Литология и полезные ископаемые, 2021, № 5, стр. 406-435

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ И СТРАТИГРАФИЯ

На территории Патомского нагорья, расположенного на северо-востоке Байкальской складчатой области, традиционно выделяют внешнюю зону, примыкающую к Сибирской платформе (Патомский прогиб), в которой позднедокембрийские отложения метаморфизованы относительно слабо (обычно ниже зеленосланцевой фации), и внутреннюю зону (Бодайбинский или Мамско-Бодайбинский синклинорий), где степень метаморфизма достигает амфиболитовой фации. Высказывалось мнение о существовании метаморфического несогласия между внутренней и внешней зонами [Кориковский, Федоровский, 1980], которое может свидетельствовать о существенно различном возрасте отложений, слагающих эти зоны. Более детальными исследованиями [Докембрий …, 1995] было доказано, что резкого скачка в степени метаморфизма между зонами нет, но существует метаморфическая зональность очень сложной конфигурации. Тем не менее, корреляция осадочных и метаосадочных толщ внешней и внутренней зон сталкивается с серьезными проблемами, так как породы внутренней зоны интенсивно метаморфизованы, дислоцированы и разбиты разломами, а выделяемые здесь свиты не прослеживаются во внешнюю зону. Необходимо отметить также, что в пределах внутренней зоны, геология которой изучалась целым рядом исследовательских коллективов, отсутствует унифицированная стратиграфическая схема, и одни и те же свиты называются в различных работах по-разному. В приведенном кратком геологическом очерке мы используем в основном обобщающие работы [Ленский …, 1971; Докембрий …, 1995], а также материалы государственной 200-тысячной геологической съемки [Геологическая карта …, 1957, 1960, 1964, 1969, 1983а, 1983б], не вдаваясь в обсуждение несущественных разногласий между этими источниками, касающихся, главным образом, названий свит. В табл. 1 приведена используемая схема стратиграфического расчленения позднедокембрийских отложений Мамско-Бодайбинского синклинория и их корреляция с отложениями Патомского прогиба. Чтобы подчеркнуть подлежащие устранению геохронологические разногласия, возраст отложений внешней зоны дается в соответствии с работой [Чумаков и др., 2013], а внутренней – по [Докембрий …, 1995]. Следует отметить, что на некоторых геологических картах внутренней зоны используется смешанная номенклатура внешней и внутренней зон.

Опробование неопротерозойских карбонатных пород проводилось нами в двух разрезах (рис. 1), один из которых расположен на р. Жуя и ее левом притоке, р. Кадали, впадающем около п. Светлый, а второй – в нижнем течении р. Мама, левого притока р. Витим.

Рис. 1.

Схема расположения упоминаемых в статье разрезов неопротерозойских отложений на Патомском нагорье и в прилегающей части Сибирской платформы. 1–10 – разрезы, изучавшиеся ранее [Покровский и др., 2006а, 2010, 2020; Melezhik et al., 2009; Покровский, Буякайте, 2015; Рудько и др., 2017, 2020; Петров, Покровский, 2020]: 1 – р. Чая, 2 – р. Большая Чуя, 3 – р. Витим, 4 – р. Большой Патом, 5 – р. Ура, 6 – скважины, 7 – р. Жуя (нижнее течение), 8 – р. Чара, 9 – скважина 1Г “Верхний Джеге”, 10 – р. Олекма; 11, 12 – разрезы Мамско-Бодайбинского синклинория, обсуждаемые в данной статье: 11 – приустьевая часть р. Мама, 12 – рр. Кадали и Жуя (среднее течение). Затененные контуры – выходы неопротерозойских отложений на дневную поверхность. На врезке: фрагмент геологической карты бассейна р. Кадали [Геологическая карта …, 1960]: bg – бугарихтинская, bd – бодайбоканская, dg – джемкуканская, ug – угаханская, hm – хомолхинская, im – имняхская, ank – аунакитская свиты. Точки, соответствующие отношениям ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr > 0.709, на графике не показаны (см. табл. 2).

Реки Кадали и Жуя. В среднем течении р. Жуя, между поселками Светлый и Перевоз, отложения позднего докембрия смяты в складки СЗ простирания, которые пересекаются рекой под прямым углом. Наиболее крупным структурным элементом территории является Нечерский (Лонгдорский) антиклинорий, по которому несколько условно (по причинам, указанным выше) проводится граница внутренней и внешней зон: к юго-западу от Нечерского антиклинория метаморфизм усиливается, к северо-востоку – ослабевает. В нижнем течении р. Жуя, начинаясь в 20–30 км выше п. Перевоз, находится стратотипический разрез внешней зоны, хемостратиграфия которого рассмотрена ранее [Покровский и др., 2006а; Melezhik et al., 2009].

Витимская свита вскрывающаяся в основании опробованного нами разреза (рис. 2), представлена грубым переслаиванием гранат-биотитовых и двуслюдяных сланцев, кварцитов и кварцитовидных песчаников, амфиболит-биотитовых гнейсов. Карбонатсодержащие породы в ней крайне редки – нами были отобраны два образца из обнажения, расположенного вблизи устья р. Балаганах. Вышележащая слюдянкинская свита по составу сходна с витимской, но карбонатные породы в этой свите нами не наблюдались. Согдиондонская свита состоит из двух подсвит: нижней, характеризующейся равномерным переслаиванием гранат-двухслюдяно-кварцевых сланцев, кварцитов или кварцитовидных песчаников и угольно-черных сланцев, и верхней, сложенной разнообразными сланцами, часто карбонатсодержащими, и, значительно реже, черными кристаллическими известняками. В согласно перекрывающей согдиондонскую конкудерской свите количество карбонатных пород резко возрастает. Они представлены, главным образом, черными и темно-серыми кристаллическими известняками, переслаивающимися с известково-силикатными породами, разнообразными сланцами и кварцитовидными песчаниками. Конкудерская свита с постепенным переходом сменяется перекрывающей ее существенно карбонатной бодайбоканской свитой, которая считается аналогом мариинской свиты, стратотип которой во внешней зоне располагается примерно в 20 км выше п. Перевоз. Вышележащая бужуихтинская свита, сложенная песчаниками и кварц-серицитовыми сланцами, сопоставляется с большепатомской свитой, представляющей ранневендский гляциогоризонт [Чумаков и др., 2007]. Перекрывается бужуихтинская свита терригенно-карбонатной угаханской свитой (500 м), примерно на 50% состоящей из темно-серых и угольно-черных известняков. Выше согласно залегает сходная с ней по набору пород, но более терригенная хомолхинская свита (~650 м), вмещающая крупнейшее в районе золоторудное месторождение Сухой Лог. Перекрывается хомолхинская свита без видимого несогласия имняхской свитой, в которой доминируют карбонатные породы.

Рис. 2.

Схема строения неопротерозойского разреза и вариации изотопного состава углерода, кислорода и стронция в карбонатах р. Кадали и среднего течения р. Жуя. Свиты: vt – витимская, sl – слюдянкинская, sg – согдиондонская, kn – конкудерская, mr – мариинская, dg – джемкуканская, ug – угаханская, hm – хомолхинская, im – имняхская, ank – аунакитская. Состав: 1 – гранат-биотитовые и двуслюдяные сланцы, 2 – то же в переслаивании с кварцитами и кварцитовидными песчаниками, 3 – темно-серые карбонатсодержащие сланцы и кварц-слюдяные мраморы, 4 – угольно-черные кристаллические известняки угаханской и хомолхинской свит, 5 – светло-серые и розовые кварц-слюдяные мраморы и кристаллические известняки имняхской свиты, 6 – белые мраморы имняхской свиты.

В отличие от нижележащих пород, обнаженных в долине р. Жуи фрагментарно, имняхская свита обнажена практически полностью в долине р. Кадали (рис. 3) и по ее притокам: левому – руч. Красному и правому – руч. Черному. Породы имняхской свиты, также как подстилающей ее хомолхинской и перекрывающей аунакитской свит, круто, под углом 30°‒50°, падают на север, залегая в южном крыле запрокинутой антиклинальной складки (см. рис. 1, вкладка). Детальное описание разреза имняхской свиты приводится в работе [Ленский …, 1971], где в ней выделяют три горизонта: нижний (150‒750 м), сложенный известково-кварц-слюдистыми сланцами по мергелям с прослоями мраморов и/или кристаллических известняков; средний (400‒1400 м), в котором резко преобладают белые, светло-серые, иногда голубоватые мраморы (мощность отдельных пачек превышает 300 м), переслаивающиеся с относительно тонкими пластами карбонат-кварц-слюдистых сланцев, и верхний (около 250 м), характеризующийся преобладанием карбонат-терригенных сланцев. Общая мощность имняхской свиты оценивается в работе [Ленский …, 1971] в 1800 м. Перекрывается имняхская свита существенно терригенной (кварцевые песчаники, иногда с карбонатным цементом, кварц-серицитовые сланцы) аунакитской свитой, которая нами не изучалась.

Рис. 3.

Обнажение нижней–средней частей имняхской свиты на левом берегу р. Кадали. Вид с правого берега, на котором обнажается верхняя часть имняхской свиты.

