Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 4, стр. 22-51

Изотопные составы Sr и Pb в доломитах нижнерифейской билляхской серии Анабарского поднятия: метод ступенчатого растворения в хемостратиграфии и геохронологии

И. М. Горохов^1, *, А. Б. Кузнецов¹, И. М. Васильева¹, Г. В. Константинова¹, Е. О. Дубинина², Г. В. Липенков³, Н. Г. Ризванова¹

¹ Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук
Санкт-Петербург, Россия

² Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук
Москва, Россия

³ Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского
Санкт-Петербург, Россия

^* E-mail: igorokhov@inbox.ru

Поступила в редакцию 06.12.2021
После доработки 12.01.2022
Принята к публикации 30.01.2022

EDN: SZUDTC
DOI: 10.31857/S0869592X22040044

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены новые оценки возраста и результаты хемостратиграфического изучения доломитов билляхской серии (котуйканской и юсмастахской свит), слагающей верхнюю часть рифейского разреза Анабарского поднятия Северной Сибири. Для определения изотопных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb в доломитах впервые использован метод ступенчатого растворения. Методика изучения Rb–Sr систематики включала химическое удаление около трети измельченного образца (фракция L1) путем предварительного кислотного выщелачивания в 0.2N СН₃СООН и последующее частичное растворение (фракция L2) оставшейся части образца в СН₃СООН той же концентрации. Pb–Pb изотопная систематика доломитов изучалась путем шестиступенчатого растворения в 0.5N HBr. Эти процедуры привели к удалению вторичного карбонатного материала, что серьезно улучшило качество Sr-хемостратиграфической и изотопно-геохронологической информации. Первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в наименее измененном карбонатном материале (фракция L2) доломитов билляхской серии составляют: в котуйканской свите ‒ 0.70502 ± 0.00029, в нижней подсвите юсмастахской свиты ‒ 0.70519 ± 0.00026 и в верхней подсвите юсмастахской свиты ‒ 0.70511 ± 0.00018. Pb–Pb возраст раннего диагенеза доломитов котуйканской и юсмастахской свит (1519 ± 18 млн лет при СКВО = 1.8) вычислен по фракциям L3–L6. Вторичные карбонатные фракции L1–L2 характеризуются значением Pb–Pb возраста 1466 ± 54 млн лет при СКВО = 0.6. Величины δ¹³C в доломитах котуйканской свиты варьируют от ‒1 до ‒0.4‰, а в доломитах юсмастахской свиты от ‒0.4 до +0.8‰ (в нижней подсвите от ‒0.1 до +0.4‰, в верхней ‒ от ‒0.4 до +0.8‰). Сопоставление этих вариаций, как и вариаций первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в доломитах котуйканской свиты и нижне- и верхнеюсмастахской подсвит (соответственно 0.70460‒0.70499, 0.70450‒0.70525 и 0.70462‒0.70523), не позволяет различить указанные подразделения на основе хемостратиграфических характеристик.

Ключевые слова: Сибирская платформа, Анабарское поднятие, нижний рифей, доломиты, U–Pb, Rb–Sr и C–O изотопная систематика, ступенчатое растворение

ВВЕДЕНИЕ

В современной мегаструктуре северной части Сибирской платформы особое место занимает Анабаро-Оленекская антеклиза, в центре которой расположен крупный выход пород кристаллического фундамента – Анабарское поднятие (рис. 1). По периферии Анабарского поднятия метаморфизованные архейские и нижнепротерозойские породы с угловым несогласием перекрыты верхнепротерозойско-палеозойским осадочным чехлом, сложенным преимущественно карбонатными породами билляхской серии.

Рис. 1.

Анабарский массив: (а) ‒ положение массива в пределах Евразии; (б) ‒ схема геологического строения массива; (в) ‒ геологическая схема бассейна р. Котуйкан на западном склоне массива и места отбора изученных образцов доломитов билляхской серии. 1 – мукунская серия; 2–8 – свиты: 2 – усть-ильинская, 3 – котуйканская, 4, 5 – юсмастахская (4 – нижняя подсвита, 5 – верхняя подсвита), 6 – старореченская, 7 – немакит-далдынская, 8 – медвежинская; 9 – котуйканский комплекс габбро-долеритов; 10 – номера образцов.

Интенсивное биостратиграфическое изучение рифейских отложений Анабарского поднятия в течение второй половины двадцатого столетия (Комар, 1966; Злобин, 1968; Злобин, Голованов, 1970; Шпунт и др., 1982; Вейс, Воробьева, 1992; Вейс и др., 2001; Sergeev et al., 1995; Сергеев и др., 2007) сделало анабарский разрез одним из опорных для верхнего докембрия и позволило предположить существование в составе билляхской серии трех эратем рифея – нижнего, среднего и верхнего. В рифейских отложениях поднятия была выделена ассоциация органостенных микрофоссилий и реликты эукариот, которые представляют особый “анабарский” тип микробиот, позднее переименованный в “котуйканский” (Sergeev, 2009; Vorob’eva et al., 2015). Однако низкая разрешающая способность докембрийской биостратиграфии не позволяет провести здесь сколько-нибудь детальные интра- и интеррегиональные корреляции (Зайцева и др., 2016).

Изотопно-геохронологическая информация о возрасте докембрийских осадочных последовательностей может быть получена на основе прорывающих магматических пород и обломочных цирконов из переслаивающихся терригенных отложений. Однако эти способы дают лишь верхнее и нижнее ограничения возраста, иногда в очень широких пределах. Поэтому особое значение в хроностратиграфии и хемостратиграфии докембрия приобретают возрасты и характеристики, полученные U–Pb (Pb–Pb), Rb–Sr и С–О изотопными методами по осадочным минералам (главным образом по карбонатам), которые при определенных условиях дают прямую информацию о времени формирования осадочного подразделения. В результате многочисленных хемостратиграфических работ последних трех десятилетий, выполненных на нескольких континентах (Asmerom et al., 1991; Derry et al., 1992; Горохов и др., 1995; Shields, 1999, 2002; Shields, Veizer, 2002; Walter et al., 2000; Семихатов и др., 2002, 2009; Ray et al., 2003; Yoshioka et al., 2003; Galindo et al., 2004; Кузнецов и др., 2006, 2014, 2018; Kuznetsov et al., 2010; Valladares et al., 2006; Misi et al., 2007; Halverson et al., 2007; Nogueira et al., 2007; Sawaki et al., 2010; Sial et al., 2010; Chen et al., 2021), действенность метода Sr-изотопной хемостратиграфии для оценки возраста отложения протерозойских карбонатных осадков в настоящее время может считаться безусловно доказанной. Также и современный уровень U–Pb и Pb–Pb методов датирования открывает неплохую возможность определения возраста неметаморфизованных карбонатных осадочных пород (Jahn, Cuvellier, 1994; Smith et al., 1994; Babinski et al., 1995, 1999, 2007; Овчинникова и др., 1995, 1998, 2000, 2001, 2012; Семихатов и др., 2003; Ray et al., 2003; Кузнецов и др., 2003a, 2005, 2008; Kuznetsov et al., 2013, 2017; Sarangi et al., 2004; Rasbury, Cole, 2009; Каурова и др., 2010; Romero et al., 2013; Parrish et al., 2019; Mueller et al., 2020). Однако получение изотопно-хемостратиграфической и геохронологической информации в реальной геологической практике нередко сталкивается с трудностями, вызванными недостаточной устойчивостью изотопных систем в карбонатных породах к различного рода постседиментационным преобразованиям. Поэтому пригодность карбонатного материала для изотопно-хемостратиграфических и геохронологических построений полностью зависит от его геохимической сохранности и методов исследования.

При изучении Rb–Sr и U–Pb систем в карбонатных породах крайне важно быть уверенным в том, что информация, полученная по валовым пробам, не вызвана позднедиагенетическими изменениями или загрязнением некарбонатными материалами. Ограничение контаминации по любому из указанных сценариев требует соблюдения нескольких общих правил пробоподготовки.

Предварительная оценка сохранности образцов может осуществляться при помощи петрографического и катодолюминесцентного изучения, но в случае мелкозернистых карбонатов эти процедуры, как правило, полезны лишь для выявления явно измененных образцов. Поэтому отбраковка образцов, состав которых изменен в результате реакций со вторичными неморскими флюидами, проводится с помощью геохимических критериев ‒ величин Mn/Sr, Fe/Sr, Mg/Ca и δ¹⁸О (Kaufman et al., 1993; Горохов и др., 1995; Кузнецов и др., 1997, 2003б, 2014; Семихатов и др., 2002; Thomas et al., 2004; Halverson et al., 2007), пороговые значения которых, однако, твердо установлены только для неметаморфизованных известняков.

В задачи химической подготовки образцов перед изотопным анализом входит (1) обогащение анализируемых препаратов первичным карбонатным материалом за счет удаления позднедиагенетических (эпигенетических) карбонатных фаз, образованных в поверхностных слоях карбонатных зерен, и (2) предохранение этих препаратов от загрязнения как адсорбированными и слабосвязанными (преимущественно на поверхности и в межслоевых пространствах глинистых минералов) катионами Rb, Sr, U и Pb, так и потенциально частично растворимым веществом других некарбонатных примесей. При этом предлагались различные методы селективного растворения, в том числе с использованием растворов ацетата аммония (Kupecz, Land, 1991; Горохов и др., 1995; Овчинникова и др., 1995; Montañez et al., 1996; Halverson et al., 2007; Macdonald et al., 2013), хлорида аммония (Ohde, Elderfield, 1992), соляной (Babinski et al., 2007) и бромистоводородной (Romero et al., 2013) кислот, а также буферированных смесей, включающих слабые кислоты (Shields, 1999).

Однако более эффективным способом выявления влияния диагенетических изменений и сохранения “первичных” изотопных меток является ступенчатое растворение карбонатов (McArthur et al., 1993; Овчинникова и др., 1998, 2000, 2001, 2012; Bailey et al., 2000; Ray et al., 2003; Кузнецов и др., 2003а, 2005, 2008; Kuznetsov et al., 2013; Li et al., 2011, Liu et al., 2013; Paula-Santos et al., 2017; Горохов и др., 2018; Bellefroid et al., 2018; Verdel et al., 2018). Эта процедура основана на предпосылке, что адсорбированные ионы и некоторые постседиментационные фазы удаляются на ранних стадиях выщелачивания, оставляя карбонатный материал, который, растворяясь на последующих стадиях, позволяет зарегистрировать первичную геохимическую информацию. При этом, если на разных ступенях используется кислота одного и того же химического состава и концентрации, остающийся нерастворенным карбонатный материал поддерживает сохранение высокого значения рН, минимизируя, таким образом, растворение загрязняющих некарбонатных примесей (McArthur et al., 1993). Следует отметить, что значительный прогресс в использовании докембрийских карбонатных пород в качестве геохронометра был достигнут именно благодаря методу ступенчатого растворения. Важным обстоятельством, повышающим эффективность U–Pb геохронологических исследований при применении этой методики, является первичная неоднородность химического состава карбонатных пород (Babinsky et al., 1999), часто в микромасштабе (Овчинникова и др., 2000, 2001, 2012), вследствие которой последовательные ступени растворения обеспечивают достаточный диапазон U/Pb отношений на изохронных диаграммах. Количество ступеней растворения, используемых разными авторами, варьирует в широком диапазоне (от 2 до 15) и зависит от задач исследования и технических возможностей лабораторий.

Сложность, но одновременно и привлекательность применения методов изотопной геохронологии и хемостратиграфии для изучения верхнепротерозойских карбонатных отложений чехла Анабарского поднятия определяется тем, что основную массу последних представляют доломиты. Хотя изучение доломитов имеет почти двухсотлетнюю историю, механизмы формирования древних доломитов до сих пор еще не полностью очерчены (Morrow, 1982a, 1982b, 1999; Hardie, 1987; Braithwaite, 1991; Machel, 2004). Различные модели были предложены для объяснения доломитизации, происходившей почти одновременно с седиментацией или в условиях неглубокого захоронения, в том числе доломитизации в условиях себхи (Hsu, Schneider, 1973), доломитизации в зонах просачивания и обратного оттока флюидов (Adams, Rhodes, 1960; Liu et al., 2017), доломитизации в зонах смешивания морских и метеорных флюидов (Badiozamani, 1973) и органогенной/метаногенной доломитизации (Baker, Kastner, 1981; Liu et al., 2017). В последнее время значительное внимание привлекли также доломитизация в ходе захоронения и гидротермальная доломитизация (Feng et al., 2017; Peng et al., 2018; Ngia et al., 2019) из-за того, что эти механизмы убедительно объясняют широкое распространение глубинных доломитов (Machel, Mountjoy, 1986; Gregg, Shelton, 1990; Warren, 2000; Chen et al., 2004; Davies, Smith, 2006; Azomani et al., 2013).

Поскольку доломиты часто являются продуктами многостадийной доломитизации (Guo et al., 2016; Kırmacı et al., 2018; Li et al., 2020), иногда дедоломитизации (Schoenherr et al., 2018; Makhloufi, Samankassou, 2019; Hajri, Abdallah, 2020) и, таким образом, в своей геологической истории претерпевали сложный диагенез/эпигенез, существуют значительные трудности в определении источников и природы доломитизирующих флюидов (Gregg, Shelton, 1990; Al-Aasm, Packard, 2000; Jiang et al., 2019; Mueller et al., 2020). Геохимические подходы к получению надежных хемостратиграфических и изотопно-геохронологических характеристик исходного осадочного материала для этих пород до сих пор не найдены. Поэтому крайне важно разработать методы подготовки образцов, способные выделять для изотопных измерений первичные или, по крайней мере, наименее измененные карбонатные фракции, и, таким образом, минимизировать позднедиагенетическую (эпигенетическую) переработку первичных меток осадконакопления. Методика ступенчатого растворения кажется весьма перспективной для поиска таких подходов. Во всяком случае, первые успешные попытки определения возраста докембрийских доломитов (Овчинникова и др., 2000, 2007) в значительной мере опирались на эту процедуру.

Доломиты Анабарского поднятия, занимающие на рассматриваемой территории значительное место как по горизонтали, так и по вертикали, являются удобным объектом для такого рода исследований. Цель работы состояла (1) в изучении Rb–Sr и U–Pb (Pb–Pb) систематики доломитов чехла Анабарского поднятия с применением новых методик ступенчатого растворения образцов; (2) в получении и рассмотрении С-, О- и Sr-изотопных характеристик доломитов как источников информации о среде, условиях и времени их образования с оценкой возможности применения этих характеристик в хемостратиграфических построениях; (3) в уточнении возраста доломитов; (4) в последующем контроле и уточнении стратиграфического положения исследованных осадочных последовательностей. Объектами исследования были доломиты билляхской серии (котуйканской и юсмастахской свит).

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Анабарское поднятие расположено в северной части Сибирской платформы. Центральную его часть слагают высокометаморфизованные архейские и нижнепротерозойские породы фундамента платформы (Розен и др., 2000; Гусев и др., 2020). Магматизм и структурно-метаморфические преобразования, приведшие к формированию главных структурных элементов фундамента, были результатом палеопротерозойских коллизионных событий (Смелов и др., 2012). Породы фундамента перекрыты верхнепротерозойско-палеозойским осадочным чехлом. Наиболее представительная последовательность верхнепротерозойских отложений вскрыта вдоль северо-западного склона поднятия в бассейнах рек Котуйкан, Котуй, Амбардах и Маймеча, где эти отложения залегают с резким угловым несогласием и местами с корой выветривания на породах фундамента (рис. 1). Базальные горизонты указанной последовательности расчленяются на две контрастные по составу и условиям формирования серии – нижнюю терригенную мукунскую (мощность 600–650 м) и вышележащую преимущественно карбонатную билляхскую (мощность 900–1100 м) (Стратиграфия…, 1959; Комар, 1966; Злобин, Голованов, 1970; Шпунт и др., 1982). Отложения мукунской серии представлены песчаниками аллювиального, эолового и озерного генезиса (Петров, 2011, 2014). Билляхская серия, основная часть которой сложена доломитами, содержит также габбро-долеритовые силлы и дайки котуйканского комплекса и трансгрессивно (местами с небольшим несогласием) перекрывается терригенно-карбонатной старореченской свитой (мощность 80–180 м) венда (Злобин, 1968). Все эти толщи очень полого (3°–7°) погружаются к западу и рассечены мелкими разломами (Комар, 1966; Злобин, Голованов, 1970).

