Литология и полезные ископаемые, 2023, № 3, стр. 274-298
Ранневендская положительная С-изотопная аномалия в известняках Чернореченской свиты Игарского поднятия (северо-запад Сибирской платформы)
Б. Б. Кочнев a, b, *, Б. Г. Покровский c, А. Б. Кузнецов d, В. В. Марусин a, b, О. К. Каурова d, Н. В. Быкова a, b, Н. А. Иванова e
a Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН
630090 Новосибирск, просп. акад. Коптюга, 3, Россия
b Новосибирский государственный университет
630090 Новосибирск, ул. Пирогова, 1, Россия
c Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1, Россия
d Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
199034 Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2, Россия
e Сибирский НИИ геологии, геофизики и минерального сырья (АО “СНИИГГиМС”)
630091 Новосибирск, Красный просп., 67, Россия
* E-mail: kochnevbb@ipgg.sbras.ru
Поступила в редакцию 23.08.2022
После доработки 22.12.2022
Принята к публикации 09.01.2023
- EDN: BWGMIW
- DOI: 10.31857/S0024497X23700088
Аннотация
В карбонатных осадочных породах и в рассеянном органическом веществе чернореченской свиты докембрия Игарского поднятия установлена высокоамплитудная (до +12.4‰) положительная аномалия δ13С, охватывающая интервал разреза мощностью более 500 м. Вариации кривых δ13Скарб и δ13Сорг синхронны и не зависят от условий формирования известняков, которые накапливались в различных частях карбонатного рампа. Изотопный состав кислорода и иные геохимические критерии указывают на незначительное влияние постседиментационных изменений и хорошую сохранность изотопных систем. Исходя из вариаций содержаний малых элементов в карбонатной фракции, в стратотипическом разрезе чернореченской свиты чередуются интервалы, формировавшиеся в аноксических и в более оксигенных условиях, что также не влияло на изотопный состав углерода. Показано, что известняки, обнажающиеся на о. Плахинский и содержащие обильные текстуры molar-tooth, по своему химическому и изотопному составу также относятся к чернореченской свите. Вероятной причиной крупной положительной аномалии δ13С является глобальный дефицит изотопа 12С в палеоокеане из-за накопления метангидратов и захоронения неокисленной органики. Минимальные значения отношения 87Sr/86Sr для чернореченской свиты составляют 0.7074, что в сочетании с другими геохронологическими и стратиграфическими данными позволяет относить ее к нижнему эдиакарию/нижнему венду (635‒580 млн лет). Ближайшим стратиграфическим аналогом чернореченской свиты являются отложения дальнетайгинской серии Патомского района и сопоставляемые с ней толщи на юге Сибирской платформы, а глобальный характер установленной положительной аномалии δ13С позволяет коррелировать ее с одновозрастными С-изотопными событиями других регионов Мира.
Эдиакарий (635‒539 млн лет) Международной хроностратиграфической шкалы [Geological …, 2020] и близкий к нему по возрастному диапазону венд Общей стратиграфической шкалы России (640‒530 млн лет) в его уточненном понимании [Семихатов и др., 2015; Grazhdankin et al., 2020] характеризуются наиболее высокоамплитудными и глобально прослеживаемыми вариациями изотопного состава углерода в осадочных карбонатных породах в геологической истории. Происхождение как положительных, так и отрицательных аномалий в отложениях этого возраста несколько десятилетий является предметом обширных дискуссий [Magaritz et al., 1986; Покровский, Миссаржевский, 1993; Kaufman, Knoll, 1995; Walter et al., 2000; Halverson et al., 2010; Xiao et al., 2016; Покровский и др., 2021 и ссылки в работах]. Несмотря на это, выраженные экскурсы кривых δ13С в позднедокембрийских карбонатных толщах давно и широко используются для региональных и глобальных корреляций. Не меньшее значение для этого имеют вариации отношения 87Sr/86Sr, происхождение которых связывается с глобальными тектоническими циклами [Xiao et al., 2016; Kuznetsov et al., 2017].