Река Мама. На правом берегу р. Мама, в 8‒10 км от ее впадения в р. Витим, обнажаются падающие на юг неопротерозойские отложения, отнесенные (снизу вверх по разрезу) к объединенным витимской, слюдянкинской и согдиондонской свитам (рис. 4), мариинской свите, джемкуканской, баракунской и валюхтинской свитам, нерасчлененным жуинской (никольской) и ченчинской свитам и аунакитской свите [Геологическая карта …, 1983]. Объединенные витимская, слюдянкинская и согдиондонская свиты, представленные гранат-биотитовыми, кварц-биотитовыми, гранат-двуслюдяными и др. сланцами и гнейсами, нами не изучались. Практически чистые (90% СаСО₃) кристаллические известняки мариинской свиты описаны в карьере, где в 1950‒1960 гг. они добывались для производства извести. В настоящее время карьер зарос, и породы мариинской свиты отбирались нами в береговых высыпках. Согласно работе [Геологическая карта …, 1983а], мощность мариинской свиты в этом разрезе достигает 80 м. Окраска слагающих ее кристаллических известняков меняется, в зависимости от примеси графита и слюды, от белой и голубовато-серой до темно-серой, почти черной. Отдельные пачки характеризуются переслаиванием черных и белых известняков. Вышележащие джемкуканская, баракунская и валюхтинская свита в речных обнажениях не установлены.

Рис. 4.

Вариации изотопного состава углерода, кислорода и стронция в неопротерозойских карбонатах приустьевой части р. Мама. Состав: 1 – гранат-биотитовые и двуслюдяные сланцы, 2 – то же в переслаивании с кварцитами и кварцитовидными песчаниками, 3 – карбонатсодержащие сланцы и кварц-слюдяные мраморы, 4 – черные мраморы мариинской свиты, 5 – кварц-слюдяные мраморы (метаморфизованные мергели), 6 – белые мраморы.

Лучше всего обнажены в этом разрезе предполагаемые аналоги жуинской серии – нерасчлененные жуинская (никольская) и ченчинская свиты, общей мощностью около 150 м. По составу пород эта толща может быть подразделена на две части. Нижняя (около 60 м) представлена преимущественно известковистыми гранат-биотитовыми сланцами, обычно содержащими кварц, скаполит, амфиболы, цоизит, а также известковистыми кварцитами (кварцитовидными песчаниками). Содержание карбонатного материала в породах этой пачки колеблется в широких пределах – от 5 до 50%. В верхней пачке (около 80 м) преобладают белые и светло-серые кристаллические известняки, иногда содержащие небольшую примесь кварца и биотита. Перекрываются известняки массивными слабокарбонатными и бескарбонатными кварцитовидными песчаникам аунакитской свиты.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

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

Для определения изотопного состава стронция карбонатная часть карбонатсодержащих пород растворялась в 2N соляной кислоте с последующим выделением фракции стронция с помощью ионообменной хроматографии. Измерения изотопного состава стронция проводились на масс-спектрометре МАТ-260 в ГИН РАН с точностью не хуже ±0.00008.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Реки Кадали и Жуя. Общий разброс значений δ¹³С в карбонатном материале пород, отобранных из разреза в долинах рр. Кадали и Жуя, на отрезке от устья р. Кадали до устья р. Мариинского, охватывает интервал от –14.2 до 7.0‰, а δ¹⁸О – от 12.2 до 23.4‰ (табл. 2). По изотопному составу углерода разрез отчетливо подразделяется на три части (см. рис. 2): карбонаты нижней части (витимская и согдиондонская свиты) характеризуются сильно варьирующими отрицательными значениями δ¹³С (–14.2…–3.4‰), средняя часть (конкудерская, угаханская и хомолхинская свиты) – слабо отрицательными и положительными величинами δ¹³С (–4.0…7.0‰), с преобладанием положительных и максимумом в угаханской свите, а верхняя (имняхская свита), опробованная наиболее детально – однообразно низкими величинами δ¹³С (–9.7…–8.1‰, δ¹³С_сред = –9.0 ± 0.4‰).

Несмотря на узкий диапазон вариаций δ¹³С, в разрезе имняхской свиты можно выделить две части: нижнюю, обнаженную в распадке левого руч. Черного и на левом борту р. Кадали (δ¹³С_сред = = –9.2 ± 0.3‰, n = 34), и верхнюю – в распадке правого притока руч. Красного (δ¹³С_сред = –8.8 ± ± 0.4‰, n = 28). В целом, обедненные ¹³С карбонаты имняхской свиты зарегистрированы по профилю между точками с координатами 58°28′44.62 с.ш., 115°46′48.50 в.д. и 58°27′25.67 с.ш., 115°46′47.14 в.д., что при падении 45°–50° и субширотном простирании (30°) соответствует мощности ~1.5 км. Некоторое расхождение с оценкой в 1800 м [Ленский …, 1971], возможно, связано с тем, что литологические границы имняхской свиты с подстилающей хомолхинской и перекрывающей аунакитской не совпадают с границами отрицательной аномалии δ¹³С, границы которой нами не установлены вследствие отсутствия обнажений. По изотопному составу кислорода разрез также можно разделить на две части: сильно обедненную ¹⁸О нижнюю (витимская, согдиондонская и конкудерская свиты), в которой значения δ¹⁸О не выходят за пределы 12.2…13.6‰, со средним значением δ¹⁸О_сред = 12.8 ± 0.4‰, и верхнюю (угаханская, хомолхинская и имняхская свиты), характеризующуюся существенным разбросом – 14.7…23.4‰, и более высокими средними величинами δ¹⁸О_сред = 17.4 ± 1.5‰.

Значения δ¹³С в угаханской и хомолхинской свитах обнаруживают положительную корреляцию с величинами δ¹⁸О (рис. 5а) и отрицательную с содержанием SiO₂ (см. рис. 5б), отношениями Mn/Sr (см. рис. 5в) и Fe/Sr (см. рис. 4г). В согдиондонской свите имеет место отрицательная корреляция величин δ¹³С и δ¹⁸О (см. рис. 5а), которая, однако, вряд ли имеет какой-либо геохимический смысл, так как “держится” на двух образцах с минимальными значениями δ¹³С. С содержанием SiO₂ (см. рис. 5б) изотопный состав углерода в карбонатах согдиондонской свиты не коррелирует, а с отношением Mn/Sr образует тренд, продолжающий эту же корреляцию в хомолхинской свите (см. рис. 5в).

Рис. 5.

Ковариации значений δ¹³C и δ¹⁸О (а), δ¹³C и содержания SiO₂ (б), δ¹³C и отношения Mn/Sr (в), δ¹³C и отношения Fe/Sr (г) в угольно-черных мраморах и черных карбонатсодержащих сланцах нижней части неопротерозойского разреза Мамско-Бодайбинского синклинория. 1–5 – свиты разреза рр. Кадали и Жуя: 1 – слюдянкинская (sl), 2 – согдиондонская (sg), 3 – конкудерская (kn), 4 – угаханская (ug), 5 – хомолхинская (hm); 6 – р. Мама: мариинская св. (mr).

Карбонаты имняхской свиты также характеризуются положительной корреляцией величин δ¹³С и δ¹⁸О (рис. 6а), которая реализуется, однако, при очень небольшом разбросе значений δ¹³С (1.6‰) и значительных вариациях δ¹⁸О (5.9‰), в отличие от хомолхинской и угаханской свит, в которых вариации и δ¹³С и δ¹⁸О находятся в примерно одинаковом интервале 5–8‰. С содержанием SiO₂ и отношениями Mn/Sr и Fe/Sr изотопный состав углерода в карбонатах имняхской свиты обнаруживает слабые отрицательные корреляции (см. рис. 6б–г).

Рис. 6.

Ковариации значений δ¹³C и δ¹⁸О (а), δ¹³C и содержания SiO₂ (б), δ¹³C и отношения Mn/Sr (в), δ¹³C и отношения Fe/Sr (г) в белых мраморах и карбонатсодержащих сланцах имняхской свиты (im) на р. Кадали (1), нерасчлененных никольской и ченчинской свит (nk + ch) на р. Мама (2).

Отличительной чертой карбонатов рассматриваемого разреза является высокое содержание стронция, которое достигает в имняхской свите 5980 мкг/г, в хомолхинской свите – 11 700 мкг/г и лишь в образцах с высоким содержанием силикатной примеси опускается ниже 1000 мкг/г (см. табл. 2). Отношение Mn/Sr в значительной части образцов не превышает 0.1 – предел, который во многих работах принимается в качестве самого строгого критерия пригодности пород для стронций-изотопной хемостратиграфии [Кузнецов и др., 2003, 2014].

В образцах хомолхинской свиты, отвечающих этому критерию, зарегистрированы отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70749 и 0.70768; уже при небольшом увеличении отношения Mn/Sr до 0.22 наблюдается резкое увеличение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr до 0.71103. Еще более высокие значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.71120…0.71337 – зарегистрированы в карбонатах согдиондонской свиты: очевидно, даже весьма высокое содержание стронция – 1500 мкг/г – не уберегло изотопный состав стронция в этих образцах от постседиментационной модификации. В карбонатах хомолхинской свиты наблюдается отрицательная корреляция отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr с δ¹³С (рис. 7а) и положительная – с содержанием SiO₂ (см. рис. 7б), а также с Mn/Sr (см. рис. 7в) и Fe/Sr (см. рис. 7г). Отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в мраморах имняхской свиты находится в очень узком интервале величин от 0.70810 до 0.70840 и не коррелируется с δ¹³С, SiO₂, Mn/Sr и Fe/Sr (см. рис. 7).

Рис. 7.

Ковариации значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и δ¹³C (а), значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и содержания SiO₂ (б), значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и отношения Mn/Sr (в), ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и отношения Fe/Sr (г) в карбонатах Мамско-Бодайбинского синклинория. 1–3 – рр. Кадали–Жуя: 1 – имняхская свита (im), 2 – хомолхинская свита (hm), 3 – согдиондонская свита (sg); 4, 5 – р. Мама: 4 – нерасчлененные никольская и ченчинская свиты (nk + ch), 5 – мариинская свита (mr).