Билляхская серия объединяет три свиты (снизу вверх) – усть-ильинскую, котуйканскую и юсмастахскую (рис. 2). Последняя расчленяется на два подразделения (подсвиты), иногда понимаемые как самостоятельные свиты (Злобин, Голованов, 1970; Серебряков, 1975; Государственная…, 2016).

Рис. 2.

Строение разреза билляхской серии и вариации значений δ¹⁸O, δ¹³C и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ в доломитах. 1 – доломиты, 2 – строматолитовые карбонаты, 3 – доломиты с кремнями, 4 – песчаники, 5 – линзы с глауконитом, 6 – аргиллиты. * В комплекте Государственной геологической карты листа R-48 (Государственная…, 2016) некюлээхская и чурбукская свиты соответствуют нижней и верхней подсвитам юсмастахской свиты. Сокращения: У-И – усть-ильинская, Старореч. – старореченская.

Усть-ильинская свита (55–65 м), согласно залегающая на мукунских терригенных породах, представляет собой маломощную терригенно-карбонатную толщу. В нижней части она сложена песчаниками и алевролитами с подчиненными прослоями гравелитов и аргиллитов, а в верхней – ритмично чередующимися темно-серыми до черных аргиллитами и полевошпат-кварцевыми алевролитами с прослоями известково-доломитовых алевролитов и доломитов. Количество последних растет вверх по разрезу. В аргиллитах отчетливо выражена горизонтальная слоистость, подчеркнутая распределением слюды, глинистого материала, тонко распыленного органического вещества и рудных минералов. В различных частях разреза свиты встречается глауконит.

Котуйканская свита (250–320 м) связана постепенными переходами с подстилающими отложениями усть-ильинской свиты и представлена довольно однообразной толщей светло-серых, главным образом строматолитовых доломитов. Снизу эта толща сложена чередующимися пестроцветными строматолитовыми доломитами и хемогенно-глинистыми и глинисто-алевритистыми доломитами с прослоями темно-серых доломитовых мергелей, доломитовых брекчий, алеврито-глинистых пород и алевролитов. В верхней части она включает меньше терригенного материала и представлена светло-серыми грубоплитчатыми и массивными строматолитовыми доломитами, которые заключают прослои темно-серых аргиллитов, а у кровли содержат пласты тонкослоистых доломитовых мергелей.

Юсмастахская свита (650–830 м) залегает со следами размыва на верхнекотуйканских отложениях и расчленяется на две подсвиты. Эти подсвиты различаются по составу пород, характеру их переслаивания, набору строматолитов и микрофоссилий и также разделены поверхностью размыва (Злобин, 1968; Шпунт и др., 1982).

Разрез нижней подсвиты юсмастахской свиты (200–230 м) начинается с небольшой пачки кварцевых и полевошпат-кварцевых бурых песчаников, которые чередуются с редкими прослоями глинистых доломитов и мергелей. Вышележащая, главная по объему часть нижней подсвиты представлена переслаиванием строматолитовых, оолитовых, обломочных и микритовых доломитов, доломитовых мергелей, а иногда и аргиллитов. Завершает разрез нижней подсвиты толща плитчатых и массивных темноокрашенных, главным образом строматолитовых доломитов, содержащих тонкие прослои оолитовых доломитов, линзы плоскогалечных конгломерато-брекчий и зеленовато-серых глинистых доломитов. Вблизи кровли подсвиты залегают прослои алевритисто-песчанистых доломитов.

Верхняя подсвита юсмастахской свиты (450–500 м) отличается от нижней появлением мелких (мощностью 2–4 м) трансгрессивных ритмов и несколько большей долей строматолитовых доломитов. В основании подсвиты обособляется 8–10-метровый пакет чередования обломочных и микробиально-слоистых доломитов с голубоватыми доломитистыми аргиллитами, глауконитовыми алевролитами и редкими песчаниками. Эта подсвита разделяется на две толщи, нижняя из которых представлена голубовато- и коричневато-серыми окремненными доломитами с прослоями строматолитовых разностей и более редких мергелей. В верхней толще преобладают темно-серые и розовато-серые строматолитовые доломиты и подчиненные им тонкие прослои доломитовых мергелей, а иногда и алевролитов.

Наличие трансгрессивных ритмов и упомянутый выше незначительный перерыв в осадконакоплении послужили причиной для разделения юсмастахской свиты на две самостоятельные свиты – некюлээхскую и чурбукскую (Злобин, 1968; Государственная…, 2016). Эти свиты по стратиграфическому объему совпадают с нижней и верхней подсвитами юсмастахской свиты, поэтому в настоящей работе мы рассматриваем юсмастахскую свиту в ее традиционном объеме (Комар, 1966; Sergeev et al., 1995; Сергеев и др., 2007; Зайцева и др., 2016).

Процессы магматизма, метаморфизма и образования главных структурных элементов фундамента Анабарского поднятия завершились 1.76‒ 1.96 млрд. лет назад (Степанюк, 1974, 1991; Бибикова и др., 1988; Розен и др., 2000; Смелов и др., 2012; Глуховский и др., 2015; Paquette et al., 2017). Максимальный возрастной предел отложений чехла Анабарского поднятия определяется U–Pb возрастом обломочных цирконов в базальных горизонтах мукунских песчаников ‒ 1681 ± 28 млн лет (Худолей и др., 2007; Khudoley et al., 2015).

U–Pb возрасты бадделеитов из долеритовых силлов котуйканского комплекса Куонамской магматической провинции (Ernst et al., 2000) в породах билляхской серии оцениваются как 1498–1502 млн лет (Эрнст и др., 2016), но положение некоторых силлов в разрезе серии еще недостаточно хорошо установлено и требует уточнения. Для глауконитов усть-ильинской свиты, подстилающей котуйканские отложения, Rb–Sr и K–Ar методами получены возрасты соответственно 1483 ± 10 и 1459 ± 20 млн лет, интерпретированные как время раннего диагенеза усть-ильинских осадков (Горохов и др., 1991; Gorokhov et al., 1991). Недавно по результатам Pb–Pb анализа валовой карбонатной составляющей образцов возраст раннего диагенеза 1513 ± 35 млн лет был установлен и для вышележащих доломитов котуйканской и юсмастахской свит (Горохов и др., 2019). Более поздние события в истории осадочного материала билляхской серии отражены Rb–Sr и K–Ar датировками (соответственно 1401 ± 10 и 1417 ± 44 млн лет) Al-глауконита из нижней подсвиты юсмастахской свиты (Зайцева и др., 2016) и Rb–Sr датировками размерных субфракций аутигенного иллита из прослоев аргиллитов в доломитах усть-ильинской (1405–1415 млн лет; Горохов и др., 1997) и юсмастахской (1000–1280 млн лет; Горохов и др., 2001) свит. Таким образом, возраст отложения карбонатных осадков билляхской серии с учетом результатов, полученных различными методами, и погрешностей определения, вероятно, составляет около 1500 млн лет. Оценка возраста диагенеза погружения старореченской свиты, которая несогласно залегает на породах билляхской серии, произведена на основании Rb–Sr анализа (~560 млн лет) тонкозернистой субфракции иллита, выделенной из аргиллитов верхней части этой свиты (Горохов и др., 2010).

Начиная с позднего протерозоя, отложения чехла Анабарского поднятия не вовлекались в зоны складчатости и не были деформированы тектоническими процессами. XRD-изучение тонкозернистых фракций аргиллитов усть-ильинской и юсмастахской свит с размером частиц от 2–5 до <0.1 мкм показало (Gorokhov et al., 1991; Горохов и др., 1991, 1997, 2001), что индекс кристалличности (I_k – ширина 10 Å-пика на его полувысоте) содержащегося в них иллита значительно превышает величину 0.42°, которая обычно принимается в качестве пограничной между зонами диагенеза и анхиметаморфизма (Kubler, 1990). Отсюда следует, что породы билляхской серии не испытали в своей геологической истории значительных термальных воздействий. О том же говорит светло-желтая, желтая и спорадически проявленная оранжево-желтая окраска органостенных микрофоссилий из пород усть-ильинской свиты, позволяющая предполагать (Gorokhov et al., 1991), что температура этих пород никогда не превышала 60–70°С (Hayes et al., 1983). Из-за положения северного края Сибирской платформы в высоких широтах процессы химического выветривания здесь почти не проявлены. Таким образом, совокупность геологических, геохимических и географических факторов способствовала сохранению этого объекта для изотопно-геохронологических и хемостратиграфических исследований.

Предназначенные для изучения 67 образцов карбонатных пород котуйканской и юсмастахской свит были взяты в долине р. Котуйкан (рис. 1 и 2 ). В юсмастахской свите особое внимание уделялось отдельному изучению образцов верхней и нижней подсвит в связи с многолетними дискуссиями об их принадлежности к различным эратемам рифея. Все образцы представляли собой доломиты. Некоторые предварительные результаты изучения были недавно опубликованы (Горохов и др., 2018, 2019).

МЕТОДИКА

Для исследований отбирался материал с бесспорными литологическими, палеонтологическими и изотопными (δ¹⁸О и δ¹³С) доказательствами морского генезиса и отсутствием деструкции первичных структур осадочных пород. Все изучаемые образцы доломитов отбирали в удалении от ассоциированных песчано-глинистых толщ, магматических пород, прорывающих даек и силлов, а также вне тектонических зон и кор выветривания.

Содержания Сa и Mg в доломитах определяли в химической лаборатории МЕХАНОБР-АНАЛИТ (Санкт-Петербург). Содержания Mn, Fe и Sr в карбонатной составляющей этих пород после растворения в 10%-ной HCl определяли методом атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-OES) на спектрометре Optima 4300 (Perkin Elmer, США).

Изотопный состав кислорода и углерода был определен во всех 67 исследованных образцах. Изотопный анализ С и О выполнен методом GF IRMS на масс-спектрометре Delta V+ с использованием опции GasBenchII. Разложение образцов карбонатных пород проведено в ортофосфорной кислоте при 70°С. Погрешности определения величин δ¹³С и δ¹⁸О составляли ± 0.1 и ± 0.2‰ (2σ) соответственно. Величины δ¹³С и δ¹⁸О выражены относительно международного стандарта V-PDB.

Для изучения Rb–Sr и U–Pb (Pb–Pb) систематики доломитов были выбраны образцы с наименьшим содержанием некарбонатной примеси: 8 образцов из котуйканской свиты и 22 образца из юсмастахской свиты (8 из нижнеюсмастахской и 14 из верхнеюсмастахской подсвит). Применялись различные варианты методики ступенчатого растворения, позволяющие получать геохимическую и изотопную информацию о карбонатном материале, образованном (или преобразованном) в различные периоды геологической истории билляхской серии. Различия касались как химического состава применявшихся растворителей (уксусной кислоты при изучении Rb–Sr систематики и бромистоводородной кислоты при изучении Pb–Pb систематики), так и количества ступеней растворения (две для Rb–Sr и шесть для Pb–Pb систематики). Это объяснялось, с одной стороны, стремлением использовать собственный опыт предшествующих исследований, а с другой стороны, соображениями, связанными с требованиями к химической чистоте применяемых реактивов и определяемыми содержаниями исследуемых элементов (изотопов) в холостых опытах.

При изучении Rb–Sr систематики измельченные образцы доломитов обрабатывали 0.2 N CH₃COOH в объемах, вычисленных таким образом, чтобы последовательно растворить около одной трети (фракция L1) и затем еще одну треть (фракция L2) карбонатного материала (Li et al., 2011; Горохов и др., 2018). Rb и Sr, извлеченные в ходе этих двух ступеней растворения, очищали на колонках с ионообменной смолой Dowex AG50W×8 (200–400 меш) и 2.5 N HCl в качестве элюента. Изотопный состав Sr и содержания Rb и Sr определяли в аликвотных частях фракций L1 и L2. Использовался масс-спектрометрический метод изотопного разбавления с применением смешанного индикатора ⁸⁷Rb + ⁸⁴Sr. Таким образом, для каждого изученного образца выполнялись химическое выделение и изотопный анализ двух Rb-содержащих и четырех Sr-содержащих фракций. Изотопные составы Rb и Sr измерялись в статическом режиме на многоколлекторных масс-спектрометрах Finnigan MAT 261 и Triton TI соответственно.

Уровень лабораторных загрязнений, определявшийся холостыми опытами, для Sr в процедуре, включавшей только измерение его изотопного состава, не превышал 0.5 нг. При определении концентраций методом изотопного разбавления уровень лабораторных загрязнений был выше и составлял для Rb ~0.3 нг, а для Sr ~3 нг. Средние значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в стандартных образцах NIST SRM 987 и USGS EN-1, нормализованные к ⁸⁶Sr/⁸⁸Sr = 0.1194, составляли в период работы соответственно 0.710324 ± 8 (2σ_ср, n = 39) и 0.709239 ± 6 (2σ_ср, n = 18).

При исследовании U–Pb систематики доломитов использовали фракции, полученные ступенчатым растворением карбонатного материала. Образцы последовательно обрабатывали при комнатной температуре шестью порциями 0.5 N HBr, каждая из которых предназначалась для растворения 15–20% карбонатного материала. Процедуру ступенчатого растворения, приводившую к получению растворенных фракций (L1–L6 ‒ leachates), заканчивали по достижению полного перехода карбонатной составляющей образца в раствор. Оба варианта методики предусматривали определение содержаний U и Pb и изотопного состава Pb в полученных растворах (Frei et al., 1997; Овчинникова и др., 1998, 2000, 2012; Каурова и др., 2010). Каждый раствор делили на две аликвоты, одна из которых предназначалась для измерения изотопного состава Pb, а другая – для определения содержаний U и Pb с использованием смешанного индикатора ²³⁵U + ²⁰⁸Pb. Разложение нерастворимого в HBr некарбонатного остатка (фракции IR – insoluble residue) проводили смесью HF + HNO₃ в автоклаве при Т = 220°С. Для выделения U использовали экстракционную смолу UTEVA SPEC, а для выделения Pb – ионообменную смолу Bio-Rаd 1 × 8 (100–200 меш) в 0.5 N HBr (Manhes et al., 1978; Овчинникова и др., 1998, 2012).

Изотопный состав U и Pb измеряли на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI. Измеренные изотопные отношения Pb были исправлены на коэффициент фракционирования, установленный путем многократного измерения изотопного состава Pb в стандарте NIST SRM 982 и равный 0.13% на единицу массы. Уровень лабораторных загрязнений, определявшийся холостыми опытами, не превышал для U 0.01 нг, а для Pb 0.1 нг. Обработку первичных изотопных данных проводили с использованием программы (Мельников, 2010), а вычисление параметров изохрон – с использованием программы ISOPLOT (Ludwig, 1999). Погрешности вычисленных значений возраста даны на уровне ±2σ.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Химический состав карбонатных пород

Результаты химического анализа карбонатных пород билляхской серии приведены в табл. 1. Все изученные образцы представляют собой доломиты.

Таблица 1.

