun et al., 2019). Cr, U и V, в отличие от другой группы редких металлов (Ni, Co, Cu, Zn, Cd, Mo и др.), аккумулируются в осадках в денитрификационных условиях (Tribovillard et al., 2006). Сочетание, например, повышенных концентраций U, V и Mo или U, V, Mo и Cd, как и отношения Mo/Al и Fe/Al, нередко используется для распознавания статуса реконструируемых окислительно-восстановительных условий (Lyons et al., 2003; Tribovillard et al., 2006; Quan et al., 2013). Однако в разрезе Правый Суол Верхоянья предполагаемая зона восстановительных условий (рис. 3) фиксируется пока лишь по установлению в ее пределах зоны аутигенного пирита (Бяков и др., 2018). Этот интервал, располагающийся в верхней части верхнечансинской зоны Otoceras concavum, сопровождается двумя положительными N-изотопными экскурсами (до 3‰), находящимися у его границ (рис. 3). Предположение, сделанное А.С. Бяковым с соавторами (Бяков и др., 2018) относительно развития бескислородных условий в Верхоянье в конце перми, нуждается в подтверждении на основе полных данных по распределению концентраций редких металлов, чувствительных к смене окислительно-восстановительных условий.

Определение направленности температурных изменений по вариациям значений δ¹⁵N. Эффект влияния глобальных температурных изменений на многие процессы АБЦ не вполне ясен (Karl et al., 2002; Capone et al., 2008). В настоящее время известно лишь ограниченное число данных, свидетельствующих о взаимном влиянии климата и процессов АБЦ, что естественно, учитывая, что температурные изменения, по-видимому, лишь опосредованно влияют на многие из этих процессов. Ниже приводятся некоторые из этих данных.

(1) N₂-фиксация в современном океане усиливается при потеплении и увеличении стратификации водного столба (Karl et al., 2002).

(2) Холодные интервалы ледниковых периодов в разрезах верхнего неопротерозоя и фанерозоя обычно характеризуются относительно высокими значениями δ¹⁵N, колеблющимися между +4 и +8‰, в то время как теплые интервалы парниковых условий фанерозоя – более низкими значениями этого параметра, изменяющимися от –2 до +2‰ (Altabet et al., 1995; Jenkyns et al., 2001; Algeo et al., 2008, 2014). Согласно этой модели, долговременные изменения в морском цикле азота были вызваны долгосрочным изменением климата. По крайней мере два механизма могут потенциально связывать изменения в N-изотопном составе морской воды с долгосрочными климатическими циклами (Algeo et al., 2014). Во-первых, большую роль играли, по-видимому, эвстатические колебания уровня моря. Низкий уровень моря, свойственный развитию ледниковых климатических условий (рис. 7), наиболее благоприятен для денитрификации водного столба за счет увеличения поступления органического углерода к термоклину (мезопелагической зоне) и расширения зон аноксии. Второй потенциальный механизм может быть связан с тектоническими преобразованиями, способными изменить место денитрификации через изменения в первую очередь интенсивности апвеллинга (Junium, Arthur, 2007; Algeo et al., 2014). Авторы недавно опубликованных работ по пермо-триасу Канады (Schoepfer et al., 2012, 2013; Knies et al., 2013) и Шпицбергена (Grasby et al., 2015) придерживаются в основном второй версии.

Рис. 7.

N-изотопные вариации и колебания уровня моря в позднем протерозое и фанерозое: (а) N-изотопная кривая (Algeo et al., 2014, c дополнениями по пермо-триасу); (б) кривая колебаний уровня моря (Boulila et al., 2018). 1 – интервал парниковых условий; 2 – интервал ледниковых условий; 3 – опубликованные данные (Algeo et al., 2014); 4 – данные по Южному Приморью; 5 – данные по Колымо-Омолонскому региону; 6 – данные по Южному Верхоянью. Сокращения: Лед. – ледниковые условия; Парн. – парниковые условия; П. – промежуточные условия; Кайн. – кайнозой; Пал.–ч. – палеогеновая, неогеновая и четвертичная системы; Карб. – карбон; Пал. – палеоген; Н. – неоген; С. – силур; Орд. – ордовик; Кемб. – кембрий; К. – криогений.