Река Мама. Кристаллические известняки мариинской свиты, залегающие в основании видимого разреза (см. рис. 4), характеризуются высокими значениями δ¹³С (2.8…7.2‰, δ¹³С_сред = 5.3 ± ± 1.3‰), сравнительно небольшими вариациями δ¹⁸О (18.5…21.9‰, δ¹⁸О_сред = 19.9 ± 1.1‰) и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.70789…0.70822) при минимальном содержании кремнезема (1.63…4.15%), очень высоком – стронция (1440…2821 мкг/г), умеренном – марганца (77‒231 мкг/г) и железа (1690‒5530), а также при Mn/Sr < 0.1, Fe/Sr < 2.5 (табл. 3). Между изотопными составами углерода и кислорода в карбонатах мариинской свиты существует положительная корреляция, подобная выше отмеченной для хомолхинской и угаханской свит на р. Жуя (см. рис. 5а), но коэффициент корреляции, рассчитанный для мариинских карбонатов, существенно меньше. Зависимости от содержания SiO₂, а также от Mn/Sr и Fe/Sr ни изотопный состав углерода (см. рис. 5б–г), ни изотопный состав стронция (см. рис. 7б–г) не обнаруживают.

Толща, отнесенная на геологической карте [Геологическая карта…, 1983а] к жуинской серии (нерасчлененным никольской и ченчинской свитам), по изотопному составу углерода и кислорода, а также содержанию силикатной примеси, отчетливо расчленяется на нижнюю (никольская свита) и верхнюю (ченчинская свита) части, которые разделены не обнаженным интервалом. Средние значения δ¹³С и δ¹⁸О в нижней части равны соответственно –10.3 ± 0.4 и 15.4 ± 0.6‰, что заметно меньше, чем в верхней – –9.1 ± 0.3 и 18.3 ± 1.3‰ соответственно. Изотопный состав углерода в этой толще связан положительной корреляцией с изотопным составом кислорода и отрицательной – с содержанием SiO₂ и отношением Mn/Sr (см. рис. 6). С точки зрения Sr-изотопной стратиграфии, жуинская серия в рассматриваемом разрезе менее перспективна, чем рассмотренная выше мариинская свита. Среди проанализированных образцов отношение Mn/Sr принимает значение <0.1 лишь в одном (№ 4/2007), в нем же ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70885, что заметно выше, чем карбонатах мариинской свиты. Еще более высокое стронциевое изотопное отношение (0.70923) определено в обр. № 6/2007, в котором отношение Mn/Sr = 0.3.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Постседиментационные изменения. В С- и Sr-изотопной стратиграфии для дискриминации образцов с измененными изотопными характеристиками широко используются химические критерии, отражающие интенсивность взаимодействия пород с подземными водами: значения δ¹⁸О, Mn/Sr и Fe/Sr [Banner, Hanson, 1990; Bartley et al., 1998; Jacobsen, Kaufman, 1999; Кузнецов и др., 2003, 2014]. Среди причин, ослабляющих устойчивость С- и Sr-изотопных систем карбонатных пород к постседиментационным изменениям, можно выделить три наиболее существенные: 1) наличие органического вещества (ОВ); 2) большое количество терригенной примеси; 3) глубина погружения, определяющая термические условия преобразования.

Влияние продуктов окисления и декарбоксилизации ОВ на изотопный состав углерода карбонатов, которые обогащены ¹³С относительно ОВ на ~25‒30‰, не требует доказательств, тогда как его роль в модификации изотопного состава стронция не вполне ясна. Тем не менее, отрицательная корреляция значений δ¹³С и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, часто отмечаемая в вендских угольно-черных карбонатах [Покровский и др., 2006б; Покровский, Буякайте 2015, 2016] и отчетливо проявленная в Мамско-Бодайбинском синклинории (см. рис. 7а), однозначно указывает на существование такой связи. Очевидно, агрессивные органические кислоты стимулируют извлечение обогащенного радиогенным изотопом стронция из терригенной компоненты осадка и вовлекают его в постседиментационную перекристаллизацию карбонатного материала. Чем выше температура, тем эффективней протекают процессы перекристаллизации и изотопного обмена.

Большое значение имеет минеральный и химический состав первичного карбонатного материала. В большинстве случаев известняки с высоким содержанием стронция (>300 мкг/г) и тем более известняки, развивающиеся по арагонитовому осадку, в котором содержание стронция может превышать 10 000 мкг/г, лучше сохраняют первичный изотопный состав стронция, чем известняки с содержанием Sr < 300 мкг/г и доломиты, в которых содержание этого элемента редко превышает 50 мкг/г. Тем не менее, известны примеры хорошей сохранности изотопного состава стронция и в доломитах [Покровский, Виноградов, 1991; Кузнецов и др., 2014; Горохов и др., 2019; Покровский и др., 2020]. Изотопный состав углерода в доломитах нередко сохраняется лучше, чем в известняках [Melezhik et al., 2005], что связано, по-видимому, с более высокой растворимостью последних [Гарбаух, 1970]. По той же причине величины δ¹⁸О в доломитах обычно выше, чем в ассоциирующих с ними известняках [Покровский, Буякайте, 2015]. Это касается, однако, лишь первично-осадочных доломитов. Диагенетическая и тем более катагенетическая доломитизация может сопровождаться существенным обеднением ¹³С, если протекает при участии продуктов окисления ОВ [Немова и др., 2010].

Существенным, хотя и с трудом поддающимся количественному определению, признаком, который может быть использован для разграничения синседиментационных изменений, связанных с эволюцией изотопных систем в бассейне седиментации и/или Мировом океане, и тех, которые связаны с постседиментационными процессами, является положение проанализированных образцов в толще породы. Если значительные вариации изотопных отношений наблюдаются в соседних, не разделенных перерывом слоях, на расстоянии в метры или первые десятки метров по мощности, то, скорее всего мы имеем дело с постседиментационными изменениями. Если же эти вариации закономерно проявляются в мощных последовательностях, они могут быть результатом эволюции условий осадконакопления.

Кратко охарактеризованные выше закономерности выразительно проявлены в метаосадочных неопротерозойских толщах Мамско-Бодайбинского синклинория. Вряд ли могут быть сомнения в том, что вариации изотопного состава углерода и стронция в метаморфизованных карбонатных породах угаханской и хомолхинской свит Бодайбинского синклинория связаны с постседиментационными процессами, которые здесь проявлены сильнее, чем во внешней зоне. Об этом свидетельствует большой разброс значений δ¹³С и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr на небольших по мощности (первые десятки метров) интервалах, отрицательная корреляция значений δ¹³С и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr с содержанием кремнезема и отношением Mn/Sr, положительная корреляция δ¹³С и δ¹⁸О (см. рис. 5, 7). Первичные значения δ¹³С в хомолхинской и угаханской свитах, вероятно, несколько различались, составляя для первой 4‒5‰ и второй 6‒8‰. По этим параметрам рассматриваемые свиты сходны с их вероятными аналогами во внешней зоне – валюхтинской и баракунской свитами [Покровский и др., 2006а]. Ближе всего к первичному отношению ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в хомолхинской свите, очевидно, располагается минимальное для этой свиты значение – 0.70753, зарегистрированное в образце № 91/12 с ураганным содержанием Sr, равным 11 700 мкг/г, и удовлетворяющее, соответственно, самым строгим критериям сохранности (см. табл. 2). В образце № 92/12, отобранном в 8‒10 м выше по разрезу, отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr увеличивается до 0.70768, хотя значения Mn/Sr = 0.04 и Fe/Sr = 1.08 в нем также вполне удовлетворяют “критериям пригодности”. Другие образцы из того же обнажения, несмотря на высокое содержание стронция (>1000 мкг/г), обогащены радиогенным изотопом до нереальных для венда значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr > 0.7090.

Основной причиной, определившей сильные постседиментационные изменения хомолхинской и угаханской свит, очевидно, явилось изначально высокое содержание ОВ, о чем свидетельствует темный до угольно-черного цвет, высокие первичные значения δ¹³С и обилие пирита – продукта диагенетического восстановления сульфата в результате реакции с ОВ. Следует отметить, что в названных свитах содержание ОВ нами не измерялось, однако вряд ли будет большой ошибкой предположить, что оно мало отличается от содержания ОВ в их стратиграфических аналогах – баракунской и валюхтинской свитах, в которых оно находится в пределах 0.3‒0.5%. Большая его часть, очевидно, мигрировала или была окислена в ходе диагенеза и катагенеза.

Еще более сильной модификации подвергся изотопный состав углерода, кислорода и стронция в карбонатах согдиондонской и витимской свит. Делать какие-либо предположения о “первичном” отношении ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в этих породах не представляется возможным. Нельзя не отметить, однако, что “диагенетические тренды” согдиондонской свиты не достигают положительных значений δ¹³С, что не позволяет исключить на этом уровне отрицательного экскурса δ¹³С, который, может быть, скоррелирован с одним из глобальных довендских (позднерифейских) отрицательных экскурсов [Halverson et al., 2010].

Разброс значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в баракунской свите, обнаженной в нижнем течении р. Жуя, около п. Перевоз (т.е. уже во внешней, относительно слабо метаморфизованной зоне), также достаточно велик: 0.70767‒0.70930 (табл. 4) и находится в тех же пределах, что и на Уринском поднятии [Горохов и др., 1995; Покровский и др., 2006а; Рудько и др., 2020]. Положительная корреляция ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr c отношением Mn/Sr (рис. 8а) и содержанием кремнезема (см. рис. 8б) не оставляет сомнений в том, что эти вариации связаны с постседиментационными процессами. Сходные тренды устанавливаются для мариинской свиты, залегающей стратиграфически ниже баракунской и относимой к верхнему рифею.