Химический и С–О изотопный состав доломитов билляхской серии

Номер образца	Н.О., %	Ca, %	Mg, %	Mn, мкг/г	Fe, мкг/г	Sr, мкг/г	Mg/Ca	Mn/Sr	Fe/Sr	δ¹³С V-PDB	δ¹⁸О V-PDB
Котуйканская свита
1074/1	8	21.5	13.1	488	5180	23	0.61	21.2	225	–1.0*	–6.1*
1075/1	21	21.7	12.9	162	2100	28	0.59	5.8	75	–0.4	–3.9
1076/1	16	21.9	13.0	302	3640	32	0.59	9.4	114	–0.9	–4.6
1076/2	3	22.7	12.1	67	1260	24	0.53	2.8	53	–2.7	–5.4
										–3.0*	–5.6*
1083/1	8	20.6	11.6	503	5950	29	0.56	17.3	205	–0.9	–5.8
1093/1	2	21.8	12.6	93	980	17	0.58	5.5	58	–0.4*	–4.8*
1094/1	1	21.7	13.0	209	1470	11	0.60	19.0	134	–1.5	–5.5
1094/2	1	21.8	13.0	193	1820	16	0.60	12.1	114	–1.4	–5.2
3075/1	2	22.0	12.6	178	1960	14	0.57	12.7	140	–0.5	–5.1
3075/2	3	22.0	12.6	116	1260	18	0.57	6.4	70	–0.5	–4.5
										–0.6*	–4.7*
3075/3	2	21.3	12.6	186	2380	11	0.59	16.9	216	–0.5	–4.6
3075/4	25	21.5	12.8	155	2030	17	0.60	9.1	119	–0.5	–4.7
3075/5	2	21.5	12.4	255	3430	12	0.58	21.3	286	–0.7	–5.9
3075/6	3	21.2	12.9	178	2660	13	0.61	13.7	205	–0.6	–5.4
4004/1	14	22.0	12.6	425	5530	22	0.57	19.3	251	–1.4	–5.3
5046/2	16	21.0	12.2	216	6430	25	0.58	8.6	257	–0.9	–4.4
5046/3	35	21.5	12.8	255	7760	34	0.60	7.5	228	–1.0	–4.9
5046/4	17	21.7	12.6	193	5600	27	0.58	7.1	207	–1.0	–4.4
5046/5	<1	21.2	12.2	193	2380	14	0.58	13.8	170	–1.0	–4.8
6001/1	14	21.8	12.0	201	4270	18	0.55	11.2	237	–0.9	–2.9
6002/1	9	21.5	12.4	627	6370	33	0.58	19.0	193	–1.0*	–6.5*
Юсмастахская свита (нижняя подсвита)
1091/1	10	21.5	12.7	147	1540	43	0.59	3.4	36	–0.7	–5.0
1097/1	29	21.3	12.2	186	6090	19	0.57	9.8	321	0.0	–5.4
1097/3	12	20.4	11.9	147	4410	21	0.58	7.0	210	0.2	–3.7
1097/4	23	21.4	12.3	71	2170	12	0.57	5.9	181	0.7	–5.5
1097/5	17	21.5	13.0	69	1680	17	0.60	4.1	99	0.9	–4.9
1098/1	3	21.7	13.0	65	980	12	0.60	5.4	82	0.7	–5.8
1099/1	5	21.5	12.5	44	520	17	0.58	2.6	30	0.4*	–5.2*
1099/2	6	21.2	12.4	49	660	15	0.58	3.3	44	0.3	–5.7
										0.3*	–6.6*
2048/1	22	18.0	10.4	70	770	20	0.58	3.5	39	–0.3	–4.7
2048/2	7	20.7	12.4	64	1050	20	0.60	3.2	53	–0.1	–4.7
2048/3	3	21.5	13.0	59	690	16	0.60	3.7	43	–0.1*	–5.5*
3079/1	3	21.4	12.9	208	5880	16	0.60	13.0	368	–1.3	–3.9
3079/2	13	21.4	12.7	425	7900	23	0.59	18.5	343	–1.2	–3.5
3079/6	23	20.4	12.3	332	6780	25	0.60	13.3	271	–2.1	–2.9
3079/8	16	20.5	12.6	224	6640	17	0.61	13.2	391	–1.1	–5.0
3080/1	1	21.9	13.5	178	2100	10	0.62	17.8	210	–0.9	–5.7
										–0.8*	–6.1*
3080/2	4	20.4	12.8	124	1750	15	0.63	8.3	117	–0.5*	–5.6*
3086/2	5	21.5	13.4	66	840	11	0.62	6.1	76	0.2	–6.9
3086/3	2	21.6	13.4	70	570	14	0.62	5.0	41	0.2*	–6.6*
3086/4	4	21.7	13.3	1080	10700	28	0.61	38.6	382	–0.7	–4.1
6007/1	7	21.7	12.6	56	980	18	0.58	3.1	54	0.4	–4.9
Юсмастахская свита (верхняя подсвита)
1100/2	4	21.4	12.8	124	2100	17	0.60	7.3	124	0.4	–5.5
1100/5	1	22.1	12.8	41	770	32	0.58	1.3	24	–0.8	–3.5
1101/2	1	22.2	12.8	85	1610	15	0.58	5.7	107	–0.5	–5.8
										–1.0*	–6.6*
1101/3	9	20.6	12.1	85	1400	17	0.59	5.0	82	–0.7	–6.4
										–0.6*	–6.9*
1102/1	5	21.5	12.4	85	1820	12	0.58	7.1	152	–1.2	–6.8
1103/1	1	22.0	12.7	93	1540	13	0.58	7.2	119	–0.6	–6.3
1104/1	3	21.9	12.6	108	1610	17	0.58	6.4	95	–0.5*	–5.9*
1104/2	11	19.7	11.7	186	3010	23	0.59	8.1	31	–0.1	–5.8
2043/1	4	22.1	12.8	36	520	15	0.58	2.4	35	0.8	–5.1
										0.7*	–5.8*
2044/2	2	21.8	12.9	116	910	20	0.59	5.8	45	–0.3	–4.6
2050/1	2	22.1	13.2	93	1120	19	0.60	4.9	59	0.5	–4.6
2050/3	10	21.8	13.1	93	1260	22	0.60	4.2	57	0.1	–4.6
2054/1	8	21.3	12.7	162	1750	10	0.60	16.2	175	0.3	–6.2
2056/2	9	21.8	13.1	2860	15 300	24	0.60	119.0	638	–1.4	–11.9
2059/1	9	20.6	12.5	85	2520	12	0.61	7.1	210	–0.6	–6.2
2059/3	15	19.0	11.2	62	1610	20	0.59	3.1	81	–0.4	–4.3
3087/1	4	20.3	13.0	139	1330	12	0.61	11.6	111	–0.1	–5.7
3087/2	1	21.9	13.6	65	1050	22	0.62	3.0	48	0.0	–4.7
										–0.1*	–5.4*
3087/4	1	22.1	13.6	72	770	18	0.62	4.0	43	0.3*	–6.0*
5054/2	10	20.3	12.0	101	910	19	0.59	5.3	48	0.2	–4.6
5054/3	4	21.2	12.8	74	1330	22	0.60	3.4	60	–0.6	–4.6
6008/2	2	21.6	12.6	433	2380	16	0.58	27.0	149	–2.2	–10.1
6010/2	1	21.9	13.2	62	770	28	0.60	2.2	28	–0.1	–4.6
6012/1	29	21.2	11.7	147	1680	19	0.55	7.7	88	0.8	–6.9
6012/2	<1	21.7	12.8	76	840	18	0.59	4.2	47	0.8	–4.7
										0.8*	–5.6*

Примечание. Н.О. – остаток, не растворимый в 10%-ной HCl. Звездочкой (*) помечены результаты изотопных С–О анализов, выполненных Э.М. Прасоловым в Центре изотопных исследований Геологического института им. А.П. Карпинского (Санкт-Петербург). Курсивом выделены образцы, данные для которых исключены из рассмотрения при хемостратиграфических построениях.

В доломитах котуйканской свиты карбонатная составляющая содержит 67–627 мкг/г Mn и 980–7760 мкг/г Fe, в нижней подсвите юсмастахской свиты ‒ 44‒1080 мкг/г Mn и 520‒10700 мкг/г Fe, в верхней – 36‒2860 мкг/г Mn и 520‒15300 мкг/г Fe. Отношение Mn/Sr варьирует в доломитах котуйканской свиты в пределах 2.8‒21.3, в доломитах нижней и верхней подсвит юсмастахской свиты – соответственно в пределах 2.6‒38.6 и 1.3‒119. Отношение Fe/Sr в перечисленных породах колеблется соответственно в диапазонах 53‒286, 30‒391 и 24‒638. Обнаруженные содержания Mn, Fe и Sr в доломитах котуйканской и юсмастахской свит типичны для рифейских осадочных доломитов Сибирской платформы (Горохов и др., 1995; Семихатов и др., 2002, 2004; Хабаров и др., 2002).

Отбраковка образцов с сомнительными хемостратиграфическими характеристиками

Как уже упоминалось, геохимические критерии пригодности образцов для использования их в Sr-хемостратиграфических и U–Pb геохронологических построениях в отношении доломитов не выработаны. Поэтому в предлагаемой работе сомнительными для таких построений считались лишь те образцы, химические и/или изотопные характеристики которых в тех или иных стратиграфических подразделениях резко выделялись из общего ряда.

Изотопные составы кислорода и углерода. Изотопные составы кислорода и углерода представлены в табл. 1. Величины δ¹⁸О в изученных образцах билляхской серии варьируют в интервале от ‒6.9 до ‒2.9‰, за исключением двух образцов верхней подсвиты юсмастахской свиты (обр. 6008/2 и 2056/2), в которых они составляют соответственно ‒10.1 и ‒11.9‰. Эти заметно выпадающие из общей совокупности значения δ¹⁸О сопровождаются значительным повышением в упомянутых образцах содержаний Mn и Fe, свидетельствуют, по-видимому, о вторичных изменениях и позволяют исключить образцы из дальнейшего рассмотрения. В результате интервалы вариаций δ¹⁸О в доломитах различных стратиграфических единиц билляхской серии оказываются весьма сходными: в котуйканской свите этот интервал составляет от ‒6.5 до ‒2.9‰, в нижней подсвите юсмастахской свиты ‒ от ‒6.9 до ‒2.9‰, а в верхней подсвите ‒ от ‒6.9 до ‒3.5‰.

Величины δ¹³С колеблются в доломитах котуйканской свиты от –3.0 до –0.4‰, в доломитах нижней подсвиты юсмастахской свиты от –0.9 до +0.4‰ и в доломитах верхней подсвиты от –1.2 до +0.8‰. В этом ряду результаты параллельных анализов δ¹³С в обр. 1076/2 котуйканской свиты (‒2.7 и ‒3.0‰, выполненные в двух различных лабораториях) значительно выбиваются из общей совокупности. Другим заметным отличием обр. 1076/2 от прочих проанализированных билляхских доломитов является самое низкое среди них отношение Mg/Ca, которое позволяет предполагать, что понижение значения δ¹³С здесь было вызвано постседиментационной частичной дедоломитизацией. Это весьма вероятно, так как обр. 1076/2 взят в 40 м от крупной интрузии габбро-долеритов, и порода даже на макроуровне интенсивно изменена. В ходе литолого-петрографического изучения в этом образце установлены контактово-метасоматические преобразования, выраженные в формировании вторичного кальцита и перекристаллизации доломита (рис. 3а, 3б). Если исключить этот образец из общей совокупности, самое низкое значение δ¹³С в доломитах котуйканской свиты становится равным ‒1.4‰. В итоге весь диапазон вариаций δ¹³С в доломитах билляхской серии сужается до значений от ‒2.2 до +0.9‰.

Рис. 3.

Образцы карбонатных пород котуйканской свиты (а–г) и верхней подсвиты юсмастахской свиты (д–з), подвергшиеся вторичным преобразованиям. (а, б): обр. 1076/2 – доломит с прожилками клинохлор-пироксеновых агрегатов и новообразованным кальцитом (?) (а – ув. ×5; б – ув. ×20, ник. скрещены); (в, г): обр. 1083/1 – доломит водорослевый, известковый, глинистый; (д, е): обр. 2056/2 – доломит замещения, частично окварцованный с двумя генерациями жилок (ув. ×1.6; в–д – ник. скрещены; е – ник. параллельны); (ж): обр. 2059/1 – доломит алевритистый; (з) – агрегат доломита среди микро-тонкозернистой основной массы (ув. ×5; ник. скрещены). Di – диопсид; Clc – клинохлор; Cal – кальцит; Dol – доломит; Dol 1 / Dol 2 – доломиты разных генераций; Cl – глинистое вещество; Qtz – кварц; Clt – сгусток.

Rb–Sr данные. Результаты Rb–Sr анализа карбонатных пород представлены в табл. 2. Сразу же отметим, что в ряду изученных доломитов билляхской серии два образца (обр. 1083/1 котуйканской свиты и обр. 2059/1 верхней подсвиты юсмастахской свиты), близкие друг к другу по своим Rb–Sr характеристикам, резко отличаются в этом от всех других образцов. Оба доломита выделяются самыми высокими измеренными отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во фракции L1 (соответственно 0.71028 и 0.71087), большим содержанием Rb, особенно в материале фракции L1, и значительной долей некарбонатной примеси (8–9%, табл. 1). Кроме того, литолого-петрографическое изучение показало, что основная масса обр. 1083/1 образована тонко-криптокристаллическим кальцитовым и доломитовым веществом, которым сложены сгустковые и комковатые образования, и мелкодисперсным глинистым материалом (рис. 3в, 3г). В связи с этим возможность использования упомянутых образцов для получения хемостратиграфических характеристик представляемых ими свит кажется сомнительной, и мы в дальнейшем предпочли воздержаться от их совместного рассмотрения с остальными образцами билляхской свиты. То же относится к упомянутым выше обр. 1076/2 котуйканской свиты, забракованному по причине его вероятной постседиментационной дедоломитизации, и к обр. 6008/2 и 2056/2 верхней подсвиты юсмастахской свиты с низкими значениями δ¹⁸О. В обр. 2056/2 мелкокристаллический доломит замещения, согласно результатам литолого-петрографического изучения, был подвержен частичному окварцеванию. Вторичный кварц локализован в одном из участков шлифа и прорастает участки между кристаллами доломита, которые имеют корродированные контуры (рис. 3д, 3е). Этот доломит, как и тонко-мелкокристаллический доломит (обр. 6008/2), нарушен также двумя генерациями жилок, выполненных доломитом и кварцем. Результаты для отбракованных образцов во всех таблицах помечены курсивом.

Таблица 2.

Rb–Sr аналитические данные для фракций доломитов билляхской серии, полученных при ступенчатом растворении в 0.2N CH₃COOH