Основные тренды увеличения значений δ¹⁵N_sed в условиях холодного климата и их понижения в теплые периоды объясняются, вероятно, как возрастающей ролью денитрификации в холодных условиях, так и увеличением N₂-фиксации, реализуемой цианобактериями в теплые периоды (Luo et al., 2011; Algeo et al., 2014). Это подтверждается и данными по верхнечетвертичным отложениям бассейна Кариако в Венесуэле (Hang et al., 1996), где значения δ¹⁵N в ледниковых и межледниковых интервалах составляют соответственно ~5 и ~2–3‰. Исключением из этого правила являются материалы, полученные по разрезам верхнечетвертичных отложений восточной Пацифики и районов Аравийского и Каспийского морей (Ganeshran et al., 2000; Quan, Palkowski, 2008; Quan et al., 2013), где, напротив, получены низкие значения δ¹⁵N для ледниковых интервалов и высокие для межледниковых. Причина необычного N‑изотопного состава в верхнечетвертичных ледниковых и межледниковых отложениях восточной Пацифики неясна. Что касается исследований образцов из района Каспия, то нужно отметить, что они были взяты не из морских, а из лагунных отложений голоцена (Quan et al., 2013). Поэтому их N‑изотопный состав в значительной мере мог зависеть от особенностей поступления в бассейн органики растительного происхождения речным стоком.

(3) На современном материале, полученном на основе метода сингулярного спектрального анализа (SSA), выявлено низкочастотное соответствие между временными рядами климатических показателей и интенсивностью апвеллингов, распространенных вдоль побережья западной части Северной Америки; установлено также, что усиленному апвеллингу соответствуют низкие температуры поверхностных вод (Macias et al., 2012). На интенсивность апвеллинга в значительной степени влияют изменения в глобальной циркуляции океана, вызванные климатическими (температурными) изменениями (Lyu et al., 2019).

(4) Денитрификация способствует пополнению атмосферы газами (например, N₂O и NO), вызывающими парниковый эффект. В современной атмосфере газ N₂O имеет меньшую концентрацию по сравнению с CO₂, но по своим свойствам в 180 раз эффективнее в отношении своего парникового воздействия (Capone et al., 2008).

В свете приведенной, хотя и ограниченной, информации возникают предпосылки использования N-изотопных данных в палеогеографических (особенно палеоклиматических) реконструкциях, несмотря на то что природа выявляемых N-изотопных сигналов не вполне ясна. Предполагается, что они являются, скорее всего, отражением событий, связанных с процессами денитрификации и N₂-фиксации, являющимися основными процессами АБЦ (Junium, Arthur, 2007; Capone et al., 2008; Knies et al., 2013; Schoepfer et al., 2013). Отклонения в сторону увеличения значений δ¹⁵N логичнее всего связывать с увеличением активности апвеллинга и поступлением холодных глубинных вод, обогащенных тяжелым изотопом азота (Macias et al., 2012), но отличающихся от поверхностных вод кроме этого значительно более низким содержанием кислорода (учитывая, что доставляемые ими органические вещества накапливались в условиях дефицита кислорода). Поскольку это соответствует процессу денитрификации, эти отклонения предлагается называть денитрификационными сигналами (ДС). Отклонения в сторону уменьшения значений δ¹⁵N в таком случае нужно связывать с замедлением или отсутствием поступлений холодных глубинных вод, т.е. с процессом N₂-фиксации (Luo et al., 2011; Sun et al., 2019). Последний усиливается, вероятно, за счет ослабления процессов денитрификации и развития климатических условий, благоприятных для развития цианобактерий и некоторых других организмов (Karl et al., 2002; Macias et al., 2012; Schoepfer et al., 2013). Данные отклонения также предлагается называть по наименованию предполагаемого процесса: фиксационными сигналами (ФС). Без учета влияния глобальных факторов интервалы, соответствующие ДС, могут отражать более прохладные условия морской среды по сравнению со смежными интервалами.