Рис. 8.

Зависимость изотопного состава стронция от отношения Mn/Sr (а) и содержания SiO₂ (б) в нижне-вендских и верхне-рифейских карбонатах Патомского нагорья. 1–3 – восточный склон Патомского нагорья: 1 – мариинская свита (mr) на р. Жуя, 2 – баракунская свита (br) на р. Жуя, 3 – кумакулахская свита (km) на р. Сухой Кумак-Улах; 4, 5 – Мамско-Бодайбинский синклинорий: 4 – мариинская свита на р. Мама, 5 – хомолхинская свита (hm) на р. Жуя (данные взяты из таблиц 2, 3, 4 и работ [Покровский и др., 2006а; Антипин и др., 2015]).

Нельзя не отметить, что изотопный состав стронция в карбонатах дальнетайгинской серии на Уринском поднятии, где он изучен более детально, варьирует значительно сильнее, чем в карбонатах жуинской серии, несмотря на столь же высокие содержания этого элемента. В образцах, отвечающих строгим критериям сохранности изотопно-стронциевой системы (Mn/Sr < 0.2, Fe/Sr < 5 и Mg/Ca < 0.024), разброс значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в дальнетайгинской серии отхватывает интервал от 0.70755 до 0.70827 [Рудько и др., 2020], который заметно шире, чем в жуинской серии. Авторы цитируемой статьи считают эти вариации синседиментационными и связывают их с трансгрессивно-регрессивными циклами, хотя, на наш взгляд, нельзя исключить, что в некоторых образцах, использованных для палеобассейновых реконструкций, отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr было подвержено значимой постседиментационной модификации. На это указывает, в частности, то, что в образцах с относительно высокими отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.70782–0.70827) значения δ¹⁸О = = –10.1…–5.8‰ PDB (20.5…24.9‰ SMOW) существенно ниже, чем в образцах с минимальными отношениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70755: δ¹⁸О = –4.8… ‒3.4‰ PDB (25.9…27.4‰ SMOW). В некоторых образцах дальнетайгинской серии изотопный состав стронция модифицирован очень сильно: при высоких содержаниях этого элемента (900–1000 мкг/г) отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в них превышает 0.710 [Рудько и др.. 2020], чего никогда не наблюдается в жуинской серии.

В кристаллических известняках мариинской свиты на р. Мама не обнаружена связь значений δ¹³С и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr с содержанием SiO₂ и отношением Mn/Sr (см. рис. 5, 7), однако существует слабая положительная корреляция величин δ¹³С и δ¹⁸О, что указывает на высокую вероятность постседиментационной модификации изотопного состава С и Sr. “Первичные” значения δ¹³С в мариинской свите были, очевидно, выше наблюдаемых (≥7‰), а ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ‒ ниже (≤0.7079) (см. табл. 3).

Условия постседиментационных преобразований до-имняхских угольно-черных карбонатов и пород имняхской свиты существенно различались, поскольку в последних, прежде всего, не было ОВ. Не вызывает сомнений, что эти белые и розовые породы накапливались в хорошо аэрируемом бассейне, где ОВ полностью окислялось в толще воды. В породах внешней зоны, относящихся к событию Ш-В, содержание ОВ находится ниже порога обнаружения (<0.1%); в имняхской свите оно определенно не выше. Пирит, который мог образоваться в результате восстановления сульфата реакцией с метаном, для имняхской свиты также совершенно не характерен. В целом, литологические предпосылки постседиментационной модификации изотопного состава углерода и стронция в карбонатах имняхской свиты отсутствуют.

Значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в мраморах имняхской свиты очень однообразны и не коррелируются с “показателями сохранности” изотопных систем. Среднее для имняхской свиты значение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.7081 ± 0.0001 – несомненно, можно рассматривать как очень близкое (в пределах ошибки), если не идентичное “первичному”. Как минимальное (0.70810), так и среднее (0.70826 ± 0.00011) значения ⁸⁷Sr/⁸⁷Sr в мраморах имняхской свиты идентичны таковым в неметаморфизованных известняках жуинской серии. Метаморфизм, очевидно, не сопровождался выносом стронция: содержание этого элемента в мраморах имняхской свиты (2829 ± 1068 мкг/г) достаточно однообразны и столь же высоки, как в известняках наиболее глубоководных разрезов внешней зоны (нижние течения рр. Большой Патом и Жуя).

На р. Мама в жуинской серии измеренные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr несколько выше, чем в имняхской свите, и есть признаки их связи с отношением Mn/Sr (см. рис. 7в), указывающие на постседиментационную модификацию Sr-изотопной системы. Как отмечалось выше, наиболее чистые мраморы ченчинской и никольской свит на р. Мама характеризуются высокими содержаниями стронция (до 3165 мкг/г), которые в среднем (2042 ± 487 мкг/г) несколько ниже, чем в мраморах имняхской свиты. Это различие, по нашему мнению, связано не с выносом стронция на постседиментационной стадии, а с осадконакоплением в более близких к берегу фациальных обстановках. Это предположение можно обосновать тем, что ближе к краю Патомского бассейна – в торгинской свите на р. Чара [Melezhik et al., 2009] и в ченчинской свите на севере Уринского поднятия [Горохов и др., 1995] – содержание стронция в известняках, сформированных во время события Ш-В, еще ниже и не превышает 1000 мкг/г.

Сопоставление вендских отложений Мамско-Бодайбинского синклинория с отложениями сопредельных территорий. На диаграмме δ¹³С‒δ¹⁸О (рис. 9) кристаллические известняки и карбонатные сланцы имняхской свиты р. Кадали сопоставлены с неметаморфизованными аналогами – никольской и ченчинской свитами восточного склона Патомского нагорья, обнаженными в нижнем течении р. Жуя, а также с торгинской свитой, выделяемой на прилегающей части Сибирской платформы (разрезы р. Чара и скважины 1Г на Чара-Токинском междуречье). Нельзя не обратить внимание, что большая часть значений δ¹³С находится в очень узком интервале от –8 до –10‰. В тех же пределах находятся величины δ¹³С в ченчинской свите на Уринском поднятии, в северной части Патомского палеобассейна [Покровский и др., 2006а; Melezhik et al., 2009] и на его юго-западе [Покровский, Буякайте, 2015]. Постоянство изотопного состава углерода в одновозрастных карбонатах по всей почти 700-километровой дуге, окаймляющей Патомское нагорье с востока, севера и запада, а также в его центральной части, несмотря на существенно различные фациальные обстановки их формирования, литологический состав и условия постседиментационных преобразований, является наиболее убедительным доказательством его синседиментационного происхождения. Такое постоянство заведомо невозможно в диагенетических карбонатах, в изотопном составе которых неизбежно отразится смешение карбонатного и органического углерода с очень широкими вариациями изотопного состава.

Рис. 9.

Соотношение изотопного состава кислорода и углерода в верхневендских карбонатах Патомского нагорья и Сибирской платформы, сформированных во время события Шурам-Вонока и претерпевших постседиментационные преобразования различной интенсивности. 1 – Мамско-Бодайбинский синклинорий: имняхская свита (im) на р. Кадали; 2, 3 – восточный склон Патомского нагорья, р. Жуя: 2 – никольская свита (nk), 3 – ченчинская свита (ch); 4, 5 – Сибирская платформа: 4 – торгинская свита (tg) на р. Чара, 5 – торгинская свита в скважине 1Г на междуречье рр. Чара и Токко. Данные взяты из табл. 2, 3 и работ [Покровский и др., 2006а; Melezhik et al., 2009; Антипин и др., 2015].

В строении наиболее полных разрезов жуинской серии, наряду с карбонатами, в которых δ¹³С укладывается в интервал –10‰ < δ¹³С < –8‰, принимают участие карбонаты со значениями δ¹³С как более высокими (–4‰…–8‰), так и более низкими (до –12.5‰, в единичных случаях до –13.5‰). Однако в разрезе они располагаются не хаотично, как можно было бы ожидать в случае диагенетических изменений, а строго приурочены к его определенным частям. В разрезе (снизу вверх) можно выделить четыре интервала: Ж-1 ‒ переходный интервал от обогащенных ¹³С карбонатов дальнетайгинской серии к обедненным δ¹³С карбонатам жуинской серии. Полностью он опробован в скв. 1Г на Чара-Токинском междуречье, где в известковистых доломитах и доломитовых алевролитах верхов нижней–основания средней подсвит торгинской свиты значения δ¹³С уменьшаются от 5.9 до –5.5‰ в пределах 50-метрового интервала [Покровский и др., 2006а]. В обнажениях этот интервал полностью не вскрыт. Часть его представлена карбонатными алевролитами никольской свиты на р. Чая [Покровский, Буякайте, 2015], которые характеризуются значениями δ¹³С = –5.1 ± 0.8‰. К нему относятся сходные по составу породы нижней части никольской свиты в Нохтуйском разрезе на р. Лена (δ¹³С = –5.6 ± 1.5‰), к сожалению, плохо изученном [Покровский, Герцев, 1993; Покровский и др., 2006а].