На Сибирской платформе позднедокембрийские карбонатные толщи с аномально-тяжелым (δ13С до +8…+10‰) изотопным составом углерода известны главным образом в разрезах ее южной периферии: в Прибайкалье [Хабаров, Пономарчук, 2005], на Патомском нагорье [Покровский и др., 2006а, 2021; Покровский, Буякайте, 2015], в Юдомо-Майском прогибе [Семихатов и др., 2004], а также на Хараулахском поднятии, расположенном на северо-восточной окраине Сибирской платформы [Хабаров, Изох, 2014]. Менее амплитудные положительные аномалии близкого возраста установлены в Присаянье [Kaufman et al., 2011], на Оленекском поднятии [Knoll et al., 1995] и во внутренних районах Сибирской платформы [Кочнев и др., 2018]. Возраст этих стратиграфических подразделений на основе региональных корреляций, других хемостратиграфических данных, палеонтологических находок, а также U-Pb и Pb-Pb датировок по обломочным цирконам и непосредственно по осадочным карбонатам может быть оценен в интервале 635‒580 млн лет [Покровский и др., 2006а; Воробьева и др., 2008; Голубкова и др., 2010; Чумаков и др., 2013; Rud’ko et al., 2021], что позволяет относить их к нижнему венду Общей стратиграфической шкалы в ее уточненном [Семихатов и др., 2015] варианте.
В настоящей работе представлены результаты геохимических и изотопных исследований известняков чернореченской свиты позднего докембрия Игарского поднятия, где обнаружены породы с аномально-высокими значениями δ13С. Полученные с помощью комплекса современных методов, они позволяют существенно уточнить возраст, региональную и глобальную корреляцию этой толщи, а также сделать предположения относительно причин происхождения крупной позитивной аномалии δ13С в отложениях этого стратиграфического уровня.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И СТРАТИГРАФИЯ
Игарское поднятие, расположенное на северо-западной окраине Сибирской платформы, представляет собой крупную (130 × 40 км) положительную структуру меридионального простирания (рис. 1), в пределах которой широко распространены вулканогенно-осадочные образования позднего докембрия. К востоку эти толщи постепенно погружаются под палеозойский осадочный чехол платформы, а на западе перекрыты мезозойскими отложениями Западно-Сибирской плиты. Реконструкция осадочной последовательности затруднена интенсивными складчатыми и сдвиговыми деформациями, а также слабой обнаженностью, которая сосредоточена вдоль берегов крупных рек. Последнее обстоятельство частично восполняется информацией по колонковым скважинам [Козлов и др., 1988, 1992]. В сочетании с недостатком кондиционных данных о возрасте отложений, такая ситуация обусловила весьма широкий спектр взглядов на стратиграфию докембрия Игарского поднятия (см. обзор в работе [Стратиграфия …, 2005]).
Рис. 1.
Обзорная карта (а), схема геологического строения и расположения изученных разрезов, составленная по материалам [Геологическая …, 1984] (б), принятая в работе стратиграфическая схема докембрийских отложений Игарского поднятия (в). а – 1–6 – местоположение разрезов венда, упомянутых в тексте: 1 – Игарское поднятие, 2 – Бирюсинское Присаянье, 3 – Прибайкалье, 4 – Патомское нагорье (Уринское поднятие), 5 – Юдомо-Майский прогиб, 6 – Хараулахское поднятие. в – сокращения: МХШ – Международная хроностратиграфическая шкала, ОСШР – Общая стратиграфическая шкала России, кембр. – кембрий, эдиакар. – эдиакарий, террен. – терренувский, форт. – фортунский, том. ‒ томмотский. Геохронологические датировки приведены по [Kochnev et al., 2022].