Как известно, существуют четыре метода оценки температур морской среды геологического прошлого: О-изотопный (Urey, 1948), ТЕХ₈₆ (тетраэфирный индекс тетраэфирных липидов, состоящих из 86 атомов углерода; O’Brien et al., 2017), ∆47 (clumped isotope; Eilier, 2007; Henkes et al., 2014; Wierzbowski et al., 2018) и кальций-магниевый (Берлин, Хабаков, 1966). Однако их использование не всегда возможно. Например, в уникальных разрезах Верхоянья пермские брахиоподы и двустворчатые моллюски, пригодные для изотопной термометрии и Ca–Mg исследований, крайне редки (Zakharov et al., 2005), а в нижнем триасе этого района пригодный для таких исследований материал вообще отсутствует. Конодонты, имеющие фосфатный состав, также не могут быть использованы в этом регионе для изотопного анализа в связи с их чрезвычайной редкостью (два экземпляра, принадлежащие по определению Х. Коцура двум видам, удалось обнаружить лишь в одном из разрезов Южного Верхоянья). Известняки в перми и триасе Верхоянья отсутствуют, что не позволяет использовать Ca–Mg и TEX₈₆ методы при изучении осадочных отложений_.

Предлагаемый метод определения температурных трендов по результатам N-изотопных исследований проб, детально отобранных по разрезу, неравноценен известным методам палеотермометрии, поскольку не оценивает температурные условия среды, а только определяет с известными оговорками относительную направленность температурных изменений в регионе. Из числа основных возможных недостатков предлагаемого метода можно назвать сложность вычленения из полученных результатов признаков влияния глобальных факторов. Для его применения необходим хотя бы ограниченный О-изотопный или палеоботанический контроль (путем корреляции изучаемых разрезов с таковыми, исследованными в О-изотопном или палеоботаническом отношении). В случае с разрезом Правый Суол Верхоянья для сравнения были использованы разрезы пермо-триаса Южного Китая, Пакистана, Ирана и Армении. Имеющиеся по ним данные по О‑изотопной термометрии (Joachimski et al., 2012, 2020; Romano et al., 2013; Schobben et al., 2014) свидетельствуют, как отмечалось выше, о резком, по-видимому, глобальном повышении температур в раннем триасе по сравнению с таковыми позднего чансиня. В разрезах Бореальной надобласти (Верхоянье, Канада) эти изменения сопряжены с отчетливым трендом в сторону устойчивого понижения значений δ¹⁵N в нижнем триасе. Поскольку приведенные данные свидетельствуют о весьма вероятном совпадении направленности температурных изменений, вызванных как региональными (апвеллинговыми), так и глобальными (климатическими) событиями, определенными по N-изотопным данным, использование полученных результатов для реконструкции температурных трендов представляется правомерным.

ЗНАЧЕНИЕ N-ИЗОТОПНЫХ ДАННЫХ ДЛЯ РЕКОНСТРУКЦИИ УСЛОВИЙ МОРСКОЙ СРЕДЫ ПОЗДНЕЙ ПЕРМИ И РАННЕГО ТРИАСА

На основе N-изотопных данных по Колымо-Омолонскому региону и Арктической Канаде (Algeo et al., 2012; Knies et al., 2013; Grasby et al., 2016) можно предполагать относительно теплые, но часто меняющиеся климатические условия для районов Бореальной надобласти в поздневучапинское–раннечансинское время поздней перми. В среднем чансине, непосредственно перед первыми событиями сибирского траппового вулканизма, они сменились, по-видимому, на более прохладные условия, соответствующие нижней части N-изотопного суперинтервала II (рис. 8).

Рис. 8.

Корреляция верхней перми и нижнего триаса разрезов Паутовая (Колымо-Омолонский регион) и Уэст-Блайнд Фиорд (Арктическая Канада). 1 – песчаники; 2 – алевролиты с прослоями песчаников; 3 – аргиллиты с прослоями алевролитов; остальные условные обозначения см. на рис. 5. Сокращения: Ot. c. – Otoceras concavum; T. p. – Tompophiceras pascoei; O – оводовская. Римскими цифрами (I, II, III) показаны N-изотопные суперинтервалы. Сибирский трапповый вулканизм (цифры в кружках): 1 – гагарьеостровские туфы (Kozur, Weems, 2011); 2 – лебедевские туфы (Kozur, Weems, 2011); 3 – хунгтукунские туфы (Kozur, Weems, 2011); 4 – путоранские базальты (Kozur, Weems, 2011); 5 – фадюкудинские базальты(?) (Садовников, 2008). Стратиграфическое положение сибирских траппов определено на основе корреляции позднепермских отложений Сибири, Германии и Ирана по конхостракам и конодонтам (Kozur, Weems, 2011).