В интервале Ж-2, к которому на Уринском поднятии и в нижнем течении р. Жуя относятся характерные красные мергели никольской свиты, а также аналогичные породы средней подсвиты торгинской свиты в скв. 1Г [Покровский и др., 2006а; Melezhik et al., 2009], аномалия достигает максимальной амплитуды (δ¹³С = –13.5‰), при δ¹³С_сред = –11.0 ± 1‰. Наиболее мощный интервал Ж-3, связанный с Ж-2 постепенным переходом, во всех изученных разрезах представлен наиболее чистыми карбонатными породами и характеризуется δ¹³С_сред = –9.0 ± 1‰, с тенденцией увеличения значений снизу вверх по разрезу. Хуже всего на рассматриваемой территории представлен интервал Ж-4 ‒ переходный между отрицательной изотопной аномалией Ш-В и вышележащим положительным плато, завершающим эдиакарий в международной стратиграфической шкале, или верхний венд в схеме Н.М. Чумакова с соавторами [Чумаков и др., 2013]. Располагающееся над аномалией Ш-В терминальное эдиакарское положительное плато и венчающий его отрицательный экскурс, маркирующий границу эдиакария и кембрия, в непрерывном разрезе задокументированы только на р. Олекма [Покровский и др., 2020].

По изотопному составу углерода (δ¹³С_сред = = ‒9.0 ± 0.4‰) мраморы имняхской свиты идентичны основному, наиболее протяженному интервалу Ж-3, установленному во всех разрезах внешней зоны (см. рис. 9). В связи с этим следует допустить, что интервалы Ж-1, Ж-2 и Ж-4 в разрезе р. Кадали отсутствуют, и этот разрез не полностью отражает длительность аномалии Ш-В. Соответственно, нижнюю пачку ченчинской свиты на р. Мама, характеризующуюся более низкими величинами δ¹³С (<–10‰), можно сопоставить с интервалом Ж-2, а верхнюю — с интервалом Ж-3.

Корреляция изотопного состава углерода в мраморах имняхской свиты с “показателями сохранности” проявлена значительно слабее, чем в подстилающих угольно-черных карбонатах. Слабая корреляция величины δ¹³С с содержанием SiO₂ и отношением Mn/Sr обусловлена наличием двух групп образцов: относительно чистых мраморов с содержанием SiO₂ < 40% и несколько обедненных ¹³С слабокарбонатных сланцев, залегающих преимущественно в нижней части свиты. В аналогичных породах на р. Мама коэффициент корреляции величины δ¹³С с содержанием SiO₂ и отношением Mn/Sr заметно выше, так как нижняя, обогащенная SiO₂ пачка – аналог никольской свиты – представлена здесь лучше, чем на р. Кадали.

В обедненных ¹³С мраморах Мамско-Бодайбинского синклинория, так же, как и в некоторых других карбонатсодержащих толщах, синхронных событию Ш-В, наблюдается положительная корреляция величин δ¹³С и δ¹⁸О, которая дала основание ряду исследователей [Виноградов, 2008; Knauth, Kennedy, 2009; Derry, 2010; Cui et al., 2017] связывать эту отрицательную аномалию с диагенетическими процессами. Очевидно, что в данном случае диагенетическая гипотеза базируется не столько на самой корреляции δ¹³С и δ¹⁸О, сколько на амплитуде и мощности аномалии, которая по этим показателям не имеет аналогов в геологической истории. Сходные ковариации δ¹³С и δ¹⁸О на уровне палеоцен-эоценового термического максимума [Zachos et al., 2001] или на границе перми и триаса [Magaritz et al., 1988] не вызывают дискуссий о диагенезе и находят разумные объяснения в синседиментационных процессах, таких как, например, потепления, которые проявляются в обеднении карбонатов изотопом ¹⁸О и сопутствующей деструкцией метангидратов. Очевидно, что опреснение/засолонение бассейна седиментации также может приводить к положительной корреляции δ¹³С и δ¹⁸О, так как реки привносят в море воду, обедненную тяжелыми изотопами ¹⁸О и ¹³С. Отмечалось [Покровский, Буякайте, 2015], что в наименее измененных платформенных разрезах жуинской серии и торгинской свиты корреляция δ¹³С и δ¹⁸О отсутствует (см. рис. 9), а совмещенный в некоторых разрезах рост значений δ¹⁸О и δ¹³С от подошвы к кровле является суперпозицией двух несвязанных процессов: эволюции изотопного состава углерода во времени и уменьшения постседиментационного изотопно-кислородного сдвига, связанного с глубиной погружения.

Нельзя не отметить, что самый высокий коэффициент корреляции между δ¹⁸О и δ¹³С устанавливается в мраморах и карбонатных сланцах имняхской свиты (см. рис. 9). Подобная корреляция, встречающаяся довольно часто в метаморфизованных карбонатах, обычно связывается либо с декарбонатизацией и удалением обогащенного ¹⁸О и ¹³С углекислого газа, либо с высокотемпературным обменом с водно-углекислотным флюидом [Valley, 1986]. Значительное (на 4–5‰) обеднение осадочных карбонатов изотопом ¹³С отмечалось, однако, лишь при высокотемпературном контактовом метаморфизме, тогда как для амфиболитовой фации оно не характерно ввиду того, что при 400‒500°С кальцит разлагается слабо. Экстраполяция тренда δ¹⁸О‒δ¹³С, установленного в мраморах имняхской свиты, в область нормально-морских “нулевых” значений представляется необоснованной и крайне маловероятной.

В отличие от изотопного состава углерода и стронция, изотопный состав кислорода в карбонатах жуинской серии характеризуется очень широкими вариациями (от 16.7 до 30.5‰), которые, несомненно, связаны с условиями постседиментационных преобразований и, прежде всего, с температурой взаимодействия карбонатов с поровыми растворами. С одной стороны, в наиболее мощных (до 1 км) разрезах на рр. Большой Патом и Жуя эта связь проявляется в обогащении карбонатов снизу вверх изотопом ¹⁸О [Покровский и др., 2006а; Melezhik et al., 2009; Покровский, Буякайте, 2015] и связана, по-видимому, с глубиной погружения. Так, на р. Жуя кальцит никольской свиты (δ¹⁸О_средн = 18.8 ± 1‰), залегающей в основании жуинской серии, в среднем на 2.5‰ обеднен изотопом ¹⁸О по сравнению с кальцитом из перекрывающей ее ченчинской свиты (δ¹⁸О_средн = 21.3 ± 0.8‰). Выявляется также связь изотопного состава кислорода с палеогеографическим и тектоническим положением отдельных разрезов. В платформенном разрезе на р. Чара, расположенном всего в 50‒70 км к востоку от Жуинского разреза, кальцит еще более обогащен ¹⁸О (δ¹⁸О_средн = 22.0 ± 1.7‰), а еще далее на восток, на Чара-Токинском междуречье (скв. 2Г), где торгинская свита частично сложена доломитами, значения δ¹⁸О достигают 30‰ [Покровский и др., 2006а]. Вероятно, в последнем случае высокие значения δ¹⁸О объясняются не только относительно низкой температурой прогрева, но также низкой растворимостью доломита по сравнению с кальцитом.

К проблеме возраста аномалии Шурам-Вонока и ассоциирующих пород патомского комплекса. В отложениях патомского комплекса до настоящего времени не обнаружено пород, пригодных для точных радиоизотопных датировок, которые преимущественно получают с использованием уран-свинцовой системы в цирконах из вулканических туфов, синхронных осадконакоплению. Имеющиеся данные биостратиграфии и датировки детритовых цирконов однозначно доказывают вендский возраст дальнетайгинской и жуинской серий, однако не пригодны для более детального стратиграфического расчленения. В связи с этим на первый план выступают результаты С- и Sr-изотопной корреляции с удаленными разрезами, датированными радиоизотопными методами. Несмотря на широкое распространение на Земле вендских (эдиакарских) отложений, таких разрезов очень немного, и не все радиоизотопные датировки можно признать надежными.

Событие Ш-В, несомненно, является важнейшим хемостратиграфическим маркером венда/эдиакария вследствие ярко выраженной индивидуальности: ультранизких значений δ¹³С = –9 ± ± 3‰ и большой мощности — сотни метров в наиболее полных разрезах. Сравнительно немного разрезов обладает обоими этими качествами: формация Шурам в Омане [Cozzi et al., 2004; Le Guerroue, 2006], Вонока в Австралии [Calver, 2000; McKirdy et al., 2001; Husson et al., 2015], жуинская серия и ее аналоги на юге Сибири. Известен еще целый ряд позднеэдиакарских (средне-верхневендских) отрицательных аномалий, коррелирующихся с событием Ш-В, однако их мощность заметно меньше (менее 100 м, обычно первые десятки метров), вероятно, по причине существенного сокращения разрезов. Среди наиболее известных можно назвать формацию Джонни (Johnny) в Долине Смерти на западе США [Bergmann et al., 2011; Corsetti, Kaufman, 2003; Kaufman et al., 2007], в которой значения δ¹³С в интервале –8…–10 зарегистрированы в ~50-метровой пачке доломитовых песчаников, формацию Гаметрэйл (Gametrail) на северо-западе Канады [Macdonald et al., 2013; Rooney et al., 2020], где с аномалией Ш-В коррелируется также сравнительно небольшая по мощности пачка, в которой величины δ¹³С находятся в интервале ‒2…–8, и формацию Доушаньто на юге Китая [Zhou, Xiao, 2007; Zhu et al., 2007; Jiang et al., 2011; Cui et al., 2015, 2017], в которой максимальная мощность аномалии Ш-В не превышает 40‒50 м.