Номер образца	Раство-ренная фракция	Доля фракции*,%	Rb**, мкг/г	Sr**, мкг/г	Rb/Sr	⁸⁷Rb/⁸⁶Sr	⁸⁷Sr/⁸⁶Sr измер.	⁸⁷Sr/⁸⁶Sr первичн.***
Котуйканская свита
1076/2	L1	28	0.126	21.0	0.0060	0.0173	0.70607	0.70570
1076/2	L2	38	0.040	31.9	0.0013	0.0037	0.70556	0.70548
1083/1	L1	32	1.49	36.0	0.0414	0.1199	0.71028	0.70770
1083/1	L2	41	0.969	34.2	0.0283	0.0818	0.70853	0.70677
1093/1	L1	24	0.314	21.6	0.0145	0.0420	0.70560	0.70470
1093/1	L2	24	0.182	25.0	0.0073	0.0210	0.70505	0.70460
1094/2	L1	32	0.103	19.0	0.0054	0.0157	0.70582	0.70548
1094/2	L2	41	0.078	20.0	0.0039	0.0113	0.70501	0.70477
3075/1	L1	27	0.292	18.9	0.0154	0.0447	0.70767	0.70671
3075/1	L2	26	0.192	20.5	0.0094	0.0269	0.70539	0.70481
3075/2	L1	32	0.180	22.0	0.0082	0.0236	0.70788	0.70737
3075/2	L2	35	0.092	22.3	0.0041	0.0119	0.70603	0.70577
3075/5	L1	33	0.105	14.1	0.0074	0.0215	0.70602	0.70556
3075/5	L2	37	0.075	15.6	0.0048	0.0138	0.70529	0.70499
5046/5	L1	31	0.143	33.1	0.0043	0.0125	0.70512	0.70485
5046/5	L2	41	0.021	18.2	0.0012	0.0033	0.70477	0.70470
Юсмастахская свита, нижняя подсвита
1099/1	L1	29	0.227	25.9	0.0088	0.0253	0.70633	0.70579
1099/1	L2	27	0.111	25.3	0.0044	0.0127	0.70504	0.70477
1099/2	L1	30	0.219	20.0	0.0110	0.0317	0.70549	0.70481
1099/2	L2	32	0.102	18.7	0.0055	0.0158	0.70494	0.70460
2048/3	L1	34	0.284	19.3	0.0147	0.0425	0.70701	0.70609
2048/3	L2	38	0.039	20.0	0.0020	0.0062	0.70464	0.70450
3079/1	L1	34	0.677	21.9	0.0309	0.0894	0.70951	0.70759
3079/1	L2	42	0.142	21.8	0.0065	0.0187	0.70565	0.70525
3080/1	L1	27	0.296	16.2	0.0183	0.0528	0.70745	0.70631
3080/1	L2	25	0.193	19.5	0.0099	0.0287	0.70557	0.70495
3086/2	L1	29	0.114	14.3	0.0080	0.0229	0.70559	0.70510
3086/2	L2	25	0.064	17.8	0.0036	0.0103	0.70506	0.70484
3086/3	L1	33	0.122	16.6	0.0073	0.0213	0.70569	0.70523
3086/3	L2	42	0.074	14.9	0.0050	0.0143	0.70501	0.70470
3086/4	L1	34	0.475	35.2	0.0135	0.0389	0.70676	0.70592
3086/4	L2	39	0.141	32.8	0.0043	0.0125	0.70562	0.70535
Юсмастахская свита, верхняя подсвита
1100/5	L1	29	0.354	40.9	0.0087	0.0249	0.70551	0.70497
1100/5	L2	22	0.257	57.5	0.0045	0.0129	0.70492	0.70464
1101/2	L1	34	0.147	17.7	0.0083	0.0239	0.70612	0.70561
1101/2	L2	39	0.118	16.4	0.0072	0.0207	0.70512	0.70467
1102/1	L1	31	0.188	14.2	0.0132	0.0384	0.70732	0.70649
1102/1	L2	28	0.170	16.1	0.0106	0.0305	0.70588	0.70523
1103/1	L1	33	0.111	14.6	0.0076	0.0221	0.70596	0.70548
1103/1	L2	31	0.069	16.7	0.0041	0.0119	0.70510	0.70484
1104/1	L1	32	0.131	20.5	0.0064	0.0185	0.70562	0.70522
1104/1	L2	36	0.082	17.1	0.0048	0.0139	0.70496	0.70466
2043/1	L1	30	0.080	18.3	0.0044	0.0125	0.70607	0.70580
2043/1	L2	24	0.028	23.3	0.0012	0.0034	0.70517	0.70510
2044/2	L1	29	0.269	25.8	0.0104	0.0301	0.70568	0.70504
2044/2	L2	40	0.104	24.3	0.0043	0.0124	0.70492	0.70465
2045/1	L1	29	0.122	25.6	0.0048	0.0137	0.70514	0.70485
2045/1	L2	31	0.057	24.6	0.0023	0.0067	0.70482	0.70468
2050/1	L1	32	0.130	24.0	0.0054	0.0156	0.70617	0.70584
2050/1	L2	41	0.079	24.5	0.0032	0.0093	0.70497	0.70477
2059/1	L1	32	1.51	23.3	0.0648	0.1883	0.71087	0.70682
2059/1	L2	40	0.438	23.1	0.0190	0.0547	0.70629	0.70511
2059/3	L1	32	0.869	32.4	0.0268	0.0775	0.70725	0.70558
2059/3	L2	42	0.277	31.7	0.0087	0.0252	0.70521	0.70467
3087/2	L1	28	0.184	29.4	0.0063	0.0181	0.70562	0.70523
3087/2	L2	23	0.199	38.6	0.0052	0.0098	0.70527	0.70506
3087/4	L1	33	0.229	21.8	0.0105	0.0303	0.70550	0.70484
3087/4	L2	38	0.089	22.3	0.0040	0.0115	0.70487	0.70462
6010/2	L1	30	0.372	30.4	0.0122	0.0354	0.70606	0.70530
6010/2	L2	29	0.119	34.3	0.0035	0.0101	0.70491	0.70469

Примечание. (*) Доля фракции представляет массовую долю твердого вещества, переходящего в раствор на определенном этапе обработки образца карбонатной породы 0.2N уксусной кислотой. (**) Концентрации Rb и Sr вычислены для каждой фракции с учетом ее массовой доли в твердом образце. (***) При вычислении первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr возраст карбонатных пород котуйканской и юсмастахской свит предполагался равным 1500 млн лет. Курсивом выделены образцы, данные для которых исключены из рассмотрения при хемостратиграфических построениях.

С учетом проведенной отбраковки, доли карбонатного материала, переходившего в раствор на первой и второй ступенях (фракциях L1 и L2) обработки 0.2 N CH₃COOH, для всех изученных образцов приблизительно одинаковы: 24–42 и 23–42% соответственно (табл. 2). Не наблюдается и существенных различий содержания Sr во фракциях L1 и L2 для индивидуальных образцов (для подавляющего большинства доломитов эти различия не превышают 25%), причем какая-либо систематическая разница в пользу одной из фракций также отсутствует.

В то же время содержания Rb во фракциях первой ступени растворения (L1) во всех доломитах, за исключением обр. 3087/2 юсмастахской свиты, значительно превышают его содержания во фракциях второй ступени (L2). То же можно сказать и об отношении Rb/Sr, которое для всех без исключения индивидуальных образцов во фракциях L1 много выше, чем во фракциях L2.

Переходя к результатам, полученным для индивидуальных стратиграфических подразделений, отметим, что после исключения отбракованных образцов 1076/2 и 1083/1 среднее значение измеренного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в материале первой ступени растворения (фракция L1) для оставшихся 6 образцов доломитов котуйканской свиты составляет 0.70635 ± 0.00094 (здесь и далее погрешности приведены на уровне двух стандартных отклонений ‒ 2σ_сред). В материале, растворяющемся на второй ступени (фракция L2), это значение (0.70526 ± 0.00036) меньше и имеет заметно меньшую погрешность. Для 8 доломитов нижней подсвиты юсмастахской свиты среднее значение измеренного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во фракции L1 равно 0.70673 ± 0.00094, а во фракции L2 ‒ 0.70519 ± 0.00026. В 13 доломитах верхней подсвиты юсмастахской свиты (при исключении отбракованного обр. 2059/1) среднее измеренное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в материале первой ступени растворения (L1) составляет 0.70600 ± 0.00036, во второй (L2) ‒ 0.70509 ± 0.00016.

U–Pb данные. Концентрации U и Pb и изотопный состав Pb ранее были определены в валовой карбонатной составляющей (ВСС – bulk carbonate constituent) 18 образцов доломитов (в 5 образцах котуйканской свиты и 13 образцах юсмастахской свиты; см. табл. 3 в статье Горохов и др., 2019). На графике в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb‒²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (рис. 4) 18 фигуративных точек, представляющих доломиты котуйканской свиты и нижней и верхней подсвит юсмастахской свиты, располагаются вдоль прямой линии, наклон которой отвечает возрасту 1513 ± 35 млн лет при СКВО = 3.4 (Горохов и др., 2019).

Таблица 3.

U–Pb аналитические данные для фракций доломитов билляхской серии, полученных при ступенчатом растворении в 0.5N HBr

Фракция	Доля фракции*, %	U**, мкг/г	Pb**, мкг/г	²³⁸U²⁰⁴Pb	²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb	²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb	²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb
Котуйканская свита, обр. 3075/2
L1	13	0.154	0.0352	294	23.608	16.101	37.324
L2	14	0.0272	0.0183	99.0	22.291	15.975	37.677
L3	16	0.0305	0.0293	69.0	21.782	15.911	37.573
L4	16	0.0319	0.038	56.4	23.413	16.070	37.342
L5	16	0.0494	0.0425	79.7	22.864	16.027	39.445
L6	24	–	0.421	–	25.238	16.245	36.919
IR	0.1	11.5 (0.035)	18.9 (0.057)	43.0	27.541	16.473	36.907
Юсмастахская свита (нижняя подсвита), обр. 3086/4
L1	14	0.105	0.211	32.8	20.979	15.864	38.780
L2	24	0. 485	0.118	27.6	21.786	15.946	39.098
L3	15	0.133	0.525	17.50	22.917	16.048	39.581
L4	20	0.306	1.49	14.04	22.725	16.022	39.473
L5	15	0.223	1.06	14.39	22.840	16.036	39.475
L6	10	0.222	1.35	11.11	22.070	15.963	39.044
IR	1	6.03 (0.217)	20.2 (0.439)	19.04	19.549	15.751	37.396
Юсмастахская свита (верхняя подсвита), обр. 3087/2
L1	13	0.191	0.0880	154.0	27.413	16.459	37.771
L2	15	0.116	0.0770	105.0	25.447	16.274	37.732
L3	17	0.193	0.232	61.8	30.107	16.711	37.757
L4	15	0.832	0.753	95.1	42.624	17.885	38.431
L5	12	0.247	0.370	50.8	32.682	16.957	37.738
L6	12	0.624	0.603	90.7	44.240	18.062	38.324
IR	0.2	1.68 (0.004)	25.3 (0.065)	4.10	18.291	15.579	36.518

Примечание. (*) Доля фракции представляет массовую долю твердого вещества, переходящего в раствор на определенной ступени обработки образца карбонатной породы 0.5N HBr. IR (insoluble residue) – остаток, не растворимый в 0.5N HBr. (**) Содержания U и Pb представляют концентрации этих элементов во фракциях, рассчитанные на массу растворенного вещества в каждой из фракций. Cодержания U и Pb в нерастворимом остатке ‒ IR без скобок также рассчитаны по отношению к массе оставшегося нерастворенным остатка, в скобках ‒ по отношению к общей навеске карбонатной породы, предназначенной для ступенчатого растворения.

Рис. 4.

Изохрона для доломитов билляхской серии в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb‒²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, построенная по результатам анализа валовой карбонатной составляющей образцов (Горохов и др., 2019). 1 – котуйканская свита, 2 – нижняя подсвита юсмастахской свиты, 3 – верхняя подсвита юсмастахской свиты.

В настоящей работе для каждого из этих стратиграфических подразделений (котуйканской свиты и нижней и верхней подсвит юсмастахской свиты) анализировался один из вышеупомянутых образцов с применением методики ступенчатого растворения, причем в этих образцах наряду с карбонатными фракциями анализировались и остатки, нерастворимые в 0.5 N HBr (табл. 3).

На рис. 5, где показаны результаты ступенчатого растворения доломитов билляхской серии в 0.5N HBr, прежде всего, обращает на себя внимание неоднородность отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb в карбонатном материале образцов, растворяющемся в последовательных порциях бромистоводородной кислоты одной и той же концентрации. Очевидно, это вызвано различием растворимости карбонатных фаз в пределах поверхностных слоев одного и того же образца из-за различия их химического состава (возникшего, например, в ходе процесса дедоломитизации) и/или зональностью минеральных зерен (в направлении от поверхности к их глубинным частям) в результате постседиментационного контакта карбонатных пород с варьирующими по составу эпигенетическими флюидами. Иногда эта неоднородность в пределах образца столь велика, что содержание и изотопный состав Pb в сумме выделенных фракций (табл. 3) не балансируются с аналогичными параметрами в валовой карбонатной составляющей тех же образцов (см. табл. 3 в статье Горохов и др., 2019). Этот результат, как в случае образцов нижней подсвиты юсмастахской свиты, по-видимому, является следствием ступенчатого растворения и анализа валовой карбонатной составляющей из разных навесок. Однако очень важно, что в первых двух (L1 – leachate-1 и L2 – leachate-2) фракциях, которые представляют изотопный состав Pb в 27–28% карбонатной составляющей изученных образцов, отношения ²³⁸U/²⁰⁴Pb выше, а ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb ниже тех, которые наблюдаются в более поздних фракциях. Можно полагать, что содержания U и Pb, как и изотопный состав последнего в этих начальных фракциях, отражают указанные выше постседиментационные изменения. В то же время в последующих (L3–L6) фракциях, характеризующихся относительно высокими значениями ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и низкими ²³⁸U/²⁰⁴Pb, изотопный состав Pb, вероятно, отвечает “наименее измененному” карбонатному материалу и может использоваться для изохронных построений в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и вычисления Pb–Pb возраста.

Рис. 5.

Вариации отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb в карбонатных фракциях доломитов билляхской серии в зависимости от доли растворенного вещества. (а) – котуйканская свита, (б) – нижняя подсвита юсмастахской свиты, (в) – верхняя подсвита юсмастахской свиты. Цифрами для каждой фракции приведены содержания Pb в мкг/г.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Карбонатные породы как источник хемостратиграфической информации

Карбонатные породы являются важным источником Sr- и С–O хемостратиграфической информации о глобальных и региональных событиях в их геологической истории, так как способны при определенных условиях отражать первичные Rb–Sr и С–О изотопные характеристики среды седиментации. Главным фактором, нарушающим эти характеристики, является воздействие низкотемпературных диа- и эпигенетических флюидов, которые формируются за счет преобразования рассеянного органического вещества и алюмосиликатных минералов, присутствующих в ассоциированных силикокластических и карбонатно-глинистых породах. В результате карбонатные породы обогащаются Mn, Fe и радиогенным ⁸⁷Sr и обедняются ¹³C и ¹⁸O относительно содержания этих компонентов в первичных карбонатных осадках (Drever, 1982; Veizer, 1983; Chaudhuri, Clauer, 1993; Knoll et al., 1995; Горохов, 1996; Сочава и др., 1996). Кроме того, заметный вклад в изменение изотопного состава углерода, кислорода и стронция вносят метеорные и глубинные воды, которые также отличаются по изотопному составу от морской воды и проникают в карбонатные породы во время поднятия территорий. В результате в доломитах формируются генерации карбонатов с собственными изотопно-геохимическими характеристиками, смещенными в сторону тех, что существовали в эпигенетических флюидах. При оценке степени сохранности первоначальных значений δ¹³С в карбонатных породах обычно используются геохимические критерии: величины отношений Мn/Sr, Fe/Sr, наличие или отсутствие ковариаций между Mn/Sr и δ¹³С, Fe/Sr и δ¹³С, а также между Mn/Sr и δ¹⁸O. Однако критерии сохранности Rb–Sr и тем более U–Pb систем для доломитов пока не найдены.

С-изотопная хемостратиграфия

Вариации значений δ¹⁸O и δ¹³C в изученном разрезе билляхской серии показаны на рис. 2. Высокое содержание углерода в доломитах в сочетании с низкой концентрацией этого элемента в эпигенетических растворах способствует сохранению первоначального значения δ¹³С в этих карбонатных породах. Однако взаимодействие карбонатных пород с метеорными и глубинными водами все же способно приводить к понижению величин δ¹⁸O и δ¹³С. В качестве одного из критериев сохранности первичных С-изотопных систем докембрийских карбонатов используется отношение Mn/Sr, пороговые значения которого для доломитов у разных авторов варьируют от Mn/Sr < 10 (Kaufman, Knoll, 1995; Knoll et al., 1995) до Mn/Sr < 6 (Семихатов и др., 2004, 2009; Кузнецов и др., 2006). Кроме того, важно, что для сходных изменений изотопных составов соотношение вода/порода в случае углерода должно быть на 2‒3 порядка выше, чем в случае кислорода. Поэтому изотопные отношения кислорода рассматриваются как чувствительный индикатор постседиментационных преобразований (Veizer, 1983). Показано, что диапазон вариаций δ¹⁸О в неизмененных (“лучших”) морских карбонатах верхнего протерозоя составляет ‒6.5 ± 2.5‰ (Veizer, Hoefs, 1976; Ray et al., 2003), а в эпигенетически измененных карбонатных породах опускается ниже ‒10‰ (Kaufman et al., 1993; Kaufman, Knoll, 1995; Knoll et al., 1995). Диагностика воздействия постседиментационных процессов на С-изотопные отношения проводится по наличию корреляции между δ¹⁸O и δ¹³С на соответствующих диаграммах, построенных для отдельных толщ, однако для изученных пород котуйканской и юсмастахской свит ясных корреляционных связей между значениями δ¹⁸O и δ¹³С не наблюдается.