В настоящей работе принята схема расчленения разреза, отраженная в легенде Государственной геологической карты [Геологическая …, 1984], дополненная детальными описаниями опорных разрезов [Козлов и др., 1992] и новыми данными о возрасте отложений [Kochnev et al., 2022] (см. рис. 1в). Согласно этим построениям, чернореченская свита с размывом в основании залегает на различных стратиграфических уровнях верхов среднего – верхнего рифея. Минимальные U-Pb возрасты обломочных цирконов из подстилающих чернореченскую свиту песчаников губинской свиты составляют 716 ± 10 млн лет, что в сочетании с Pb-Pb датировкой 610 ± 50 млн лет из известняков чернореченской свиты позволяет ограничить ее максимальный возраст как самый поздний рифей–венд [Kochnev et al., 2022]. Наиболее полный стратотипический разрез чернореченской свиты обнажается в среднем и нижнем течении р. Черная в 7–15 км от устья (обн. 1817–1825, см. рис. 1б, 2). Кроме того, отдельные фрагменты разреза изучались нами в нижнем течении р. Сухариха (обн. 1804–1805), по правому берегу р. Енисей в 4 км ниже устья р. Сухариха (обн. 1814) и на острове Плахинский в 50 км к северу от пос. Игарка (обн. 2005) (см. рис. 1б). Также использованы данные наших предшественников по скважинам [Геологическая …, 1984; Козлов и др., 1992; Стратиграфия …, 2005]. В типовом разрезе по р. Черная чернореченская свита разделяется на 5 пачек [Козлов и др., 1992] (см. рис. 2).
Рис. 2.
Корреляция разрезов чернореченской свиты в стратотипическом районе (реки Черная, Енисей, Сухариха). Расположение разрезов см. рис. 1б; gb – губинская свита; цвета пачек на рисунке приближены к естественной окраске пород.
Базальные слои чернореченской свиты наблюдались нами в обнажении 1814 (67.16766° с.ш., 86.71045° в.д.), где они представлены конглобрекчиями с обломками подстилающих пород губинской свиты в песчано-карбонатном матриксе (см. рис. 1б, 2, 3а). Вверх по разрезу содержание грубообломочной примеси и доломитового компонента в матриксе быстро снижается, и основной объем пачки 1, имеющей общую мощность 130 м и наиболее полно вскрытой в скв. С-19 на р. Черная [Козлов и др., 1992] представлен глинисто-алевритистыми известняками, мергелями и известковистыми параллельно- и волнисто-слоистыми алевролитами (см. рис. 2).
Рис. 3.
Некоторые характерные литотипы чернореченской свиты. а – базальные конглобрекчии в низах 1 пачки с обломками красноцветных песчаников и алевролитов губинской свиты, обн. 1814, р. Енисей; б – обломочные известняки 2 пачки с текстурами оползания осадка, обн. 1819, р. Черная; в – сложная складчатость в известняках пачки 3, обн. 1820, р. Черная; г – трещины синерезиса в глинистых известняках 4 пачки, обн. 1822, р. Черная; д – известняковые плоскогалечные конгломераты с калькаренитовым цементом, 4 пачка, обн. 1822, р. Черная; е – текстуры molar-tooth на выветрелом поперечном сечении слоя известняка, обн. 2005, о. Плахинский; ж, з – микроструктуры известняков в петрографических шлифах (ж – оолитовый известняк, пачка 2, обр. 1819-20, р. Черная, з – микроспаритовое выполнение текстур molar-tooth в карбонатном матриксе, обр. 2005-31, о. Плахинский).
Вторая пачка чернореченской свиты мощностью 250 м полностью обнажена по р. Черная выше устья руч. Прямой (обн. 1818‒1819; см. рис. 1б, 2; основание разреза 67.37504° с.ш., 86.79731° в.д.), где слагает восточное крыло крупной антиклинальной складки [Козлов и др., 1992]. Пачка сложена сероцветными известняками с примесью силикокластического материала (10‒ 20%) алевритово-песчаной размерности. В шлифах преобладают калькаренитовые, мелкообломочные, реже оолитовые (см. рис. 3ж) разности. Макроскопически наблюдается градационная, линзовидная, бугорчатая, реже одно- и разнонаправленная косая слоистость с амплитудой отдельных косых серий и мощностью циклов от 5‒7 до 30‒40 см; разнообразные текстуры оползания (см. рис. 3б), слепки промоин; в отдельных слоях встречаются пластовые строматолиты (биоламиниты). Переходы к выше- и нижележащим отложениям пачек 1 и 3 выражены в увеличении содержания терригенной примеси и в появлении более тонкоплитчатых разностей.