Детально изученная формация Доушаньто мощностью от ~40 до 350 м залегает на диамиктитах формации Наньто, которые сопоставляют с гляциогоризонтом Марино. Возрастные рамки формации Доушаньто, изученной в многочисленных разнофациальных разрезах, ограничены лучшими на сегодняшний день U‒Pb датировками по цирконам из вулканогенно-осадочных пород: основание, совпадающее с окончанием оледенения “Марино” (туфы в кэп-доломитах (cap dolomite), венчающих гляциогенные диамиктиты) имеет возраст 635.0 ± 0.6 млн лет [Condon et al., 2005], и кровля, совпадающая с окончанием отрицательной аномалии EN-3 (туфы в черных сланцах с содержанием ОВ до 10%) – 551.0 ± 0.7 млн лет [Condon et al., 2005]. В целом, для эдиакария Южного Китая (формаций Доушаньто и перекрывающей ее Деньинь) характерны высокие значения δ¹³С = = 4…7‰, на фоне которых выделяются 4 отрицательных экскурса, из которых EN-1 и EN-4 маркируют, соответственно, начало и конец эдиакария, а EN-2 и EN-3 располагаются в средней и верхней частях формации Доушаньто. С событием Ш-В сопоставляют изотопно-углеродный экскурс EN-3 (δ¹³С до –9 ± 1‰), мощность которого в наиболее полном разрезе Юлоньгван (Jiulongwan), интерпретированном как мелководная часть внутреннего шельфа, составляет 40 м [Jiang et al., 2011; Cui et al., 2015, 2017]. Мощность и амплитуда экскурсов EN-3 в более глубоководных разрезах, например Жоньглинь (Zhongling), существенно меньше, и они не формируют устойчивого отрицательного плато — “опознать” их можно только по положению в разрезах, которые, по-видимому, часто имеют сокращенную мощность вследствие скрытых перерывов и/или эпигенетического растворения карбонатных горизонтов. Нельзя не отметить, что с событием Ш-В в формации Доушаньто, обнаженной в разрезе Сидупинь (Siduping), который был сформирован, как полагают авторы, в верхней части склона открытого морского бассейна, коррелируется интервал с положительными значениями δ¹³С [Li et al., 2017]. Столь сильная пространственная неоднородность события Ш-В объясняется в работе [Li et al., 2017] различными окислительно-восстановительными условиями на внутреннем шельфе и на склоне бассейна, а в работе [Laakso, Schrag, 2020] связывается с наличием в разрезе Сидупинь наряду с обедненными ¹³С осадочными карбонатами обогащенных ¹³С диагенетических (примерно 50%). По нашему мнению, названные выше южно-китайские разрезы могут быть просто некорректно скоррелированы на основании литологических соображений. В Патомском палеобассейне фациальная неоднородность проявляется только в различной мощности горизонтов, относящихся к событию Ш-В.

Имели место попытки выделения события Ш-В в слабокарбонатных силикокластических толщах Ньюфаундленда (п-ов Авалон), в которых осадочный карбонатный материал смешан с диагенетическим, причем последний, судя по изотопному составу углерода от –5 до –25‰, преобладает [Canfield et al., 2020]. Вполне возможно, что первичные значения δ¹³С в осадочных карбонатах формаций Брискал (Briscal) и Мистейкен Поинт (Mistaken Point) на п-ове Авалон действительно были ниже 0‰, однако это не является достаточным основанием для выделения в этих формациях события Ш-В, которое характеризуется устойчивым отрицательным плато на уровне δ¹³С = –10 ± 2‰. В названных выше свитах осадочный карбонатный материал, если он там вообще имелся, не мог иметь изотопный состав углерода ниже –5‰ – максимума для данной толщи.

Следует отметить, что в Сибири сравнительно маломощные толщи, по-видимому, включающие событие Ш-В, обнаружены также за пределами Патомского палеобассейна: в юкандинской свите в Учуро-Майском районе [Семихатов и др., 2004], в базальной пачке биджинской свиты на Батеневском кряже [Летникова и др., 2011], в верхней части непского горизонта внутренней части Сибирской платформы [Кочнев и др., 2018], в тасеевской серии на востоке Енисейского кряжа [Кочнев и др., 2020]. Есть основания полагать, что событие Ш-В в них также представлено не в полном объеме.

По изотопному составу стронция толщи, относимые к событию Ш-В, хуже поддаются корреляции, чем по изотопному составу углерода. Минимальное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7080 в карбонатах жуинской серии и в ее аналогах на юге Сибири заметно ниже, чем в обедненных изотопом ¹³С карбонатах, сопоставляемых с событием Ш-В на юге Китая, в Австралии, Омане и других районах, где значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr не опускаются ниже 0.7085. Это обстоятельство позволило авторам работы [Melezhik et al., 2009] предположить, что отрицательные аномалии формаций Шурам и Вонока соответствуют верхней части жуинской серии. Вполне возможно, однако, что повышенные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в существенно доломитовых и карбонатно-силикокластических аналогах жуинской серии связаны с постседиментационными изменениями.

До настоящего времени оживленно дискутируются возрастные рамки и длительность события Ш-В. Диапазон оценок находится в интервале от 1 до 50 млн лет [Xiao et al., 2016; Williams, Schmidt, 2018]. Наиболее популярными являются два варианта длительности этого события (см. обзор в работе [Xiao et al., 2016]): 1) “продолжительный” длительностью от ~585 до ~550 млн лет и 2) “короткий” ‒ ~560‒550 или ~570‒ 560 млн лет. Однозначного обоснования ни того, ни другого сценария нет, и последние работы [Canfield et al., 2020; Rooney et al., 2020] не проясняют данную ситуацию.

Существенно силикокластический разрез эдиакарских отложений на Ньюфаундленде (п-ов Авалон) охарактеризован прецизионными U‒Pb датировками по цирконам из туфов, однако, как отмечено выше, не содержит карбонатной составляющей, которую можно было бы однозначно сопоставить с событием Ш-В [Canfield et al., 2020]. Определить на фоне очень большого разброса отрицательных значений δ¹³С (–5…–25‰) положение двух выделенных в формации Доушаньто отрицательных экскурсов N-2 и N-3, разделенных положительным плато, на п-ове Авалон невозможно. Если хемостратиграфические данные по Ньюфаундленду и могут быть интерпретированы, то свидетельствуют они скорее о существовании отрицательной аномалии Ш-В в интервале от 580.9 ± 0.4 до 562.0 ± ± 1.1 млн лет, а не 571‒562 млн лет, как утверждают авторы рассматриваемой статьи.

Для определения возрастных рамок формации Шурам в Омане и ее предполагаемого стратиграфического аналога – формации Гэймтрэйл (Gametrail) на северо-западе Канады – были использованы Re–Os изотопные системы в богатых ОВ, отложениях, подстилающих и перекрывающих названные толщи [Rooney et al., 2020]. Возраст формации Шурам укладывается в относительно продолжительный интервал между 578.2 ± 5.9  и 562.7 ± 3.8 млн лет [Rooney et al., 2020], тогда как датировки, ограничивающие снизу и сверху возраст сопоставляемого с аномалией Ш-В экскурса в формации Гэймтрэйл – 574.0 ± 4.7 и 567.3 ± ± 3.0 млн лет, – не отличаются в пределах ошибки [Rooney et al., 2020]. Результаты Re–Os изохронного датирования не позволяют согласиться с авторами статьи [Rooney et al., 2020], которые, игнорируя большие неопределенности датирования, заключают событие Ш-В в очень узкий интервал длительностью от 1.1 до 12.3 млн лет. Отметим, что ранее [Zhu et al., 2013] по богатым ОВ черным сланцам, которые согласно залегают на карбонатах, синхронных событию Ш-В, и завершают разрез формации Доушаньто на юге Китая, была получена Re–Os изохрона с возрастом 591.1 ± 5.3 млн лет, который резко отличается от датировок по Оману и С-З Канаде [Rooney et al., 2020]. Очевидно, к Re–Os датировкам пород с высоким содержанием ОВ следует относиться с разумной осторожностью.

Предпринимались попытки определения длительности события Ш-В с помощью циклостратиграфии, основанной на выявлении астро-климатических циклов Миланковича. Предполагается, что эти циклы контролируют периодичность поступления в бассейны седиментации силикокластичекого материала, количество которого определяется по ферро- и парамагнитной составляющим породы [Minguez et al., 2015; Minguez, Kodama, 2017; Gong et al., 2017] или по гамма-радиоактивности [Gong, Li, 2020]. Определенная таким способом длительность события Ш-В колеблется от 7.7 ± 0.2 млн лет в Омане [Gong, Li, 2020] до 9.1 ± 1.0 млн лет в Южном Китае [Gong et al., 2017]. Эти оценки, очевидно, следует рассматривать как минимальные, так как авторы не принимают во внимание вероятность элиминирования части циклов вследствие подводных и субаэральных размывов, диагенетического растворения карбонатных слоев и неполноты разреза.

По аналогии с ранневендским оледенением Марино (650‒631 млн лет), отложения которого перекрывает характерная пачка т.н. кэп-доломитов (“cap dolomite”), обедненных изотопом ¹³С, в большинстве хемостратиграфических схем неопротерозоя отрицательные экскурсы δ¹³С рассматривались как маркеры окончания оледенений даже в тех случаях, когда они встречались вне ассоциации с ледниковыми отложениями [Kaufman, Knoll, 1995; Jacobsen, Kaufman, 1999; Halverson et al., 2010 и др.]. Строгих оснований для подобных выводов нет, так как отрицательные экскурсы δ¹³С во многих неопротерозойских разрезах – на северо-востоке Шпицбергена [Fairchild, Spiro, 1987; Kaufman et al., 1997], юге Австралии [McKirdy et al., 2001; Walter et al., 2000], севере Канады [Narbonne et al., 1994; Kaufman et al., 1997], в Шотландии [Brasier, Shields, 2000], Намибии [Hoffman et al., 1998] и Северо-Западном Китае [Xiao et al., 2001] – располагаются стратиграфически ниже диамиктитов. Тем не менее, событие Ш-В (EN-3) обычно коррелируют с окончанием оледенения Гаскье (582‒584 млн лет), следы которого установлены только на Ньюфаундленде [Fike et al., 2007; Narbonne et al., 2012; Canfield et al., 2020], где эдиакарские толщи представлены силикокластическими отложениями, поэтому событие Ш-В, как отмечалось выше, не может быть однозначно установлено. По другой версии, оледенение Гаскье коррелируется с относительно слабым отрицательным экскурсом EN-2 [McDonald et al., 2013], который располагается в формации Доушаньто на ~30 м ниже экскурса, сопоставляемого с событием EN-3, и также вне ассоциации с ледниковыми отложениями [Jiang et al., 2007; McFadden et al., 2008; Sawaki et al., 2010; Cui et al., 2015].