Учитывая изложенное, в настоящей работе при выборе образцов доломитов, пригодных для реконструкции изотопного состава углерода в протерозойской морской воде, отдавалось предпочтение тем из них, которые не несут внешних признаков вторичных изменений, содержат низкую долю силикокластической примеси, характеризуются отношением Mn/Sr < 6, значениями δ¹⁸О ≥ ‒10‰ и достаточно удалены от поверхностей размыва. Значения δ¹⁸О (‒6.9…‒2.9‰) во всех неотбракованных образцах котуйканской и юсмастахской свит превышают пороговую величину ‒10‰ (табл. 1). Относительно высокие величины δ¹⁸O вполне объяснимы изотопным фракционированием при доломитизации и лучшей сохранностью кислородной изотопной системы в доломитах (Veizer, Hoefs, 1976; Land, 1980, 1992; Покровский, Герцев, 1993; Knoll et al., 1995; Сочава и др., 1996). Однако критерию Mn/Sr < 6 соответствуют (с учетом отбракованных образцов) в котуйканской свите лишь 1 образец из 6, а в юсмастахской – 9 из 19 (в нижней подсвите ‒ 4 из 8, в верхней – 5 из 11). Соответственно валидные значения δ¹³С составляют: в доломитах котуйканской свиты ‒0.7‰, в доломитах юсмастахской свиты от ‒0.4 до +0.8‰ (в нижней подсвите от ‒0.1 до +0.4‰, в верхней ‒ от ‒0.4 до +0.8‰). Таким образом, весь диапазон колебаний δ¹³С в карбонатных породах билляхской серии ограничен значениями от ‒0.7 до +0.8‰. Согласно современным представлениям об эволюции С-изотопного состава в позднедокембрийском (рифейском) океане, переход от значений δ¹³С, близких к нулевым, к варьирующим от ‒2.0 до +3.0‰ происходил в отложениях с возрастом около 1300 млн лет или моложе (Derry et al., 1992; Knoll et al., 1995; Kaufman, 1997; Kah et al., 1999; Bartley et al., 2001). Следовательно, судя по С-изотопным данным, подавляющая часть доломитов билляхской серии отлагалась ранее, чем 1300 млн лет назад.

Sr-изотопная хемостратиграфия

Первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатных фракциях L1 и L2 котуйканских доломитов, вычисленные в предположении, что возраст этих пород равен 1500 млн лет, для наименее измененных образцов колеблются соответственно в интервалах 0.70470–0.70737 (среднее 0.70582 ± 0.00104) и 0.70460–0.70577 (среднее 0.70493 ± 0.00042). При таком же предположении о возрасте доломитов юсмастахской свиты, первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во фракциях L1 и L2 для нижней подсвиты колеблются соответственно в диапазонах 0.70481–0.70759 (среднее 0.70586 ± 0.00062) и 0.70450–0.70535 (среднее 0.70487 ± 0.00022), а для верхней подсвиты ‒ в диапазонах 0.70484–0.70649 (среднее 0.70540 ± 0.00029) и 0.70462–0.70523 (среднее 0.70481 ± 0.00013).

Различия первичных отношений для индивидуальных образцов в парах L1–L2 составляют в котуйканской свите от 0.00010 до 0.00160, в нижнеюсмастахской подсвите от 0.00021 до 0.00234 и верхнеюсмастахской подсвите от 0.00017 до 0.00126, причем во всех случаях эти первичные отношения в материале второй ступени (L2) растворения меньше по абсолютной величине и показывают заметно меньший разброс, чем соответствующие значения для первой ступени (L1) (табл. 2). Этот факт является несомненным доказательством различия геохимической истории карбонатного материала, растворяющегося на разных ступенях кислотной обработки образцов. О том же свидетельствуют содержания Rb и отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr, которые для всех образцов во фракциях L1 больше, чем во фракциях L2. Таким образом, диапазон значений первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в неизмененном карбонатном материале билляхских доломитов составляет 0.70450–0.70577. Этот интервал еще сужается до 0.70450–0.70525, если из общей совокупности 28 доломитов билляхской серии удалить данные для 2 образцов (обр. 3075/2 ‒ котуйканская свита и обр. 3086/4 ‒ нижняя подсвита юсмастахской свиты), в которых значения первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr кажутся сравнительно завышенными и составляют соответственно 0.70577 и 0.70535.

Эволюция изотопного состава Sr в полученных ступенчатым растворением фракциях L1 и L2 всех изученных образцов карбонатных пород котуйканской и юсмастахской свит может быть показана с помощью аналогичных диаграмм, различающихся только временем формирования пород, первичными отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и содержаниями Rb и Sr в их карбонатном материале. Из типичной диаграммы, показанной на рис. 6, следует, что исходный карбонатный материал протерозойских пород билляхской серии возникал во время Т (несколько различающееся для каждой из изученных свит, если принимать в расчет их стратиграфическое положение) с первичным отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, равным ${\text{R}}_{{{\text{L}}2}}^{0}$. Изотопный состав Sr в этом материале эволюционировал вдоль прямой линии с наклоном, определяемым отношением (⁸⁷Rb/⁸⁶Sr)_L2 до точки R_L2 (сегодняшнего измеренного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во фракции L2). Во время Т_А для части исходного материала эволюция была нарушена в точке А₁ эпигенетическим геохимическим процессом. Этот геохимический процесс привнес в исходный карбонатный материал некоторое количество Rb и образовал (вероятно, главным образом во внешних слоях карбонатных зерен) фракцию L1. Соответствующее повышение отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr выразилось в увеличении наклона эволюционной прямой. Если бы геохимические изменения на этапе Т_А ограничились только изменением этого параметра, дальнейшая эволюция изотопного состава Sr в карбонатном материале фракции L1 происходила бы вдоль прямой с увеличенным наклоном (⁸⁷Rb/⁸⁶Sr)_L1, исходящей из точки А₁. В таком случае эволюция фракции L1 закончилась бы сегодня в точке R_А, а кажущееся первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, вычисленное для этой фракции и равное $\left( {{\text{R}}_{{\text{А}}}^{0}} \right),$ было бы ниже первичного отношения ${\text{R}}_{{{\text{L2}}}}^{{\text{0}}}{\text{.}}$ Однако экспериментально полученные первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (${\text{R}}_{{{\text{L1}}}}^{{\text{0}}}$ на рис. 6) для фракций L1 всех без исключения образцов карбонатных пород билляхской серии выше значений ${\text{R}}_{{{\text{L2}}}}^{{\text{0}}}{\text{.}}$ Поэтому кажется очевидным, что эпигенетический геохимический процесс во время Т_А, приведший к образованию фракции L1, обусловил не только изменение отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr, но и привнос в карбонатный материал некоторого количества радиогенного ⁸⁷Sr. Это увеличивало отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во фракции L1 и сдвигало точку А₁ на величину ΔR, т.е. перемещало состав этой фракции в точку А₂. Дальнейшая эволюция отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во фракции L1 происходила вдоль прямой с увеличенным наклоном (⁸⁷Rb/⁸⁶Sr)_L1 от точки А₂ до сегодняшнего измеренного значения R_L1. Вычисленное первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во фракции L1 $\left( {{\text{R}}_{{{\text{L1}}}}^{{\text{0}}}} \right)$ при этом, как и в реальности, оказывается выше, чем ${\text{R}}_{{{\text{L2}}}}^{{\text{0}}}{\text{.}}$

Рис. 6.

Эволюция отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в полученных ступенчатым растворением фракциях L1 и L2 образцов доломитов билляхской серии. Т – время возникновения исходного карбонатного материала доломитов билляхской серии; Т_А – время эпигенетического нарушения Rb–Sr систем для (предположительно внешних поверхностей) зерен доломитов; R_L1 и R_L2 – сегодняшние измеренные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во фракциях L1 и L2 доломитов соответственно; ${\text{R}}_{{{\text{L1}}}}^{{\text{0}}}$ – первичное отношение (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀, вычисленное из сегодняшних экспериментальных данных для фракции L1 доломитов; ${\text{R}}_{{{\text{L2}}}}^{{\text{0}}}$ – реальное первичное отношение (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ в карбонатном материале доломитов; ΔR – величина изменения изотопного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в материале доломитов, вызванного привносом радиогенного ⁸⁷Sr в ходе эпигенетического воздействия во время Т_А.

Отсюда, в частности, следует вывод, имеющий важное методологическое значение: при хемостратиграфических исследованиях введение поправок на содержание Rb, основанных на предположении о неизменности химического состава доломитов с момента их образования, в общем случае не является корректной процедурой и требует дополнительного обоснования. В применении к опубликованным ранее для доломитов билляхской серии Rb–Sr данным (Покровский, Виноградов, 1991) это означает, что высокие содержания Rb в этих породах заставляют проявлять осторожность при интерпретации вычисленных для них первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Pb–Pb геохронология

На основании данных ступенчатого растворения, для каждого из изученных таким образом образцов может быть получена геохронологическая информация. Соответствующие данные для доломитов котуйканской свиты приведены на рис. 7а. Все фигуративные точки L1–L6, отвечающие различным ступеням растворения карбонатной составляющей обр. 3075/2, в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb‒²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb располагаются вдоль прямой линии, наклон которой соответствует возрасту 1500 ± ± 130 млн лет при СКВО = 0.42. Заметим, что на эту прямую ложится и точка нерастворимого остатка обр. 3075/2 (массовая доля которого от общей навески образца составляла лишь 0.1%), причем данные для этого остатка не участвовали в вычислении параметров прямой.

Рис. 7.

Диаграммы ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb‒²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb для стратиграфических подразделений билляхской серии, построенные по карбонатным фракциям, полученным методом ступенчатого растворения. (а) – котуйканская свита, (б) – нижняя подсвита юсмастахской свиты, (в) – верхняя подсвита юсмастахской свиты. IR – нерастворимый остаток. Условные обозначения стратиграфических подразделений см. на рис. 4.

Близкая картина наблюдается и для результатов ступенчатого растворения обр. 3086/4 нижней подсвиты юсмастахской свиты (рис. 7б), где также все фигуративные точки L1‒L6, отвечающие различным ступеням растворения карбонатной составляющей обр. 3086/4, в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb‒²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb располагаются вдоль прямой линии, наклон которой соответствует возрасту 1470 ± 160 млн лет при СКВО = 0.48. Эта картина отличается от показанной на рис. 7а лишь тем, что точка нерастворимого остатка (массовая доля которого составляет 1% от общей навески образца) здесь значительно отклоняется от изохроны, определяющей возраст карбонатной составляющей изученного образца.

Фигуративные точки фракций, отвечающие всем изученным ступеням растворения (L1–L6) обр. 3087/2 верхней подсвиты юсмастахской свиты (рис. 7в), так же как и в рассмотренных выше случаях, образуют изохрону с возрастом 1520 ± 16 млн лет (СКВО = 1.6). Точка нерастворимого остатка (массовая доля которого составляет 0.2% от взятой навески) здесь, как и для образца 3075/2 котуйканской свиты, лежит на изохроне.

Объяснить различное поведение некарбонатной составляющей по отношению к карбонатному материалу трех исследованных стратиграфических подразделений различием их минерального состава не удалось. По результатам изучения с помощью сканирующего электронного микроскопа и рентгеновского фазового анализа нерастворимые в 0.5N HBr остатки котуйканской и обеих подсвит юсмастахской свиты состояли из кварца, калиевого полевого шпата, небольшого количества слюды и отдельных зерен оксидов железа, возможно магнетита и/или гематита, и качественно не отличались друг от друга. Остается предполагать, что различие поведения некарбонатного материала в изученных доломитах могло быть связано с различной степенью его дисперсности, которая в ходе диагенеза способствовала изотопному уравновешиванию этого материала с карбонатной составляющей в породах котуйканской свиты и верхней подсвиты юсмастахской свиты, но препятствовала этому процессу в нижней подсвите юсмастахской свиты.

Что касается карбонатной составляющей доломитов, изученных методом ступенчатого растворения, то из полученных Pb–Pb данных следует, что этот материал во всех подразделениях билляхской серии имеет одинаковые или близкие друг к другу возрасты. Однако с учетом результатов для этих подразделений, особенно полученных Rb–Sr методом, следует все же допустить, что поверхностные слои карбонатных зерен, массовая доля которых в изученных образцах составляет около 30%, претерпели в ходе геологической истории некоторые изменения своего химического и изотопного состава, повлиявшие на их U–Pb систематику. Это подтверждается и вариациями отношения ²³⁸U/²⁰⁴Pb, которое в первых (L1 и L2) фракциях ступенчатого растворения доломитов котуйканской свиты и обеих подсвит юсмастахской свиты значительно превышает это отношение в более поздних (L3–L6) фракциях. Поэтому кажется более корректным для окончательного вычисления Pb–Pb возраста доломитов билляхской серии использовать материалы ступенчатого растворения всех трех изученных образцов, начиная с фракций L3. При этом обычный в используемой методике отказ от включения в такие вычисления последних перед нерастворимым остатком карбонатных фракций (Овчинникова и др., 2012) здесь должен действовать только в отношении фракции L6 обр. 3086/4 нижней подсвиты юсмастахской свиты. Для остальных двух образцов (3075/2 и 3087/2) фигуративные точки нерастворимых остатков лежат на соответствующих изохронах, и возможное взаимодействие 0.5N HBr с материалами этих остатков в ходе ступенчатого растворения не способно привести к искажению вычисленного значения Pb–Pb возраста.

В итоге окончательный результат Pb–Pb датирования доломитов билляхской серии, представленный на рис. 8а, выражается значением 1519 ± 18 млн лет при СКВО = 1.8. В то же время для измененного карбонатного материала, предположительно слагающего поверхностные слои карбонатных зерен и представленного на рис. 8б фракциями L1–L2 ступенчатого растворения, значение Pb–Pb возраста составляет 1466 ± 54 млн лет при СКВО = = 0.6. Хотя большая погрешность последнего значения формально не позволяет говорить о времени геохимических изменений, проведенное изучение Rb–Sr и U–Pb систематики доломитов несомненно указывает на различную геохимическую историю поверхностного и глубинного материала карбонатных зерен. Однако недостаточность имеющейся информации не позволяет идентифицировать геологические процессы, приведшие к нарушению замкнутости геохимических систем в поверхностных слоях зерен доломита. Также остается пока неясной и природа флюидной активности, вызывавшей перекристаллизацию и появление новых генераций иллита в тонких аргиллитовых прослоях всех свит билляхской серии (Горохов и др., 1997, 2001).

Рис. 8.

Диаграммы ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb‒²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb для карбонатных фракций доломитов билляхской серии, полученных методом ступенчатого растворения. (а) – по фракциям L3–L6, (б) – по фракциям L1–L2. Условные обозначения стратиграфических подразделений см. на рис. 4.

Значение возраста 1519 ± 18 млн лет, полученное методом ступенчатого растворения, в пределах аналитической погрешности согласуется с недавно опубликованной для этих пород Pb–Pb датировкой по валовым пробам (1513 ± 35 млн лет; Горохов и др., 2019), но, в отличие от последней, относится к наименее измененному (предположительно “первичному”) карбонатному веществу доломитов, учитывая доказанное существование в изученных породах некоторого количества материала с искаженными хемостратиграфическими и геохронологическими характеристиками.

Сравнение хемостратиграфических и геохронологических характеристик анабарских отложений с аналогичными характеристиками близких по возрасту карбонатных пород в других районах мира

Полученные изотопно-геохронологические и С- и Sr-хемостратиграфические характеристики доломитов билляхской серии можно сравнить с соответствующими величинами в карбонатных породах, находящихся в едином возрастном диапазоне с котуйканской и юсмастахской свитами.

Терригенно-доломитовая кютингдинская свита Оленекского поднятия Северной Сибири в верхней части рассечена силлом, который содержит бадделеит с U–Pb возрастом 1473 ± 24 млн лет (Wingate et al., 2009). Первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в образце доломита из этой свиты, который включает <1% силикокластической примеси и имеет отношение Mn/Sr 6.6, составляет 0.70465 (Горохов и др., 1995).

Мощная (от 0.6 до 4.5 км) преимущественно доломитовая камовская серия Байкитской антеклизы представляет глубокопогруженный карбонатный чехол в юго-западной части Сибирской платформы. В отложениях камовской серии обнаружены микрофитолиты и акантоморфные акритархи Tappania plana, которые, однако, могут рассматриваться лишь как указания на ее ранне-среднерифейский возраст (Наговицин и др., 2010). Проведенное недавно Pb–Pb датирование карбонатных пород камовской серии по валовым пробам (Горохов и др., 2021) показало, что их возраст составляет 1490–1510 млн лет, а Rb–Sr датирование глауконитов долгоктинской свиты (Зайцева и др., 2019) отразило этап диагенетической перекристаллизации осадков нижней части камовской серии около 1340 млн лет назад. Значения δ¹³С в доломитах камовской серии варьируют преимущественно в пределах от –0.5 до +1.5‰ (Хабаров и др., 2002), а первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ‒ от 0.7049 до 0.7053.