Третья и четвертая пачки обнажены по р. Черная ниже устья руч. Прямой в обн. 1817 (основание разреза 67.37588° с.ш., 86.76619° в.д.), который надстраивается в расположенных вниз по течению р. Черная обнажениях 1820‒1823 (см. рис. 1б, 2). В составе третьей пачки преобладают темно-серые и черные массивные и плитчатые до листоватых, глинистые и алевритистые известняки и мергели, до известковистых аргиллитов. Преобладает тонкая параллельная, полого-волнистая и бугорчатая слоистость, зачастую осложненная изоклинальными и более сложными складками дециметрового и метрового масштаба, часть из которых, возможно, имеет синседиментационную природу (см. рис. 3в). Отмечаются отдельные прослои мощностью до 10 см перекристаллизованных известняков с тонкой вертикальной отдельностью (“шестоватые известняки” – [Козлов и др., 1992]). Мощность третьей пачки ‒ около 170 м.
Четвертая пачка мощностью 115‒120 м сложена сероцветными, преимущественно массивными и толстоплитчатыми известняками. Преобладают микритовые, калькаренитовые и интракластовые известняки с линзовидной и бугорчатой слоистостью. Встречаются интракластовые разности (см. рис. 3д), в тонкоплитчатых глинистых известняках отмечены трещины синерезиса (см. рис. 3г), иногда наблюдается тонкая волнистая биоламинитовая слоистость.
Пятая пачка мощностью до 180 м ввиду преобладания в ее составе неустойчивых к выветриванию глинистых пород плохо обнажена в естественных разрезах, что отчасти восполняется данными колонкового бурения [Козлов и др., 1988, 1992]. В нижнем течении р. Черная обнажены только верхние 30‒40 м этой пачки, где преобладают серые и зеленовато-серые тонко- параллельно-слоистые известковистые алевролиты и мергели с отдельными прослоями глинистых известняков. Контакт между чернореченской свитой и перекрывающей ее излучинской свитой наблюдался нами в двух обнажениях: на р. Сухариха в районе ее северной излучины (обн. 1805; 67.24343° с.ш., 86.87489° в.д.) и по р. Черная в 3 км ниже устья руч. Прямой (обн. 1825; 67.38821° с.ш., 86.76122° в.д.) (см. рис. 1б, 2). Четкой границы между свитами нет, и наблюдается постепенный переход, который снизу вверх по разрезу выражен в смене сероцветной окраски пород на красноцветную, алевритовой размерности обломочного материала на песчаную и в уменьшении доли известкового материала, который в низах излучинской свиты локализован в виде отдельных маломощных (1‒10 см) прослоев и линз, сложенных желтовато-серыми сильно глинистыми и песчанистыми известняками. Мощность переходного интервала составляет 15‒20 м, а суммарная мощность чернореченской свиты в типовом разрезе (рис. 4) составляет не менее 800‒850 м. Излучинская свита мощностью до 800‒1000 м, сложенная красноцветными песчаниками и алевролитами с отдельными горизонтами конгломератов, в свою очередь согласно перекрывается сухарихинской свитой мощностью 650 м, содержащей в верхней части окаменелости кембрийского возраста [Kou-chinsky et al., 2007].
Рис. 4.
Сводный разрез и изотопно-геохимические характеристики чернореченской свиты стратотипического района. Индексы свит: iz – излучинская, chr – чернореченская, gb – губинская.