Для позднего чансиня Северо-Восточной Азии, напротив, была характерна, по-видимому, устойчивая тенденция в развитии более теплых и менее изменчивых климатических условий (верхняя часть N-изотопного суперинтервала II; рис. 8; Захаров и др., 2019). Судя по корреляции, предложенной Х. Коцуром и Р. Уимсом (Kozur, Weems, 2011), первые этапы сибирского траппового вулканизма, связанные с гагарьеостровским, лебедевским и хунгтуканским вулканическими событиями позднепермского времени, по-видимому, не привели к значительному изменению условий среды обитания наземной флоры Сибири и соседних регионов (Садовников, 2016). Преимущественное образование туфов во время гагарьеостровского события (Kozur, Weems, 2011) вызвало, по-видимому, лишь некоторое кратковременное потепление в Бореальной надобласти (рис. 8; δ¹⁵N = = 5.2‰), сменившееся несколько более прохладными условиями во время следующего лебедевского туфообразования (рис. 7; δ¹⁵N = 6.0‰) и хунгтуканского события, сопровождаемого, вероятно, туфообразованием и ограниченным излиянием базальтов (рис. 8; δ¹⁵N = 6.0‰).

Предполагаемое нами на основании ограниченных N-изотопных данных кратковременное понижение температуры в конце чансиня (рис. 8; δ¹⁵N = 6.7‰) совпадает, вероятно, с началом путоранского события (Садовников, 2016), проявившегося в излиянии базальтов. Этот интервал (верхняя часть зоны Otoceras concavum) соответствует, возможно, δ¹⁸O максимумам, рассчитанным по О-изотопному составу конодонтов из двух верхнечансинских зон Армении и Ирана: Hindeodus praeparvus (Чанахчи; δ¹⁸O VSMOW = 19.9‰; Joachimski et al., 2020) и Clarkina iranica (Кух-е-Али Баши, δ¹⁸O VSMOW = 20‰, что соответствует палеотемпературе 27°C; Schobben et al., 2014). Интерпретация, основанная на N-изотопных данных, подтверждается дополнительно стабильным развитием теплолюбивых гимносперм в Сибири (рис. 8) и Норвегии (Hermann et al., 2010) во время гагарьеостровского события, а также свидетельством о высоком биоразнообразии хвойных во время лебедевского, хунгтуканского и путоранского (начальный этап) событий (Садовников, 2008, 2015, 2016), обычных для прохладных климатических условий.

Однако значительно более теплые условия существовали в северо-восточной части России, вероятно, в начале индского времени (Правый Суол – N-изотопный суперинтервал III, рис. 4; δ¹⁵N значения изменяются от –0.5 до +1‰), возможно, под влиянием заключительной фазы путоранского базальтового вулканизма, а также фадикудинского события (Садовников, 2008). Эта версия хорошо согласуется с находками теплолюбивого растения рода Pleuromeia в нижней части индского яруса Сибири (Садовников, 2015), а также с O-изотопными данными по раннеиндским зонам Армении (Чанахчи, до 36°C; Joachimsky et al., 2020), Ирана (Kух-e-Али Баши, до 36°C; Schobben et al., 2014) и Южного Китая (Мейшань, до 35.1°C; Sun et al., 2012).

Судя по сходству N-изотопных кривых, полученных по пермо-триасовым разрезам Паутовая Колымо-Омолонского региона (Захаров и др., 2019) и Уэст-Блайнд Фиорд Арктической Канады (Algeo et al., 2012), подобное климатическое изменение имело место, по-видимому, и в Арктической Канаде.

Данные, полученные по N-изотопным интервалам “а”–“с” (рис. 5) разреза Правый Суол, по нашим представлениям, наиболее детально иллюстрирует последовательность предполагаемых температурных изменений на рубеже перми и триаса в Южном Верхоянье. Относительно прохладные условия конца чансинского века (N-изотопный интервал “a” – зона Otoceras concavum) сменились, вероятно, как было отмечено выше, вначале значительно более теплыми условиями, а затем чередованием прохладных и более теплых условий в начале индского века (N-изотопный интервал “b” – нижняя часть зоны Otoceras boreale). Последующий N-изотопный интервал (“с”) характеризуется, вероятно, более теплыми условиями, также сменяющимися чередованием прохладных и более теплых условий (средняя часть зоны Otoceras boreale).