Бурзянская серия, стратотип нижнего рифея на Южном Урале, включает две согласно залегающие карбонатсодержащие свиты – саткинскую и бакальскую. Pb–Pb возрасты известняков названных свит равны 1550 ± 30 и 1430 ± 30 млн лет соответственно (Кузнецов и др., 2003а, 2005, 2008). U–Pb возраст цирконов из габброидов (1389 ± 28 млн лет; Ронкин и др., 2007) и гранитов рапакиви (1386 ± 5 млн лет; Пучков и др., 2013), прорывающих саткинские карбонаты, а также U–Pb возраст бадделеита из диабазов Главной дайки, рвущей отложения бакальской свиты (1385 ± ± 1.4 млн лет; Пучков и др., 2013), ограничивают минимальный возрастной предел карбонатных пород бурзянской серии. Интервалы вариаций δ¹³С (от –0.7 до 0.0‰) и отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (от 0.70460 до 0.70494) в карбонатах саткинской и бакальской свит (Семихатов и др., 2009) совпадают с интервалом вариаций этих параметров в доломитах билляхской серии.

Надсерия Белт (Скалистые горы Северной Америки) содержит в базальных и терминальных горизонтах синседиментационные силлы с U–Pb возрастом цирконов 1468 ± 3 и 1401 ± 6 млн лет (Sears et al., 1998; Ross, Villeneuve, 2003). Значения δ¹³С в карбонатах формаций Хелена и Сайх надсерии Белт колеблются от –0.8 до +2.5‰ (Hall, Veizer, 1996), приближаясь к диапазону в доломитах юсмастахской свиты. В той же надсерии в двух образцах известняков из формации Ньюленд с относительно низкими отношениями Mn/Sr (0.27 и 0.40) значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr составляют 0.70484 и 0.70514 (Hall, Veizer, 1996).

Таким образом, приведенные данные определяют соответствие полученных в настоящей работе хемостратиграфических характеристик (значений δ¹³С от ‒0.7 до +0.8‰ и отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в интервале 0.70450‒0.70525) для доломитов билляхской серии этим величинам (соответственно от ‒1.8 до +2.5‰ и 0.70460‒0.70494) в близких по возрасту карбонатных осадках, отложенных 1550–1470 млн лет назад.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Новая информация об условиях и времени образования билляхских доломитов получена при помощи усовершенствованных методик изучения их Rb–Sr и U–Pb систематики, включавших ступенчатое растворение. В Rb–Sr методике предварительное выщелачивание раствором ацетата аммония, использовавшееся нами в целом ряде предыдущих исследований (Горохов и др., 1995; Кузнецов и др., 1997, 2003б, 2006, 2008), заменено химическим удалением значительной части образца и последующим частичным растворением оставшейся части с помощью уксусной кислоты (Li et al., 2011; Горохов и др., 2018). Образцы карбонатных пород при этом обрабатывались разбавленным раствором уксусной кислоты в объемах, вычисленных таким образом, чтобы последовательно растворить около одной трети и затем еще одну треть измельченного в порошок материала. Фракция, полученная на первой ступени растворения, вероятно, представляет поверхностные слои карбонатных зерен, в той или иной мере подвергшиеся эпигенетическим изменениям, тогда как состав фракции второй ступени растворения в значительной степени характеризует первичный карбонатный материал, свойственный среде формирования доломитов.

Эпигенетические геохимические процессы приводили к привносу в билляхские доломиты (по-видимому, во внешние слои карбонатных зерен) Rb и изменению в них отношения ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr. Помимо этого, в ходе эпигенеза в карбонатный материал доломитов добавлялось некоторое количество радиогенного ⁸⁷Sr. Вычисленные значения первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr во всех образцах доломитов билляхской серии для фракций второй ступени растворения меньше по абсолютной величине и показывают заметно меньший разброс, чем соответствующие значения для первой ступени. Этот факт является несомненным доказательством различия геохимической истории карбонатного материала, растворяющегося на разных ступенях кислотной обработки образцов. Таким образом, выполненная работа подтвердила целесообразность и перспективность применения описанной методики для изучения Rb–Sr систематики доломитов.

В первых двух фракциях ступенчатого растворения доломитов в бромистоводородной кислоте, которые представляют изотопный состав Pb в одной трети карбонатного материала изученных образцов, отношения ²³⁸U/²⁰⁴Pb существенно выше, а ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb ниже тех, которые наблюдаются в более поздних фракциях. Можно полагать, что изотопный состав Pb в этих начальных фракциях отражает указанные выше эпигенетические изменения, тогда как в последующих фракциях, характеризующихся относительно низкими значениями ²³⁸U/²⁰⁴Pb и высокими значениями ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, он отвечает “наименее измененному” карбонатному материалу и может использоваться для изохронных построений в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и вычисления Pb–Pb возраста.

Реконструкция С-изотопных характеристик среды седиментации с использованием геохимических критериев пригодности доломитов (Mn/Sr < 6 и δ¹⁸О ≥ ‒10‰) для хемостратиграфических построений определяет значение δ¹³C в доломитах котуйканской свиты на уровне ‒0.7‰, а интервал вариаций в доломитах юсмастахской свиты от ‒0.4 до +0.8‰ (в нижней подсвите от ‒0.1 до +0.4‰, в верхней ‒ от ‒0.4 до +0.8‰). Таким образом, весь диапазон колебаний δ¹³С в карбонатных породах билляхской серии ограничен значениями от ‒0.7 до +0.8‰.

Полученные при помощи методики ступенчатого растворения первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в наименее измененном карбонатном материале доломитов билляхской серии составляют: в котуйканской свите ‒ 0.70502 ± 0.00029, в нижней подсвите юсмастахской ‒ 0.70519 ± 0.00026 и в верхней подсвите юсмастахской свиты ‒ 0.70511 ± 0.00018. Сопоставление интервалов вариаций первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (соответственно 0.70460‒0.70499, 0.70450‒0.70525 и 0.70462‒0.70523) и значений δ¹³C в доломитах котуйканской свиты и нижне- и верхнеюсмастахской подсвит не позволяет различить эти подразделения на основе хемостратиграфических характеристик и указывает на недостаточную обоснованность предположений о различии их возраста.

Pb–Pb анализ фракций ступенчатого растворения для доломитов котуйканской и юсмастахской свит билляхской серии дает прямую изотопно-геохронологическую характеристику осадочных пород рифейского чехла Анабарского поднятия. Pb–Pb возраст, установленный по образцам двух свит, равен 1519 ± 18 млн лет, что в сочетании с опубликованным ранее Rb–Sr возрастом глауконита нижележащей усть-ильинской свиты (1483 ± 10 млн лет; Горохов и др., 1991; Gorokhov et al., 1991) значительно сокращает стратиграфический объем осадочной последовательности, объединяемой под названием “билляхская серия”, и подтверждает ее принадлежность к нижнему рифею (Семихатов и др., 2015; Горохов и др., 2019). Из полученных данных следует, что заложение раннерифейского палеобассейна на Анабарском поднятии произошло в ходе инициализации внутриплитного растяжения Сибирского кратона в начале мезопротерозоя около 1.52 млрд назад. Заполнение этого палеобассейна, объединяющего отложения терригенной мукунской и карбонатной билляхской серий, завершилось до внедрения габбро-долеритовых даек и силлов котуйканского комплекса и становления Куонамской магматической провинции (Wingate et al., 2009; Эрнст и др., 2016).

Благодарности. Авторы благодарны Э.М. Прасолову (Центр изотопных исследований Геологического института им. А.П. Карпинского, Санкт-Петербург), выполнившему часть измерений изотопного состава С и О в доломитах, А.А. Рясному (Геологический институт им. А.П. Карпинского, Санкт-Петербург) за помощь в литолого-петрографическом изучении доломитов, а также Т.Л. Турченко и О.Л. Галанкиной (ИГГД РАН) за предоставленные результаты изучения химического и минералогического состава нерастворимой карбонатной составляющей доломитов. Выражаем свою признательность А.Б. Котову и С.И. Школьник за благожелательные рецензии и полезные предложения, способствовавшие улучшению рукописи.

Источники финансирования. Работа выполнена при финансовой поддержке РНФ (проект № 18-17-00247-П).