В настоящее время нет общепринятого стратиграфического расчленения ни венда, ни эдиакария. В венде предлагается выделять четыре отдела: нижний, средний, верхний и терминальный [Чумаков и др., 2013], в эдиакарии – нижний и верхний, предполагая, что оледенение Гаскье совпадает с экскурсом EN-2, или нижний, средний и верхний, если проводить границу между средним и верхним по подошве события Ш-В (экскурс EN-3), сопоставляя его с оледенением Гаскье, следы которого в Южном Китае отсутствуют [Xiao et al., 2016]. Не вдаваясь в обсуждение достоинств и недостатков этих схем, отметим, что изотопный состав стронция позволяет отличать нижний венд (эдиакарий) от среднего или верхнего, и, следовательно, оледенение Марино от оледенения Гаскье достаточно четко даже при отсутствии надежных радиоизотопных датировок: в нижнем венде минимальные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr не поднимаются выше 0.7075…0.7076, тогда как в среднем и верхнем они никогда не опускаются ниже 0.7080 [Halverson et al., 2010; Cui et al., 2018]. Это обстоятельство не позволяет согласиться с авторами [Рудько и др., 2017, 2020; Петров, 2018а, 2018б], которые допускают, что гляциогенные диамиктиты джемкуканской (большепатомской) свиты, традиционно сопоставляемые с ранневендским оледенением Марино (650‒630 млн лет) [Покровский и др., 2006а; Чумаков и др., 2007, 2013], могут быть скоррелированы с оледенением Гаскье и иметь средневендский возраст. Данные хемостратиграфии дают для этого мало оснований. В карбонатах баракунской свиты, перекрывающих диамиктиты на Уринском поднятии [Рудько и др., 2020] и в нижнем течении р. Жуя (см. табл. 3), а также хомолхинской свиты в Бодайбинском синклинории (см. табл. 2) минимальные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 0.70755, 0.70767 и 0.70753 соответственно – однозначно указывают на ранневендский (раннеэдиакарский) возраст.

Традиционно в патомском комплексе выделяется единый гляциогоризонт, сопоставляемый с тремя свитами: большепатомской, джемкуканской и ничатской [Чумаков, 1993]. Корреляция большепатомской и джемкуканской свит, перекрываемых карбонатами баракунской свиты, с очень сходными С- и Sr-изотопными характеристиками, в целом не вызывает сомнений. В карбонатах красноцветной кумакулахской свиты, перекрывающей ничатскую, минимальные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, однако, заметно ниже, чем в баракунской (см. рис. 8), несмотря на несколько худшие показатели сохранности. Из этого следует, что либо корреляция баракунской и кумукулахской свит неверна, а тогда некорректна и корреляция ничатской свиты с джемкуканской и большепатомской, либо критерии сохранности имеют ограниченное применение для дискриминации образцов карбонатных пород с некогда высокими содержаниями ОВ, которые в силу особенностей химического состава более уязвимы для постседиментационной модификации изотопных систем.

Нельзя не обратить внимание (см. рис. 8) на то, что в карбонатах мариинской свиты, которая подстилает джемкуканскую свиту и относится к позднему рифею, и в карбонатах баракунской, которая джемкуканскую перекрывает, минимальные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отличаются очень мало (0.70747 и 0.70767 соответственно) при сходных высоких значениях δ¹³С. Такая ситуация могла бы показаться странной, учитывая предполагаемый, согласно существующей схеме, большой временнóй интервал между свитами, соответствующий длительности оледенения Марино – ~15 млн лет. Однако и в ряде других районов – формация Итина (Etina) в Австралии [Walter et al., 2000; McKirdy et al., 2001], формация Тайшир (Tayshir) в Монголии [Brasie et al., 1996], формация Кил (Keele) в Канаде [Narbonne et al., 1994; Kaufman et al., 1997] – карбонаты позднего криогения, накопленные непосредственно перед оледенением Марино, мало отличаются от карбонатов раннего эдиакария по изотопному составу углерода и стронция, что говорит о постоянстве тектонических условий и холодном климате, неблагоприятном для химического выветривания континентов.

К проблеме генезиса аномалии Шурам-Вонока. В настоящее время существуют три основные гипотезы происхождения аномалии Ш-В. Большинство исследователей [Rothman et al., 2003; Melezhik et al., 2005, 2009; Fike et al., 2006; Покровский и др., 2006б; Halverson et al., 2010; Покровский, Буякайте, 2015] считают ее общепланетарным событием, обусловленным быстрой и беспрецедентной по объему “инъекцией” продуктов окисления органического вещества и/или метана, накопленных в предшествующие периоды, в систему океан‒атмосфера. Данные радиоизотопной хронологии и хемостратиграфии венда (эдиакария) в целом подтверждают эту гипотезу, так как указывают на субсинхронность события Ш-В на разных континентах. Вместе с тем, дискуссионными остаются вопросы, касающиеся источников обедненного изотопом ¹³С углерода и необходимого количества окислителей, а также допустимых масштабов фациальной неоднородности аномалии, что особенно существенно для ее использования в качестве глобального стратиграфического маркера.

Устойчивой популярностью пользуется гипотеза [Виноградов, 2008; Knauth, Kennedy, 2009; Derry, 2010; Schrag et al., 2013; Cui et al., 2017; Jiang et al., 2019], согласно которой аномалия Ш-В не отражает состояние системы океан‒атмосфера, а является результатом замещения осадочных карбонатов диагенетическими, которые часто, хотя и далеко не всегда, обеднены изотопом ¹³С. Аргументы, противоречащие “диагенетической” гипотезе, были рассмотрены выше. Необходимо, однако, коснуться работы, авторы которой полагают, что обнаружили в породах, хронологически сопоставляемых с событием Ш-В, прямые доказательства замещения осадочных доломитов диагенетическим кальцитом, связанным с анаэробным окислением метана [Cui et al., 2017]. Аутигенный кальцит (в виде цемента и нодулей), в котором значения δ¹³С (до –37‰) много ниже, чем в ассоциирующем фосфатно-доломитовом матриксе (–2…+7‰), был обнаружен в 50-метровой терригенно-карбонатно-фосфатной пачке разреза Жоньлинь (Zhongling), вскрывающего уже упоминавшуюся выше формацию Доушаньто на юге Китая. Корреляция углерод-изотопной аномалии в этой пачке с событием Ш-В представляется, однако, неоднозначной. Лишь в трех образцах оттуда значения δ¹³С ниже 0‰, и только один из них достигает –12‰ [Jiang et al., 2011], тогда как в наиболее полном на юге Китая разрезе Юлонгван (Jiulongwan) этой же формации аномалия Ш-В (экскурс EN-3) представлена 40-метровой толщей чисто карбонатных пород (доломитов и известняков) с очень однообразными значениями δ¹³С = –9 ± 1‰, которые трудно интерпретировать в рамках модели смешения двух карбонатных фаз, исключительно контрастных по изотопному составу углерода.

Важная, но совершенно иная роль отводится диагенетическим карбонатам в третьей гипотезе происхождения аномалии Ш-В [Laakso, Schrag, 2017]. Согласно этой гипотезе, обеднение ¹³С неорганического углерода, растворенного в океанической воде (dissolved inorganic carbon, DIC), носило глобальный характер и было инициировано аккумуляцией в осадках, обогащенных ¹³С, метаногенных диагенетических карбонатов (МДК). Моделирование показывает, что теоретически такой процесс возможен, но требует выполнения определенных, не вполне реалистичных условий. Чтобы достичь установленного в аномалии Ш-В уменьшения величины δ¹³С до –10‰, при соотношении в осадках С_орг/С_карб = 0.2 (близкого к современному) и δ¹³С = +10‰ в МДК, количество последних должно составлять 50% от общего объема карбонатонакопления, что противоречит принимаемой доли захороненного ОВ (20%), из которого образуется метан. При соотношении С_орг/С_карб = 0 и δ¹³С (МДК) = +20‰, для требуемого сдвига достаточно 15% МДК [Laakso, Schrag, 2017]. Эта величина, на первый взгляд, кажется более реалистичной, однако совершенно непонятно каким образом будет генерироваться метан, если в осадках отсутствует органическое вещество.

В венде Патомского палеобассейна мы не находим никаких подтверждений рассмотренной выше гипотезы. В отложениях, соответствующих событию Ш-В, МДК, обогащенные ¹³С, не найдены, равно как нет в этих отложениях признаков накопления существенных объемов органического вещества, без которого метаногенез невозможен в принципе. Вместе с тем, обогащенные ¹³С (до δ¹³С = 15‰) раннедиагенетические конкреции обнаружены в отложениях дальнетайгинской серии, подстилающих аномалию Ш-В [Петров, Покровский, 2020], и этот факт представляется весьма важным для понимания природы события этой аномалии. Такие конкреции широко распространены в кайнозойских холодноводных отложениях Северной Пацифики [Покровский, 1980; Покровский, Гладенков, 2017]; обогащенная ¹³С углекислота, как было показано многочисленными исследованиями, образуется при определенных условиях диагенеза, одновременно с образованием обедненного ¹³С метана.