На границе кремней формации Линдстром и алевролитов вышележащей формации Блайнд Фиорд бассейна Свердруп в Арктической Канаде установлено региональное вымирание кремнистых губок (Algeo et al., 2012), рассматриваемое в качестве одного из событий в кризисе экологических условий в конце перми. А.С. Бяков с соавторами (2018) сопоставляют это событие с исчезновением в Южном Верхоянье типично высокобореальной фауны иноцерамоподобных двустворчатых моллюсков, последние представители которых были встречены в разрезе Правый Суол в 20 м ниже верхней границы имтачанской свиты. Это подтверждает, вероятно, гипотезу Т. Алжео с соавторами (Algeo et al., 2012) о диахронном вымирании морских фаун в конце перми.

Экстремальное потепление в Тетической надобласти в начале индского века могло быть связано с последней фазой позднечансинского путоранского вулканизма – наиболее выраженным событием сибирского траппового вулканизма, характеризуемым крупнейшим излиянием базальтов и обильным выделением активных парниковых газов (CO₂, N₂O, NO и CH₄). Это привело во многих регионах мира к массовому вымиранию из-за значительных изменений окружающей среды (Yin, Zhang, 1996 и др.). В Бореальной надобласти к числу наиболее ярких свидетельств этого события относятся: (1) вымирание одной из крупнейших групп голосеменных (Glossopteridales; Hermann et al., 2010) в Норвегии; (2) сокращение численности и таксономического разнообразия фитопланктона в Арктической Канаде (Algeo et al., 2012), возможно, под влиянием развития аноксии. Вместе с тем в Южном Верхоянье явных признаков массового вымирания морских организмов вблизи границы перми и триаса не было обнаружено, если не принимать во внимание некоторые изменения на видовом уровне у аммоноидей и отсутствие остатков моллюсков и бентосных фораминифер в интервале развития аутигенного пирита (Бяков и др., 2018), потенциально указывающего на развитие бескислородных условий в это время. Причина отсутствия заметных изменений в таксономическом разнообразии моллюсков и фораминифер на рубеже перми и триаса в Южном Верхоянье неясна.

Недавно полученные данные по N-изотопному составу органического вещества в глинистых отложениях нижнего и среднего триаса Южного Приморья (Захаров и др., 2018а, 2018б; Zakharov et al., 2018b) позволяют предполагать, что относительно прохладные климатические условия (на общем фоне высоких температур) приходились на зоны верхней части индского и нижней части оленекского ярусов (N-изотопный суперинтервал V), а также на зоны Anasibirites nevolini (по-видимому, нижняя часть), Shimaskyites shimanskyi (по-видимому, преимущественно нижняя часть) и Neocolumbites insignis (N-изотопные суперинтервалы VII и IX; рис. 9). Эти данные более или менее согласуются с основными расчетами О-изотопных палеотемператур, выполненными на материале из Пакистана (Romano et al., 2013), хотя при корреляции разрезов нижнего триаса возникают некоторые проблемы, связанные с наличием пробелов в О-изотопном исследовании пограничных слоев нижнего и верхнего подъярусов оленекского яруса в разрезе Наммал Пакистана (Romano et al., 2013).

Рис. 9.

Сопоставление N-изотопных кривых нижнетриасовых разрезов Южного Приморья с O-изотопной кривой нижнетриасового разреза Наммал Пакистана. Сокращения: Tompoph. u. – Tompophiceras ussuriense; Gyr. s. – Gyronites subdharmus; ?A – ?Anasibirites nevolini; A. – анизий; An. n. – Anasibirites nevolini; S. s. – Shimanskyites shimanskyi; Tirolites–Amphisteph. – Tirolites–Amphistephanites; U. – Ussuriphullites amurensis; К. – каменушкинская; Ч. – чансинский; Н. – нижний. Условные обозначения см. на рис. 5.

Различие средних значений δ¹⁵N в пермо-триасовых отложениях в пределах Бореальной надобласти (в Колымо-Омолонском регионе и в Арктической Канаде они на 4‰ выше, чем в Южном Верхоянье) может быть связано с их накоплением в условиях как разных глубин (Бяков, 2004), так и разного развития апвеллинговых систем (Knies et al., 2013; Grasby et al., 2015). Относительная близость разрезов Южного Верхоянья с ареалом излияния сибирских базальтов, влиявших на изменение окружающей среды, возможно, также сыграла какую-то роль в этом отношении.