Список литературы

Бибикова Е.В., Белов А.Н., Розен О.М. Изотопное датирование метаморфических пород Анабарского щита // Архей Алданского шита и проблемы ранней эволюции Земли. Ред. Марков М.С. М.: Наука, 1988. С. 122–133.
Вейс А.Ф., Воробьева Н.Г. Микрофоссили рифея и венда Анабарского массива // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1992. № 1. С. 114–130.
Вейс А.Ф., Петров П.Ю., Воробьева Н.Г. Геохронологический и биостратиграфический подходы к реконструкции истории докембрийской биоты: новые находки микрофоссилий в рифее западного склона Анабарского поднятия // Докл. Акад. наук. 2001. Т. 378. № 4. С. 511–517.
Глуховский М.З., Кузьмин М.И., Баянова Т.Б., Баженова Г.Н., Лялина Л.М., Серов П.А. Автономные анортозиты Анабарского щита: возраст, геохимия и механизм образования // Докл. акад. наук. 2015. Т. 464. № 4. С. 457–463.
Горохов И.М. Диагенез карбонатных осадков: геохимия рассеянных элементов и изотопов стронция // Литология и палеогеография. Вып. 4. СПб.: Изд-во Санкт-Петербургского ун-та, 1996. С. 141–164.
Горохов И.М., Семихатов М.А., Друбецкой Е.Р., Ивановская Т.А., Кутявин Э.П., Мельников Н.Н., Турченко Т.Л., Ципурский С.И., Яковлева О.В. Rb–Sr и K–Ar возраст осадочных геохронометров нижнего рифея Анабарского массива // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1991. № 7. С. 17–32.
Горохов И.М., Семихатов М.А., Баскаков А.В., Кутявин Э.П., Мельников Н.Н., Сочава А.В., Турченко Т.Л. Изотопный состав стронция в карбонатных породах рифея, венда и нижнего кембрия Сибири // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3. № 1. 3–33.
Горохов И.М., Мельников Н.Н., Турченко Т.Л., Кутявин Э.П. Rb–Sr систематика пелитовых фракций в нижнерифейских аргиллитах: усть-ильинская свита, Анабарский массив, Северная Сибирь // Литология и полезн. ископаемые. 1997. № 5. С. 530–539.
Горохов И.М., Семихатов М.А., Мельников Н.Н., Турченко Т.Л., Константинова Г.В., Кутявин Э.П. Rb–Sr геохронология среднерифейских аргиллитов юсмастахской свиты, Анабарский массив, Северная Сибирь // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2001. Т. 9. № 3. С. 3–24.
Горохов И.М., Семихатов М.А., Турченко Т.Л., Петров П.Ю., Мельников Н.Н., Константинова Г.В., Кутявин Э.П. Rb–Sr геохронология вендских аргиллитов старореченской свиты (Анабарский массив, Северная Сибирь) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18. № 5. С. 16–27.
Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Константинова Г.В., Липенков Г.В., Дубинина Е.О., Бигун И.В. Карбонатные породы пограничных рифей-вендских отложений Анабарского поднятия: изотопная (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, δ¹³C, δ¹⁸O) систематика и хемостратиграфические следствия // Докл. акад. наук. 2018. Т. 482. № 4. С. 434–438.
Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Васильева И.М., Ризванова Н.Г., Липенков Г.В., Дубинина Е.О. Раннерифейская билляхская серия Анабарского поднятия, Северная Сибирь: изотопная С–О геохимия и Pb–Pb возраст доломитов // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2019. Т. 27. № 5. С. 19–35.
Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1000000 (третье поколение). Серия Анабаро-Вилюйская. Лист R-48 – Хатанга. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2016. 293 с. (Минприроды России, Роснедра, ФГУП “ВСЕГЕИ”).
Гусев Н.И., Сергеева Л.Ю., Ларионов А.Н., Скублов С.Г. Реликты эоархейской континентальной коры Анабарского щита, Сибирский кратон // Петрология. 2020. Т. 28. № 2. С. 115–138.
Зайцева Т.С., Семихатов М.А., Горохов И.М., Сергеев В.Н., Кузнецов А.Б., Ивановская Т.А., Мельников Н.Н., Константинова Г.В. Изотопная геохронология и биостратиграфия рифейских отложений Анабарского массива, Северная Сибирь // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2016. Т. 24. № 6. С. 3–29.
Зайцева Т.С., Кузнецов А.Б., Иванова Н.А., Масленников М.А., Пустыльникова В.В., Турченко Т.Л., Наговицин К.Е. Rb–Sr возраст рифейских глауконитов камовской серии, Байкитская антеклиза Сибирской платформы // Докл. Акад. наук. 2019. Т. 488. № 1. С. 52–57.
Злобин М.Н. О расчленении билляхской серии синийского комплекса // Ученые записки НИИГА. Региональная геология. 1968. Вып. 13. С. 135–143.
Злобин М.Н., Голованов Н.П. Стратиграфический очерк верхнедокембрийских отложений западного склона Анабарского поднятия (р. Котуйкан) // Опорный разрез верхнедокембрийских отложений западного склона Анабарского поднятия. Л.: НИИГА, 1970. С. 6–20.
Каурова О.К., Овчинникова Г.В., Горохов И.М. U–Th–Pb систематика докембрийских карбонатных пород: определение возраста формирования и преобразования карбонатных осадков // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18. № 3. С. 27–44.
Комар Вл.А. Строматолиты верхнедокембрийских отложений севера Сибирской платформы и их стратиграфическое значение. М.: Наука, 1966. 148 с. (Труды Геол. ин-та АН СССР. Вып. 154).
Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Семихатов М.А., Мельников Н.Н., Козлов В.И. Изотопный состав стронция в известняках инзерской свиты стратотипа верхнего рифея, Южный Урал // Докл. Акад. наук. 1997. Т. 353. № 2. С. 249–254.
Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Горохов И.М., Каурова О.К., Крупенин М.Т., Маслов А.В. Sr-изотопная характеристика и Pb–Pb возраст известняков бакальской свиты (типовой разрез нижнего рифея, Южный Урал) // Докл. Акад. наук. 2003а. Т. 391. № 6. С. 794–798.
Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И.М., Мельников Н.Н., Константинова Г.В., Кутявин Э.П. Изотопный состав Sr в карбонатных породах каратавской серии Южного Урала и стандартная кривая вариаций отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в позднерифейском океане // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2003б. Т. 11. № 5. С. 3–39.
Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Крупенин М.Т., Горохов И.М., Маслов А.В., Каурова О.К., Эльмис Р. Формирование и преобразование карбонатных пород и сидеритовых руд бакальской свиты нижнего рифея (Южный Урал): Sr-изотопная характеристика и Pb–Pb возраст // Литология и полезн. ископаемые. 2005. № 3. С. 227–249.
Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Маслов А.В., Горохов И.М., Прасолов Э.М., Крупенин М.Т. Sr- и С-изотопная хемостратиграфия типового разреза верхнего рифея (Южный Урал): новые данные // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14. № 6. С. 25–53.
Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Семихатов М.А., Горохов И.М., Каурова О.К., Крупенин М.Т., Васильева И.М., Гороховский Б.М., Маслов А.В. Sr изотопная характеристика и Pb–Pb возраст карбонатных пород саткинской свиты, нижнерифейская бурзянская серия Южного Урала // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2008. Т. 16. № 2. С. 16–34.
Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И.М. Возможности стронциевой изотопной хемостратиграфии в решении проблем стратиграфии верхнего протерозоя (рифея и венда) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2014. Т. 22. № 6. С. 3–25.
Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И.М. Стронциевая изотопная хемостратиграфия: основы метода и его современное состояние // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2018. Т. 26. № 4. С. 3–23.
Мельников Н.Н. Эффективность метода двойного изотопного разбавления при масс-спектрометрическом анализе свинца для геохронологии // Геохимия. 2010. № 8. С. 876–886.
Наговицин К.Е., Станевич А.М., Корнилова Т.А. Стратиграфическое положение и возраст высокоорганизованных биот с Tappania в Сибири // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 11. С. 1531–1538.
Овчинникова Г.В., Семихатов М.А., Горохов И.М., Беляцкий Б.В., Васильева И.М., Левский Л.К. U–Pb систематика докембрийских карбонатов: рифейская сухотунгусинская свита Туруханского поднятия Сибири // Литология и полезн. ископаемые. 1995. № 5. С. 525–536.
Овчинникова Г.В., Васильева И.М., Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Гороховский Б.М., Левский Л.К. U–Pb систематика карбонатных пород протерозоя: инзерская свита стратотипа верхнего рифея (Южный Урал) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1998. Т. 6. № 4. С. 20–31.
Овчинникова Г.В., Васильева И.М., Семихатов М.А., Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Гороховский Б.М., Левский Л.К. Возможности Pb–Pb датирования карбонатных пород с открытыми U–Pb системами: миньярская свита стратотипа верхнего рифея, Южный Урал // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000. Т. 8. № 6. С. 3–19.
Овчинникова Г.В., Семихатов М.А., Васильева И.М., Горохов И.М., Каурова О.К., Подковыров В.Н., Гороховский Б.М. Pb–Pb возраст известняков среднерифейской малгинской свиты, Учуро-Майский регион Восточной Сибири // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2001. Т. 9. № 6. С. 3–16.
Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Васильева И.М., Горохов И.М., Летникова Е.Ф., Гороховский Б.М. U–Pb возраст и Sr-изотопная характеристика надтиллитовых известняков неопротерозойской цаганоломской свиты, бассейн р. Дзабхан, Западная Монголия // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 6. С. 28–40.
Петров П.Ю. Фациальная характеристика и особенности терригенной седиментации мукунской серии (нижний рифей Анабарского поднятия Сибири) // Литология и полезн. ископаемые. 2011. № 2. С. 185–208.
Петров П.Ю. Мукунский бассейн: обстановки, параметры палеосреды и факторы континентальной терригенной седиментации раннего мезопротерозоя (нижний рифей Анабарского поднятия Сибири) // Литология и полезн. ископаемые. 2014. № 1. С. 60–88.
Покровский Б.Г., Виноградов В.И. Изотопный состав стронция, кислорода и углерода в верхнедокембрийских карбонатах западного склона Анабарского поднятия (р. Котуйкан) // Докл. АН СССР. 1991. Т. 320. № 5. С. 1245–1250.
Покровский Б.Г., Герцев Д.О. Верхнедокембрийские карбонаты с аномально легким изотопным составом углерода (юг Средней Сибири) // Литология и полезн. ископаемые. 1993. № 1. С. 64–80.
Пучков В.Н., Краснобаев А.А., Сергеева Н.Д. Новое в стратиграфии стратотипического разреза рифея // Общая стратиграфическая шкала России: состояние и проблемы обустройства. Всероссийская конференция, Москва, 23–25 мая 2013 г. Сборник статей. Отв. ред. Федонкин М.А. М.: ГИН РАН, 2013. С. 70–72.
Розен О.М., Журавлев Д.З., Суханов М.К., Бибикова Е.В., Злобин В.Л. Изотопно-геохимические и возрастные характеристики раннепротерозойских террейнов, коллизионных зон и связанных с ними анортозитов на северо-востоке Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2000. Т. 41. № 2. С. 163–179.
Ронкин Ю.Л., Маслов А.В., Казак А.П., Матуков Д.И., Лепихина О.П. Граница нижнего и среднего рифея на Южном Урале: новые изотопные U–Pb SHRIMP-II ограничения // Докл. Акад. наук. 2007. Т. 415. № 3. С. 370–376.
Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Константинова Г.В., Мельников Н.Н., Подковыров В.Н., Кутявин Э.П. Низкое отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в гренвильском и постгренвильском палеоокеане: определяющие факторы // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2002. Т. 10. № 1. С. 3–46.
Семихатов М.А., Овчинникова Г.В., Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Каурова О.К., Петров П.Ю. Pb–Pb изохронный возраст и Sr-изотопная характеристика верхнеюдомских карбонатных отложений (венд Юдомо-Майского прогиба, Восточная Сибирь) // Докл. Акад. наук. 2003. Т. 393. № 1. С. 83–87.
Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Подковыров В.Н., Бартли Дж., Давыдов Ю.В. Юдомский комплекс стратотипической местности: С-изотопные хемостратиграфические корреляции и соотношение с вендом // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2004. Т. 12. № 5. С. 3–28.
Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Маслов А.В., Горохов И.М., Овчинникова Г.В. Cтратотип нижнего рифея – бурзянская серия Южного Урала: литостратиграфия, палеонтология, геохронология, Sr- и C-изотопные характеристики карбонатных пород // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2009. Т. 17. № 6. С. 17–45.
Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Чумаков Н.М. Изотопный возраст границ общих стратиграфических подразделений верхнего протерозоя (рифея и венда) России: эволюция взглядов и современная оценка // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2015. Т. 23. № 6. С. 16–27.
Сергеев В.Н., Воробьева Н.Г., Петров П.Ю. Новые местонахождения рифейских микробиот в билляхской серии Северного Прианабарья (бассейн р. Фомич): к вопросу о биостратиграфии рифея Сибирской платформы // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 15. № 1. С. 3–14.
Серебряков С.Н. Особенности формирования и размещения рифейских строматолитов Сибири. М.: Наука, 1975. 160 с.
Смелов А.П., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Березкин В.И., Кравченко А.А., Добрецов В.Н., Великославинский С.Д., Яковлева С.З. Возраст и продолжительность формирования билляхской зоны тектонического меланжа, Анабарский щит // Петрология. 2012. Т. 20. № 3. С. 315–330.
Сочава А.В., Подковыров В.Н., Виноградов Д.П. Вариации изотопного состава углерода и кислорода в карбонатных породах венда–нижнего кембрия Уринского антиклинория (юг Сибирской платформы) // Литология и полезн. ископаемые. 1996. № 3. С. 279–289.
Степанюк Л.М. Уран-свинцовый возраст гранитов Анабарского щита // Раннедокембрийские образования центральной части Арктики и связанные с ними полезные ископаемые. Л.: НИИГА, 1974. С. 76–83.
Степанюк Л.М. Уран-свинцовый возраст микроклиновых гранитов Анабарского щита // Докл. АН УССР. 1991. № 10. С. 127–129.
Стратиграфия синийских и кембрийских отложений северо-востока Сибирской платформы. Ред. Ткаченко Б.В. Л.: Гостоптехиздат, 1959. 211 с. (Труды НИИГА. Т. 101).
Хабаров Е.М., Пономарчук В.А., Морозова И.П., Вараксина И.В., Сараев С.В. Вариации уровня моря и изотопного состава карбонатного углерода в рифейском бассейне западной окраины Сибирского кратона (Байкитская антеклиза) // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 3. С. 211–239.
Худолей А.К., Молчанов А.В., Округин А.В., Бережная Н.Г., Матуков Д.И., Сергеев С.А. Эволюция фундамента севера Сибирской платформы по данным U–Pb датирования обломочных цирконов в песчаниках мукунской серии, Анабарский щит // Фундаментальные проблемы геотектоники. Материалы XL тектонического совещания. Ред. Карякин Ю.В. М.: ГЕОС, 2007. Т. 2. С. 333–335.
Шпунт Б.Р., Шаповалова И.Г., Шамшина Э.А. Поздний докембрий севера Сибирской платформы. Новосибирск: Наука, 1982. 22 с.
Эрнст Р.Е., Округин А.В., Веселовский Р.В., Камо С.Л., Гамильтон М.А., Павлов В.Э., Седерлунд У., Чемберлейн К.Р., Роджерс К. Куонамская крупная изверженная провинция (север Сибири, 1501 млн лет): U–Pb геохронология, геохимия и корреляция с синхронным магматизмом других кратонов // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 5. С. 833–855.
Adams J.E., Rhodes M.L. Dolomitization by seepage refluxion // AAPG Bull. 1960. V. 44. № 12. P. 1912–1920.
Al-Aasm I.S., Packard J.J. Stabilization of early-formed dolomite: a tale of divergence from two Mississippian dolomites // Sediment. Geol. 2000. V. 131. № 3–4. P. 97–108.
Asmerom Y., Jacobsen S.B., Knoll A.H., Butterfield N.J., Swett K. Strontium isotopic variations of Neoproterozoic seawater: implications for crustal evolution // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. V. 55. № 10. P. 2883–2894.
Azomani E., Azmy K., Blamey N., Brand U., Al-Aasm I. Origin of Lower Ordovician dolomites in eastern Laurentia: controls on porosity and implications from geochemistry // Mar. Petrol. Geol. 2013. V. 40. P. 99–114.
Babinski M., Chemale F., Jr., Van Schmus W.R. The Pb/Pb age of the Minas Supergroup carbonate rocks, Quadrilátero Ferrifero, Brazil // Precambrian Res. 1995. V. 72. № 3–4. P. 235–245.
Babinski M., Van Schmus W.R., Chemale F., Jr. Pb–Pb dating and Pb isotope geochemistry of Neoproterozoic carbonate rocks from the São Francisco basin, Brazil: implications for the mobility of Pb isotopes during tectonism and metamorphism // Chem. Geol. 1999. V. 160. № 3. P. 175–199.
Babinski M., Vieira L.C., Trindade R.I.F. Direct dating of the Sete Lagoas cap carbonate (Bambuı´ Group, Brazil) and implications for the Neoproterozoic glacial events // Terra Nova. 2007. V. 19. № 6. P. 401–406.
Badiozamani K. The Dorag dolomitization model – application to the middle Ordovician of Wisconsin // J. Sediment. Petrol. 1973. V. 43. № 4. P. 965–984.
Bailey T.R., McArthur J.M., Prince H., Thirwall M.F. Dissolution methods for strontium isotope stratigraphy: whole-rock analysis // Chem. Geol. 2000. V. 167. № 3–4. P. 313–319.
Baker P.A., Kastner M. Constraints on the formation of sedimentary dolomite // Science. 1981. V. 213. № 4504. P. 214–216.
Bartley J.K., Semikhatov M.A., Kaufman A.J., Knoll A.H., Pope M.C., Jacobsen S.B. Global events across the Mesoproterozoic–Neoproterozoic boundary: C and Sr isotopic evidence from Siberia // Precambrian Res. 2001. V. 111. № 1–4. P. 165–202.
Bellefroid E.J., Planavsky N.J., Miller N.R., Brand U., Wang C. Case studies on the utility of sequential carbonate leaching for radiogenic strontium isotope analysis // Chem. Geol. 2018. V. 497. P. 88–99.
Braithwaite C.J.R. Dolomites, a review of origins, geometry and textures // Trans. R. Soc. Edinburgh, Earth Sci. 1991.V. 82. № 2. P. 99–112.
Chaudhuri S., Clauer N. Strontium isotope compositions and potassium and rubidium contents of formation waters in sedimentary basins: clues to the origin of the solutes // Geochim. Cosmochim. Acta. 1993. V. 57. № 3. P. 429–437.
Chen D.Z., Qing H.R., Yang C. Multistage hydrothermal dolomites in the middle Devonian (Givetian) carbonates from the Guilin area, South China // Sedimentology. 2004. V. 51. № 5. P. 1029–1051.
Chen X., Zhou Y., Shields G.A. Progress towards an improved Precambrian seawater ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr curve // Earth-Sci. Rev. 2021. V. 224. Article 103869.
Davies G.R., Smith L.B. Structurally controlled hydrothermal dolomite reservoir facies: an overview // AAPG Bull. 2006. V. 90. № 11. P. 1641–1690.