В настоящее время часть метана, генерируемого в осадках, окисляется анаэробно, а другая часть консервируется в виде метангидратов, широко распространенных в современном Мировом океане – преимущественно в холодноводных морях и на больших глубинах [Kvenvolden, 1988]. Очевидно, что в холодные эпохи количество метангидратов существенно увеличивалось, и событие Ш-В, как это отмечалось ранее [Покровский и др., 2006б], может быть связано с их деструкцией, вызванной потеплением, окислением метана и инъекцией в океан обедненного ¹³С окисленного углерода.

Нерешенной, однако, является проблема источника кислорода. Расчеты показывают [Bristow, Kennedy, 2008], что кислород и сульфат-ион, необходимые для окисления ~7 × 10²⁰ молей органического вещества и глобального смещения δ¹³С в растворенном в океанической воде неорганическом углероде до –12‰, был бы израсходован уже в течение 0.8–1.0 млн лет, тогда как событие Ш-В длилось как минимум на порядок дольше. Кроме того, в результате масштабного окислительного события содержание кислорода в атмосфере должно было бы резко сократиться, свидетельств чему нет ни в позднем венде, ни в раннем кембрии.

Чтобы согласовать амплитуду и длительность события Ш-В с объемами необходимых для ее возникновения органического углерода и кислорода, необходимо допустить, что в обогащении океанической воды изотопно-легким углеродом участвовали не только кислород системы океан‒атмосфера и органический углерод придонного слоя воды и поверхностного слоя осадков, но и глубоко захороненные углеводороды и сульфатные залежи, которые могли возникнуть только в условиях кислородной атмосферы.

Это предположение противоречит популярной гипотезе неопротерозойской оксигенизации, согласно которой довендский (доэдиакарский) океан был малосульфатным или даже бессульфатным [Canfield, Teske, 1996; Canfield, Farquhar, 2009]. Тем не менее, наличие значительных по объему сульфатсодержащих эвапоритов с возрастом более 700 млн лет является несомненным фактом. Многочисленными нефтеразведочными скважинами в западной части Сибирской платформы вскрыты нижне-среднерифейская камовская серия, в строении которой принимают участие сульфатно-доломитовые комплексы мощностью 150‒200 м, с содержанием ангидрита 20‒30% [Виноградов и др., 1994]. В серии Биттер Спрингс (Bitter Springs) с возрастом 830‒750 млн лет, занимающей значительную – до 1/3 континента – площадь в центральной части Австралии, мощность галит-ангидрит-доломитового комплекса превышает 800 м [Schmid, 2017]. Мезопротерозойская (~1.2 млрд лет) формация Society Cliffs, мощностью 720 м, распространенная на островах Баффина (Baffin) и Байлот (Bylot) Канадского арктического архипелага, сложена карбонатами, содержащими многочисленные горизонты гипса и ангидрита [Kah et al., 2001]. Известны также палеопротерозойские осадочные сульфаты. В Онежской мульде скважиной на глубине 2400‒2900 м, в туломозерской свите (возраст около 2 млрд лет) была вскрыта 500-метровая ангидрит-галитовая толща [Онежская …, 2011; Blättler et al., 2018], свидетельствующая, что уже в это время минимальное содержание сульфат-иона в морской воде составляло не менее 10 ммоль/кг, т.е. ~30% современного уровня (28 ммоль/кг). Следует подчеркнуть, что это минимальная оценка, сделанная на основании изотопного состава кальция и неочевидной в данном случае модели исчерпания [Blättler et al., 2018]. Следы сульфатов на этом уровне встречаются по всей Фенноскандии [Melezhik et al., 2013], впервые они были обнаружены в палеопротерозое Алданского щита [Виноградов и др., 1976].

Хорошо известна высокая растворимость гипса, особенно солеными водами (вследствие этого гипсы и ангидриты редко встречаются в естественных обнажениях). Можно предположить, что снятие ледниковой нагрузки, таяние многолетнемерзлых пород на континентах, гляциоэвстатические и гляциоизостатические колебания базиса эрозии сопровождались активизацией подземных вод, которые растворяли эвапориты, накопленные в предшествующие эпохи и обеспечивали поступление сульфатного кислорода к горизонтам, обогащенным органическим веществом и/или метан-гидратами. В этой связи нельзя не отметить, что в наиболее глубоководных частях Патомского палеобассейна высокостронциевые (до 24 000 мкг/г) онколитовые известняки ченчинской свиты иногда содержат осадочный или раннедиагенетический целестин [Melezhik et al., 2009] – продукт перекристаллизации арагонита в кальцит в присутствии сульфатных рассолов, которые, возможно, разгружались непосредственно в бассейн седиментации.

Подводя итог сказанному, еще раз подчеркнем если не обилие, то бесспорное наличие в до-вендских осадочных толщах мощных сульфатных горизонтов, которые начали накапливаться на Земле не позднее 2 млрд лет назад. Нет никаких геологических резонов полагать, что в мелководных эпиконтинентальных довендских бассейнах сульфаты накапливались лишь в исключительных случаях и в небольших объемах. То, что в настоящее время докембрийские сульфаты встречаются реже, чем фанерозойские, является результатом их растворения и восстановления. Событие Ш-В – одно из наиболее ярких проявлений такого рода процессов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изотопные данные подтверждают наиболее распространенную схему корреляции позднедокембрийских отложений внешней и внутренней зон Патомского комплекса [Докембрий …, 1995] и, соответственно, вендский возраст метаморфизованных аналогов жуинской и дальнетайгинской серий Патомского комплекса.

Белые и светло-серые, не содержащие органического вещества мраморы имняхской свиты в восточной части Мамско-Бодайбинского синклинория внутренней зоны Патомского нагорья (р. Кадали) по изотопному составу углерода (δ¹³С_средн = –9.0 ± 0.4‰) и стронция (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = = 0.70810‒0.70845) полностью идентичны неметаморфизованным известнякам жуинской серии, сопоставляемой с глобальным поздне-эдиакарским событием Ш-В [Melezhik et al., 2005, 2009; Покровский и др., 2006а; Покровский, Буякайте, 2015]. Метаморфизм не сопровождался выносом стронция, содержание которого в мраморах имняхской свиты такое же высокое (до 6290 мкг/г), как в известняках жуинской серии наиболее глубоководных частей Патомского палеобассейна, и проявился лишь в обеднении пород тяжелым изотопом кислорода: в мраморах имняхской свиты δ¹⁸О_средн = 17.2 ± 1‰ на 3‒4‰ ниже, чем в известняках жуинской серии. На западе синклинория (р. Мама) сходные по условиям метаморфизма мраморы, относимые к жуинской серии, характеризуются близкими значениями δ¹³С и δ¹⁸О, но несколько более высокими, вследствие постседиментационного сдвига, значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Постседиментационные изменения угольно-черных карбонатов и карбонатсодержащих сланцев, залегающих стратиграфически ниже имняхской свиты, проявлены значительно сильнее. Влияние продуктов окисления и декарбоксилизации органического вещества проявляется не только в изотопном составе углерода, но и в изотопном составе стронция угольно-черных карбонатов, для которых характерна отрицательная корреляция значений δ¹³С и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Очевидно, агрессивные органические кислоты стимулируют извлечение из терригенной компоненты осадка стронция, обогащенного радиогенным изотопом, и вовлечение его в постседиментационную перекристаллизацию карбонатного материала. Это обстоятельство существенно затрудняет интерпретацию небольших (0.0002‒0.0003) вариаций отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в той или иной свите, которые могут быть связаны как с постседиментационными изменениями, так и с эволюцией изотопного состава стронция в морской воде. Ближе всего к изотопному составу стронция в морской воде в хомолхинское время, очевидно, отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70753, определенное в образце с ураганным содержанием Sr = 11 400 мкг/г; оно практически идентично с минимальным значением отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, зарегистрированного в дальнетайгинской серии во внешней зоне Патомского нагорья, и соответствует раннему венду (раннему эдиакарию).

Изотопные системы карбонатов согдиондонской и витимской свит, залегающих в основании неопротерозойского разреза на р. Жуя, подверглись еще более сильной модификации, которая исключает возможность обоснованной хемостратиграфической интерпретации. Крайне осторожно можно предположить, что значения δ¹³С в этих свитах были отрицательными изначально и соответствовали одному из глобальных довендских отрицательных экскурсов δ¹³С. Геохимическая природа события Ш-В остается предметом острых дискуссий. Ключом к решению этой проблемы, возможно, являются сделанные в последнее время находки раннедиагенетических карбонатов с ультранизкими [Cui et al., 2017] и ультравысокими [Петров, Покровский, 2020] величинами δ¹³С, указывающими на интенсивный метаногенез в холодноводных постледниковых осадках, накопление которых предшествовало событию Ш-В. Есть основания полагать, что большая часть метана была временно законсервирована в виде метангидратов, а событие Ш-В обусловлено их деструкцией, вызванной потеплением, окислением метана и инъекцией в океан обедненного ¹³С окисленного углерода. Еще более сложной является проблема источника кислорода, эквивалентного количеству окисленного метана и/или органического вещества. Поскольку кислорода, содержащегося в океане и атмосфере, было явно недостаточно [Bristow, Kennedy, 2008], следует предположить, что в окислении участвовали подземные воды, растворявшие довендские сульфатсодержащие отложения, которые начали накапливаться на Земле не позднее 2 млрд лет назад.