Средние значения δ¹⁵N в отложениях верхней перми и нижнего триаса Бореальной надобласти (1–5‰; Algeo et al., 2012; Knies et al., 2013; Захаров и др., 2019; настоящая работа) обычно выше таковых в разрезах Тетической надобласти (около 0‰; Luo et al., 2011; Захаров и др., 2018а, 2018б; Zakharov et al., 2018b). Причина этого различия неясна. Мы предварительно связываем это как с положением сравниваемых районов в разных климатических зонах, так и с большим развитием апвеллинговых систем в Бореальной надобласти в пермо-триасовое время.

СВЯЗЬ N- И С-ИЗОТОПНЫХ СОБЫТИЙ В ПОЗДНЕЙ ПЕРМИ И РАННЕМ ТРИАСЕ

Массовое вымирание морских и наземных организмов в конце перми является крупнейшим в фанерозое. Более половины всех семейств морских организмов, например, вымерло именно в это время (Yin, Song, 2013). Из большого числа предполагаемых причин (пусковых механизмов) позднепермского массового вымирания на рубеже перми и триаса в качестве основных чаще всего называют следующие, частично упомянутые выше: (1) летально высокие температуры, удерживающиеся в начале триаса (Knoll et al., 2007; Sun et al., 2012; Goudemand et al., 2013; Romano et al., 2013; Schobben et al., 2014; Joachimski et al., 2020), (2) влияние сибирского траппового вулканизма (Hermann et al., 2010; Korte, Kozur, 2010), (3) развитие бескислородных условий в океанах (Wignal, Hallam, 1992; Wignal, Twitchet, 1996, 2002; Isozaki, 1997; Kato et al., 2002; Бяков, Ведерников, 2007; Knoll et al., 2007; Bond, Wignal, 2010; Korte, Kozur, 2010; Dustira et al., 2013), (4) подводное выделение метана (например, Krull et al., 2000; Kaiho et al., 2009), (5) столкновение Земли с крупной кометой, вызвавшее длительные процессы в атмосфере и гидросфере, неблаготворно влиявшие на развитие биот (например, Kaiho et al., 2001, 2009; Лозовский, 2013), (6) развитие процессов выветривания в результате деградации лесов, поступление в океаны токсичных металлов (например, ртути) и сульфидов (Knoll et al., 2007; Kaiho et al., 2009; Grasby et al., 2013, 2018; Hammer et al., 2019). Эти предполагаемые пусковые механизмы или их следствия (как и многие другие) могли существенно влиять на процессы глобальных биогеохимических циклов, в том числе АБЦ.

Для оценки изменений общей биопродуктивности морских бассейнов геологического прошлого, в том числе поздней перми и раннего триаса, обычно используются данные ¹³C_org и ¹³C_carb исследований (Baud et al., 1989; Kaiho et al., 2001, 2009; Horacek et al., 2007a, 2007b, 2007c; Algeo et al., 2008, 2014; Grasby, Beauchamp, 2008; Nakrem et al., 2008; Hermann et al., 2010, 2011; Korte, Kozur, 2010; Takashi et al., 2010, 2013; Luo et al., 2011; Song et al., 2013; Захаров и др., 2014; Wignal et al., 2015 и др.). Постепенное снижение значений δ¹³C_org в отложениях верхней части чансинского яруса верхней перми в разрезе Правый Суол Верхоянья (зона Otoceras concavum; рис. 4) свидетельствует, по-видимому, о направленном снижении биопродуктивности в конце чансинского века, достигшем своего наибольшего проявления на рубеже перми и триаса. Биопродуктивность рассматриваемого морского бассейна в индское время раннего триаса, по-видимому, постепенно увеличивалась, но, судя по значительному варьированию как значений δ¹³C_org, так и значений δ¹⁵N в отложениях нижней части зоны Otoceras boreale в этом разрезе (рис. 4), она вначале не была устойчивой. Принимая во внимание результаты С-изотопных исследований средней и верхней частей зоны Otoceras boreale, а также нижней части вышележащей зоны Tompophiceras morpheous индского яруса, биопродуктивность приобрела определенную стабильность именно в этом интервале, оставаясь более низкой по сравнению со среднечансинской (зона Intomodesma eventicum в бассейне р. Сеторым и зона Intomodesma costatum в Колымо-Омолонском регионе) (Бяков и др., 2016, 2017).