Derry L.A., Kaufman A.J., Jacobsen S.B. Sedimentary cycling and environmental change in the Late Proterozoic: evidence from stable and radiogenic isotopes // Geochim. Cosmochim. Acta. 1992. V. 56. № 3. P. 1317–1329.
Drever J.I. The geochemistry of natural water. Cambridge: Prentice Hall, 1982. 388 p.
Ernst R.E., Buchan K.L., Hamilton M.A., Okrugin A.V., Tomshin M.D. Integrated paleomagnetism and U–Pb geochronology of mafic dikes of the eastern Anabar Shield region, Siberia: implications for Mesoproterozoic paleolatitude of Siberia and comparison with Laurentia // J. Geol. 2000. V. 108. № 3. P. 381–401.
Feng M., Wu P., Qiang Z., Liu X., Duan Y., Xia M. Hydrothermal dolomite reservoir in the Precambrian Dengying Formation of central Sichuan Basin, Southwestern China // Mar. Petrol. Geol. 2017. V. 82. P. 206–219.
Frei R., Villa I.M., Nagler Th.F., Kramers J.D., Przybylowicz W.J., Prozesky V.M., Hofmann B.A., Kamber B.S. Single mineral dating by Pb–Pb step-leaching method. Assessing the mechanisms // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. V. 61. № 2. P. 393–414.
Galindo C., Casquet C., Rapela C., Pankhurst R.J., Baldo E., Saavedra J. Sr, C and O isotope geochemistry and stratigraphy of Precambrian and lower Paleozoic carbonate sequences from the Western Sierras Pampeanas of Argentina: tectonic implications // Precambrian Res. 2004. V. 131. № 1–2. P. 55–71.
Gorokhov I.M., Semikhatov M.A., Drubetskoy Ye.R., Ivanovskaya T.A., Kutyavin E.P., Mel’nikov N.N., Turchenko T.L., Tsipurskiy S.I., Yakovleva O.V. Rb–Sr and K–Ar dating of pelletal and dispersed phyllosilicates of Lower Riphean sedimentary strata of the Anabar Shield // Int. Geol. Rev. 1991. V. 33. № 8. P. 807–821.
Gregg J.M., Shelton K.L. Dolomitization and dolomite neomorphism in the back reef facies of the Bonneterre and Davis formations (Cambrian), southeastern Missouri // J. Sediment. Petrol. 1990. V. 60. № 4. P. 549–562.
Guo C., Chen D., Qing H., Dong S., Li G., Wang D., Qian Y., Liu C. Multiple dolomitization and later hydrothermal alteration on the Upper Cambrian-Lower Ordovician carbonates in the northern Tarim Basin, China // Mar. Petrol. Geol. 2016. V. 72. P. 295–316.
Hajri H., Abdallah H. Fluid flow and late diagenesis of fault-infill carbonates in the Aptian dolostones at Jabel Semmama, Kasserine area, western-central Tunisia // Mar. Petrol. Geol. 2020. V. 111. P. 1–20.
Hall S., Veizer J. Geochemistry of Precambrian carbonates: VII. Belt Supergroup, Montana and Idaho, USA // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. № 4. P. 667–677.
Halverson G.P., Dudás F.Ö., Maloof A.C., Bowring S.A. Evolution of the ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr composition of Neoproterozoic seawater // Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 2007. V. 256. № 3–4. P. 103–129.
Hardie L.A. Dolomitization: a critical view of some current views // J. Sediment. Petrol. 1987. V. 57. № 1. P. 166–183.
Hayes J.M., Kaplan Y.R., Wedeking K.W. Precambrian organic geochemistry: preservation and record // Earth’s earliest biosphere. Princeton Univ. Press, 1983. P. 93–134.
Hsu K.J., Schneider J. Progress report on dolomitization hydrology of Abu Dhabi sabkhas, Arabian Gulf // The Persian Gulf. Holocene Carbonate Sedimentation and Diagenesis in a Shallow Epicontinental Sea. Ed. Purser B.H. N.Y.: Springer, 1973. P. 409–422.
Jahn B.-M., Cuvellier H. Pb–Pb and U–Pb geochronology of carbonate rocks: an assessment // Chem. Geol. 1994. V. 115. № 1–2. P. 125–151.
Jiang W., Houb M., Wang C. Strontium isotopic compositions of Cambrian (Upper Miaolingian–Furongian Series) dolomites from south-eastern Sichuan Basin, China: significance of sources of dolomitizing fluids and timing of dolomitization // Mar. Petrol. Geol. 2019. V. 109. P. 408–418.
Kah L.C., Sherman A.G., Narbonne G.M., Knoll A.H., Kaufman A.J. δ¹³C stratigraphy of the Proterozoic Bylot Supergroup, Baffin Island, Canada: implications for regional lithostratigraphic correlations // Can. J. Earth Sci. 1999. V. 36. № 3. P. 313‒332.
Kaufman A.J. An ice age in the tropics // Nature. 1997. V. 386. № 6622. P. 227‒228.
Kaufman A.J., Knoll A.H. Neoproterozoic variations in the carbon isotopic composition of seawater: stratigraphic and geochemical implications // Precambrian Res. 1995. V. 73. № 1–4. P. 27–49.
Kaufman A.J., Jacobsen S.B., Knoll A.H. The Vendian record of Sr and C isotopic variations in seawater: implications for tectonics and paleoclimate // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V. 120. № 3/4. P. 409–430.
Khudoley A., Chamberlain K., Ershova V., Sears J., Prokopiev A., MacLean J., Kazakova G., Malyshev S., Molchanov A., Kullerud K., Toro J., Miller E., Veselovskiy R., Lia A., Chipley D. Proterozoic supercontinental restorations: constraints from provenance studies of Mesoproterozoic to Cambrian clastic rocks, eastern Siberian Craton // Precambrian Res. 2015. V. 259. P. 78–94.
Kırmacı M.Z., Yıldız M., Kandemir R., Eroğlu-Gümrük T. Multistage dolomitization in Late Jurassic–Early Cretaceous platform carbonates (Berdiga Formation), Başoba Yayla (Trabzon), NE Turkey: implications of the generation of magmatic arc on dolomitization // Mar. Petrol. Geol. 2018. V. 89. P. 515–529.
Knoll A.H., Kaufman A.J., Semikhatov M.A. The carbon-isotopic composition of Proterozoic carbonates: Riphean succession from Northwestern Siberia (Anabar massif, Turukhansk uplift) // Am. J. Sci. 1995. V. 295. № 7. P. 823–850.
Kubler B. “Crystallinité” de l’illite et mixed-layers: brève révision // Schweiz. Min. Petrogr. Mitt. 1990. V. 70. № 1. P. 89–93.
Kupecz J.A., Land L.S. Late-stage dolomitization of the Lower Ordovician Ellenburger Group, West Texas // J. Sediment. Petrol. 1991. V. 61. № 4. P. 551–574.
Kuznetsov A.B., Melezhik V.A., Gorokhov I.M., Melnikov N.N., Konstantinova G.V., Kutyavin E.P., Turchenko T.L. Sr isotopic composition of Paleoproterozoic ¹³C-rich carbonate rocks: the Tulomozero Formation, SE Fennoscandian Shield // Precambrian Res. 2010. V. 182. № 4. P. 300–312.
Kuznetsov A.B., Ovchinnikova G.V., Gorokhov I.M., Letnikova E.F., Kaurova O.K., Konstantinova G.V. Age constraints on the Neoproterozoic Baikal Group from combined Sr isotopes and Pb–Pb dating of carbonates from the Baikal type section, southeastern Siberia // J. Asian Earth Sci. 2013. V. 62. P. 51–66.
Kuznetsov A.B., Bekker A., Ovchinnikova G.V., Gorokhov I.M., Vasilyeva I.M. Unradiogenic strontium and moderate-amplitude carbon isotope variations in early Tonian seawater after the assembly of Rodinia and before the Bitter Springs Excursion // Precambrian Res. 2017. V. 298. P. 157–173.
Land L.S. The isotopic and trace element geochemistry of dolomite: the state of the art // Concepts and models of dolomitization. Soc. Econ. Paleontol. Mineral. 1980. Spec. Publ. 28. P. 87‒110.
Land L.S. The dolomite problem: stable and radiogenic isotope clues // Lecture Notes in Earth Sciences. Vol. 43. Isotopic Signatures and Sedimentary Records. Eds. Clauer N., Chaudhuri S. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 1992. P. 49‒68.
Li D., Shields-Zhou G.A., Ling H.-F., Thirlwall M. Dissolution methods for strontium isotope stratigraphy: guidelines for the use of bulk carbonate and phosphorite rocks // Chem. Geol. 2011. V. 290. № 3‒4. P. 133–144.
Li B., Wang Q., Zhang X. Petrographic and geochemical evidence of the diagenetic environment and fluid source of dolomitization of dolomite: a case study from the Ma5₅ to Ma5₁ submembers of the Ordovician Majiagou Formation, central Yishan Slope, Ordos Basin, China // Carbonates and Evaporites. 2020. V. 35. № 2. Article 36.
Liu C., Wang Z., Raub T.D. Geochemical constraints on the origin of Marinoan cap dolostones from Nuccaleena Formation, South Australia // Chem. Geol. 2013. V. 351. P. 95–104.
Liu J., Jiang Y., Liu X., Yang Z., Hou X., Zhu R., Wen C., Wang F. Genesis of dolomite from Ma5⁵–Ma5¹⁰ sub-members of the Ordovician Majiagou Formation, in the Jingxi area in the Ordos Basin // Acta Geol. Sinica (English Edition). 2017. V. 91. № 4. P. 1363‒1379.
Ludwig K.R. Users Manual for Isoplot/Ex. Version 2. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center. Spec. Publ. 1999. № 1a. 47 p.
Macdonald F.A., Prave A.R., Petterson R., Smith E.F., Pruss S.B., Oates K., Waechter F., Trotzuk D., Fallick A.E. The Laurentian record of Neoproterozoic glaciation, tectonism, and eukaryotic evolution in Death Valley, California // Geol. Soc. Am. Bull. 2013. V. 125. № 7‒8. P. 1203‒1223.
Machel H.G. Concepts and models of dolomitization: a critical reappraisal // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2004. V. 235. P. 7‒63.
Machel H.G., Mountjoy E.W. Chemistry and environments of dolomitization – a reappraisal // Earth Sci. Rev. 1986. V. 23. № 3. P. 175–222.
Makhloufi Y., Samankassou E. Geochemical constraints on dolomitization pathways of the Upper Jurassic carbonate rocks in the Geneva Basin (Switzerland and France) // Swiss J. Geosci. 2019. V. 112. № 2‒3. P. 579–596.
Manhes G., Minster J.E., Allègre C.J. Comparative uranium-thorium-lead and rubidium-strontium study of the Severin amphoterite: consequences for Early Solar System chronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1978. V. 39. № 1. P. 14‒24.
McArthur J.M., Thirlwall M.F., Gale AS., Kennedy WJ., Burnett J.A., Mattey D., Lord A.R. Strontium isotope stratigraphy for the Late Cretaceous: a new curve, based on the English Chalk // High Resolution Stratigraphy. Eds. Hailwd E., Kid R. Spec. Publ. Geol. Soc. London. 1993. V. 70. P. 195‒209.
Misi A., Kaufman A.J., Veizer J., Powis K., Azmy K., Boggiani P.C., Gaucher C., Teixeira J.B.G., Sanches A.L., Iyer S.S. Chemostratigraphic correlation of Neoproterozoic successions in South America // Chem. Geol. 2007. V. 237. № 1‒2. P. 143–167.
Montañez I.P., Banner J.L., Osleger D.A., Borg L.E., Bosserman P.J. Integrated Sr isotope variations and sea-level history of Middle to Upper Cambrian platform carbonates: implications for the evolution of Cambrian seawater ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr // Geology. 1996. V. 24. № 10. P. 917–920.
Morrow D.W. Diagenesis 1. Dolomite – Part 1: The chemistry of dolomitization and dolomite precipitation // Geosci. Can. 1982a. V. 9. № 1. P. 5–13.
Morrow D.W. Diagenesis 2. Dolomite – Part 2: Dolomitization models and ancient dolostones // Geosci. Can. 1982b. V. 9. № 2. P. 95‒107.
Morrow D.W. Regional subsurface dolomitization: models and constraints // Geosci. Can. 1999. V. 25. № 2. P. 57‒70.
Mueller M., Igbokwe O.A., Walter B., Pederson C.L., Riechelmann S., Richter D.K., Albert R., Gerdes A., Buhl D., Neuser R.D., Bertotti G., Immenhauser A. Testing the preservation potential of early diagenetic dolomites as geochemical archives // Sedimentology. 2020. V. 67. № 2. P. 849–881.
Ngia N.R., Hu M., Gao D. Tectonic and geothermal controls on dolomitization and dolomitizing fluid flows in the Cambrian-Lower Ordovician carbonate successions in the western and central Tarim Basin, NW China // J. Asian Earth Sci. 2019. V. 172. P. 359–382.
Nogueira A.C.R., Riccomini C., Sial A.N., Moura C.A.V., Trindade R.I.F., Fairchild T.R. Carbon and strontium isotope fluctuations and paleoceanographic changes in the late Neoproterozoic Araras carbonate platform, southern Amazon craton, Brazil // Chem. Geology. 2007. V. 237. № 1‒2. P. 186–208.
Ohde S., Elderfield H. Strontium isotope stratigraphy of Kita-daito-jima Atoll, North Phillipines Sea: implications for Neogene sea level change and tectonic history // Earth Planet. Sci. Lett. 1992. V. 113. № 4. P. 473‒486.
Paquette J.L., Ionov D.A., Agashev A.M., Gannoun A., Nikolenko E.I. Age, provenance and Precambrian evolution of the Anabar shield from U‒Pb and Lu‒Hf isotope data on detrital zircons, and the history of the northern and central Siberian craton // Precambrian Res. 2017. V. 301. P. 134–144.
Parrish J.T., Hyland E.G., Chan M.A., Hasiotis S.T. Stable and clumped isotopes in desert carbonate spring and lake deposits reveal palaeohydrology: a case study of the Lower Jurassic Navajo Sandstone, south-western USA // Sedimentology. 2019. V. 66. № 1. P. 32–52.
Paula-Santos G.M., Caetano-Filho S., Babinski M., Trindade R.I.F., Guacaneme C. Tracking connection and restriction of West Gondwana São Francisco Basin through isotope chemostratigraphy // Gondwana Res. 2017. V. 42. P. 280–305.
Peng B., Li Z., Li G., Liu C., Zhu S., Zhang W., Zuo Y., Guo Y., Wei X. Multiple dolomitization and fluid flow events in the Precambrian Dengying Formation of Sichuan Basin, Southwestern China // Acta Geol. Sinica (English Edition). 2018. V. 92. № 1. P. 311–332.
Rasbury E.T., Cole J.M. Directly dating geologic events: U‒Pb dating of carbonates // Rev. Geophys. 2009. V. 47. RG3001. https://doi.org/10.1029/2007RG000246
Ray J.S., Veizer J., Davis W.J. C, O, Sr and Pb isotope systematics of carbonate sequences of the Vindhyan Supergroup, India: age, diagenesis, correlations and implications for global events // Precambrian Res. 2003. V. 121. № 1‒2. P. 103–140.
Romero J.A.S., Lafon J.M., Nogueira A.C.R., Soares J.L. Sr isotope geochemistry and Pb–Pb geochronology of the Neoproterozoic cap carbonates, Tangará da Serra, Brazil // Int. Geol. Rev. 2013. V. 55. № 2. P. 185‒203.
Ross G.M., Villeneuve M. Provenance of the Mesoproterozoic (1.45 Ga) Belt basin (western North America): another piece in the pre-Rodinia paleogeographic puzzle // Geol. Soc. Am. Bull. 2003. V. 115. № 10. P. 1191‒1217.
Sarangi S., Gopalan K., Kumar S. Pb–Pb age of earliest megascopic, eukaryotic alga bearing Rohtas Formation, Vindhyan Supergroup, India: implications for Precambrian atmospheric oxygen evolution // Precambrian Res. 2004. V. 132. № 1‒2. P. 107–121.
Sawaki Y., Kawai T., Shibuya T., Tahata M., Omori S., Komiya T., Yoshida N., Hirata T., Ohno T., Windley B.F., Maruyama S. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr chemostratigraphy of Neoproterozoic Dalradian carbonates below the Port Askaig Glaciogenic Formation, Scotland // Precambrian Res. 2010. V. 179. № 1‒4. P. 150–164.
Schoenherr J., Reuning L., Hallenberger M., Lüders V., Lemmens L., Biehl B.C., Lewin A., Leupold M., Wimmers K., Strohmenger C.J. Dedolomitization: review and case study of uncommon mesogenetic formation conditions // Earth-Sci. Rev. 2018. V. 185. P. 780–805.
Sears J.W., Chamberlain K.R., Buckly S.N. Stuctural and U‒Pb geochronological evidence for 1.47 Ga rifting in the Belt basin, western Montana // Can. J. Earth Sci. 1998. V. 35. № 4. P. 467‒475.
Sergeev V.N. The distribution of microfossils assemblages in Proterozoic rocks // Precambrian Res. 2009. V. 173. № 1. P. 212–222.
Sergeev V.N., Knoll A.H., Grotzinger J.P. Paleobiology of the Mesoproterozoic Billiakh Group, Anabar uplift, Northern Siberia // Paleontol. Soc. Mem. 1995. V. 39. 37 p.
Shields G. Working towards a new stratigraphic calibration scheme for the Neoproterozoic–Cambiran // Eclogae geol. Helv. 1999. V. 92. № 2. P. 221–233.
Shields G., Veizer J. Precambrian marine carbonate isotope database: version 1.1 // Geochem. Geophys. Geosyst. 2002. V. 3. № 6. P. 1–12.
Sial A.N., Gaucher C., Silva Filho M.A., Ferreira V.P., Pimentel M.M., Lacerda L.D., Silva Filho E.V., Cezario W. C-, Sr-isotope and Hg chemostratigraphy of Neoproterozoic cap carbonates of the Sergipano Belt, Northeastern Brazil // Precambrian Res. 2010. V. 182. № 4. P. 351–372.
Smith P.E., Brand U., Farquhar R.M. U‒Pb systematics and alteration trends of Pennsylvanian-aged aragonite and calcite // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. № 1. P. 313‒322.
Thomas C.W., Graham C.M., Ellam R.B., Fallick A.E. Chemostratigraphy of Neoproterozoic Dalradian limestones of Scotland and Ireland: constraints on depositional ages and time scales // J. Geol. Soc. London. 2004. V. 161. № 2. P. 229‒242.
Valladares M.I., Ugidos J.M., Barba P., Fallick A.E., Ellam R.M. Oxygen, carbon and strontium isotope records of Ediacaran carbonates in Central Iberia (Spain) // Precambrian Res. 2006. V. 147. № 3‒4. P. 354–365.
Veizer J. Trace elements and isotopes in sedimentary carbonates // Carbonates: Mineralogy and Chemistry. Ed. Reeder R. Rew. Mineral. (Mineral. Soc. Am). 1983. V. 11. № 1. P. 265–299.
Veizer J., Hoefs J. The nature of ¹⁸O/¹⁶O and ¹³C/¹²C secular trends in sedimentary carbonate rocks // Geochim. Cosmochim. Acta. 1976. V. 40. № 11. P. 1387–1395.
Verdel C., Phelps B., Welsh K. Rare earth element and ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr step-leaching geochemistry of central Australian Neoproterozoic carbonate // Precambrian Res. 2018. V. 310. P. 229–242.
Vorob’eva N.G., Sergeev V.N., Petrov P.Yu. Kotuikan Formation assemblage: a diverse organic-walled microbiota in the Mezoproterozoic Anabar succession, northern Siberia // Precambrian Res. 2015. V. 256. № 1. P. 201–222.
Walter M.R., Veevers J.J., Calver C.R., Gorjan P., Hill A.C. Dating the 840–544 Ma Neoproterozoic interval by isotopes of strontium, carbon, and sulfur in seawater, and some interpretative models // Precambrian Res. 2000. V. 100. № 1–3. P. 371–433.
Warren J. Dolomite: occurrence, evolution and economically important association // Earth Sci. Rev. 2000. V. 52. № 1–3. P. 1–81.
Wingate M.T.D., Pisarevsky S.A., Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Konstantinov K.M., Mazukabzov A.M., Stanevich A.M. Geochronology and paleomagnetism of mafic igneous rocks in the Olenek Uplift, northern Siberia: implications for Mesoproterozoic supercontinents and paleogeography // Precambrian Res. 2009. V. 170. № 3–4. P. 256–266.
Yoshioka H., Asahara Y., Tojo B., Kawakami S. Systematic variations in C, O, and Sr isotopes and elemental concentrations in Neoproterozoic carbonates in Namibia: implications for a glacial to interglacial transition // Precambrian Res. 2003. V. 124. № 1. P. 69–85.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Стратиграфия. Геологическая корреляция

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал

Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 4, стр. 22-51

Изотопные составы Sr и Pb в доломитах нижнерифейской билляхской серии Анабарского поднятия: метод ступенчатого растворения в хемостратиграфии и геохронологии