Ряд авторов связывает увеличение таксономического разнообразия морских организмов (биопродуктивности) раннего триаса, характеризующегося развитием экстремально высоких температур, с интервалами некоторого понижения температур (Sun et al., 2012; Romano et al., 2013). Анализ С- и N-изотопных данных, полученных по разрезам нижнего триаса Южного Приморья, как и результаты их корреляции с разрезами нижнего триаса района Анхой Южного Китая (рис. 10), подтверждает правомерность этого высказывания, но только относительно позднеиндского и, возможно, раннеоленекского интервалов. Менее четко выраженная корреляция между биопродуктивностью и интерпретируемыми на основе N-изотопных данных температурными условиями позднеоленекского времени может быть объяснена исчезновением экстремальных температурных условий в это время.

Рис. 10.

Корреляция отложений нижнего триаса Южного Приморья и Южного Китая (Анхой) по С-изотопным и палеонтологическим данным. 1 – N-изотопный суперинтервал и его номер (овалами показано положение N-изотопных суперинтервалов, соответствующих в Южном Приморье интервалам предполагаемых похолоданий; римскими цифрами в разрезах Западный Пиндиншань и Южный Маджишань показано предполагаемое положение соответствующих суперинтервалов, коррелируемое на основе С-изотопных и палеонтологических данных); 2 – предполагаемое повышение биопродуктивности морского бассейна (буквами в скобках показана корреляция соответствующих событий, фиксируемых в разрезах Южного Приморья и Южного Китая); 3 – предполагаемое понижение биопродуктивности морского бассейна (арабскими цифрами в скобках показана корреляция соответствующих событий, фиксируемых в разрезах Южного Приморья и Южного Китая). Сокращения: An. n. – Anasibirites nevolini; Sh. – Shimanskyites shimanskyi; Tirolites–Amphisteph. – Tirolites–Amphistephanites; Tomp. u. – Tompophiceras ussuriense–Pseudoproptychites hiemalis; Под. – подъярус; Gyr. s. – Gyronites subdhsrmus; P. k. – Pseudoaspedites aff. kvansianus; Хелонш. – Хелоншань.

ВЫВОДЫ

1. Результаты, полученные по пограничным слоям перми и триаса Южного Верхоянья, и недавно опубликованные данные по верхней перми и нижнему триасу Колымо-Омолонского региона и нижнему и среднему триасу Южного Приморья позволяют выделять N-изотопные интервалы различного ранга (N-изотопные интервалы “a”–”c” и N-изотопные суперинтервалы I–IX), имеющие важное стратиграфическое и палеогеографическое значение.

2. В разрезах перми и триаса востока России фиксируются отклонения в значениях δ¹⁵N от их средних значений по разрезу (до 7‰), отражающие, скорее всего, события, связанные с денитрификацией и N₂-фиксацией, основными процессами АБЦ. Отклонения в сторону увеличения значений δ¹⁵N (денитрификационные сигналы) мы связываем с увеличением активности апвеллинга и поступлением в мелководье холодных глубинных вод, обогащенных тяжелым изотопом азота в результате усиления процесса денитрификации, т.е. с относительным похолоданием поверхностных вод. Отклонения в сторону уменьшения значений δ¹⁵N (фиксационные сигналы) связываются нами с замедлением или отсутствием поступлений вод, обогащенных этим изотопом (из-за смещения процесса в сторону N₂-фиксации), т.е. с относительным потеплением поверхностных вод.

3. В отличие от О-изотопной, TEX₈₆, ∆47 (clumped isotope) и кальций-магниевой термометрии, предлагаемый метод имеет значительно большие ограничения, связанные прежде всего со сложностью учета влияния многих процессов АБЦ. Поэтому он может быть использован для определения только основной направленности температурных изменений, чаще всего регионального характера. Имеющиеся данные по O-изотопной термометрии пермо-триаса Тетической надобласти свидетельствуют о глобальном повышении температуры в индском веке по сравнению с поздним чансинем. В разрезах Бореальной надобласти эти изменения ассоциируются с отчетливым трендом в сторону устойчивого понижения значений δ¹⁵N в отложениях нижнего триаса. Новые данные свидетельствуют о весьма вероятном совпадении направленности температурных изменений в Бореальной надобласти, вызванных как региональными (апвеллинговыми), так и глобальными (климатическими) событиями.

4. На основе данных N-изотопного анализа отложений перми и триаса Северо-Восточной Азии и Канады можно предполагать, что для позднего вучапиня–раннего чансиня поздней перми Бореальной надобласти были характерны относительно теплые, но часто меняющиеся климатические условия, сменившиеся на более прохладные условия в позднем чансине, с последующим наиболее выраженным потеплением в индском веке, что согласуется как с этапами развития наземной флоры в условиях воздействия сибирского траппового вулканизма, так и с результатами корреляции с разрезами пермо-триаса Тетической надобласти, исследованными в δ¹⁸О (термометрическом) отношении. Результаты N-изотопного анализа, основанного на детальном отборе проб в пограничных слоях перми и триаса Южного Верхоянья, позволяют предполагать, что раннеиндское потепление прерывалось в Бореальной надобласти кратковременными похолоданиями, приходящимися на среднюю часть хроны Otoceras boreale.

5. Более высокие средние значения δ¹⁵N в разрезах пермо-триаса Бореальной надобласти (1–5‰) по сравнению с таковыми надобласти Тетис (около 0‰) могут быть объяснены как положением этих разрезов в разных климатических зонах, так и большим развитием апвеллинговых систем в Бореальной надобласти в конце перми и начале триаса.

6. Снижение значений δ¹³C_org в верхней части чансинского яруса и значительное их колебание (как и значений δ¹⁵N) в нижней части индского яруса Верхоянья позволяют предполагать снижение биопродуктивности в этом регионе в конце перми (с отчетливым минимумом на рубеже перми и триаса) и ее неустойчивое повышение в начале индского века. Однако биопродуктивность в это время, по-видимому, не достигла ее высокого уровня, предполагаемого для среднечансинского времени поздней перми. Анализ С- и N-изотопных значений в отложениях нижнего триаса Южного Приморья и района Анхой Южного Китая свидетельствует об отсутствии отчетливо выраженной корреляции между биопродуктивностью и температурными условиями позднеоленекского времени (в отличие от данных по позднеиндскому и раннеоленекскому времени), что, возможно, объясняется отсутствием экстремальных температурных условий в средних палеоширотах в конце раннетриасовой эпохи.

Благодарности. Авторы признательны Э. Риглеру (E. Riegler; BLT Wieselburg Research Center Francisco-Josephinum, Austria) за аналитические исследования, Б.Г. Покровскому (Геологический институт РАН, Москва), А.Б. Кузнецову (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург), T. Алжео (T. Algeo; University of Cincinnati, USA), С. Грезби (S. Grasby; Geological Survey of Canada, Calgary), С. Шопферу (S. Schoepfer; University of Washington, U.S.A.), Ю.Д. Сан (Y.D. Sun; University of Erlangen-Nuremberg, Germany) и анонимному рецензенту за ценные критические замечания, Д. Бонду (D. Bond; University of Hull, UK), Р.В. Кутыгину (Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН), Е.С. Соболеву (Институт нефтяной геологии и геофизики СО РАН, Новосибирск) и В.Г. Хомичу (Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток) за полученные консультации, М. Джоахимски (M. Joachimski; University of Erlangen-Nuremberg, Germany), Х. Виерзбовски (H. Wierzbowski; Polish Geological Institute, Warsaw), А. Бо (A. Baud; University of Lausanne), Г.Н. Садовникову (Российский государственный геолого-разведочный университет, Москва) и А.М. Попову (Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток) за помощь в поисках литературы.

Источники финансирования. Исследование выполнено при поддержке грантов РФФИ (18-05-00023, 18-05-00191 и 20-05-00604) и частично (А.Б.) за счет средств субсидии, выделенной в рамках государственной поддержки Казанского (Приволжского) федерального университета в целях повышения его конкурентоспособности среди ведущих мировых научно-образовательных центров, а также при поддержке Министерства науки и высшего образования Российской Федерации по договору № 14.Y26.31.0029 в рамках реализации постановления Правительства Российской Федерации № 220. М.Х. признателен Австрийской академии наук за частичное финансирование проведенных исследований. Работа является научным вкладом по проекту 630 МПГК.