Второй изученный нами разрез расположен на о. Плахинский на р. Енисей (обн. 2005 (см. рис. 1б); основание разреза 67.81381° с.ш., 86.50103° в.д.), где известняки чернореченской свиты, деформированные серией складок, обнажены в верхней части острова [Козлов и др., 1988]. В отличие от стратотипа, разрез о. Плахинский (рис. 5) менее разнообразный по литологическому составу: в нем доминируют темно-серые, до черных глинистые микритовые известняки. Преобладает параллельная, полого-волнистая и бугорчатая слоистость. Характерной особенностью, не отмеченной в предыдущих работах, является широкое (не менее 70‒80% от изученного разреза) распространение текстур “коренного зуба” (molar-tooth structures), наиболее хорошо проявленных на выветрелых поверхностях и ориентированных как вдоль, так и поперек слоистости. Они представляют собой системы трещин и складок различного (от нескольких мм до первых десятков см) масштаба, выполненных микроспаритовым кальцитом, которые в различной степени деформируют первичную слоистость осадка (см. рис. 3е, 3з). В изученном непрерывном фрагменте разреза мощностью 173 м (подошва и кровля свиты здесь не обнажены) не выделяется сколько-нибудь отчетливых маркирующих горизонтов, поэтому корреляция разреза о. Плахинский со стратотипом возможна лишь в самом общем виде и лишь с использованием хемостратиграфических данных, приведенных ниже.
Рис. 5.
Литологическая колонка, изотопный состав карбонатного углерода и кислорода известняков чернореченской свиты в разрезе 2005 (о. Плахинский, р. Енисей). 1 – значения δ13С (а – валовая проба, б – микроспаритовый кальцит, выполняющий трещины в текстурах molar-tooth, в ‒ матрикс, вмещающий трещины).
Предыдущие данные о возрасте чернореченской свиты включают в себя обширные списки микрофитолитов [Козлов и др., 1992], не имеющих на сегодняшний день стратиграфического значения. На основании этих данных и общего сходства состава, чернореченскую свиту, в частности, сопоставляли с той или иной частью разреза рифея Туруханского поднятия, расположенного в 200 км южнее [Козлов и др., 1988; Хоментовский, 2006]. Имеющиеся указания на возможные находки бесскелетных макроорганизмов эдиакарского типа в средней части чернореченской свиты, которые могли бы указывать на поздневендский возраст [Козлов и др., 1992], не подтвердились нашими целенаправленными поисками. Вероятнее всего, за округлые отпечатки были приняты деформированные гальки аргиллитов в глинистых известняках третьей пачки. Таким образом, до недавнего времени возраст чернореченской свиты принимался как позднерифейский [Геологическая …, 1984; Хоментовский, 2006], либо как вендский [Стратиграфия …, 2005; Советов, 2018].
МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ
Образцы для литологических, геохимических и изотопных исследований отбирались в зависимости от характера обнаженности и мощности разрезов с интервалом от 3 до 10 м, из которых в большинстве случаев для изучения использовалась лишь часть коллекций. При отборе предпочтение отдавалось породам с минимальными макроскопическими признаками постседиментационных изменений (трещиноватость, прожилки кальцита, следы дробления и перекристаллизации, вторичное окрашивание). Для изучения химического состава карбонатной фракции и изотопного состава углерода, кислорода и стронция, порции порошка были получены высверливанием из наименее визуально измененных участках среза предварительно распиленных образцов. Для изучения содержаний органического углерода и его изотопного состава использовались измельченные валовые образцы породы массой 30‒40 г.
Изучение химического состава известняков проводилось в 2 этапа. На первом этапе, целью которого был отбор образцов для последующего изучения изотопного состава стронция, навески порошков массой около 100 мг растворялись в 1 N растворе HCl при слабом (до 50‒60°C) нагревании; нерастворимый остаток промывался, высушивался и взвешивался. Измерение концентраций Са, Mg, Fe, Mn и Sr в растворе проведено на атомно-эмиссионном спектрометре ICPE-9000 (Shimadzu Corp.) в Ресурсном центре методов анализа состава вещества СПбГУ, Санкт-Петербург. Всего было изучено 20 образцов из типового разреза чернореченской свиты в разрезе по р. Черная и Енисей и 56 образов из разреза на о. Плахинский.
Второй этап включал определение содержаний элементов-примесей в карбонатной фракции, полученной методом ступенчатого растворения. Было изучено 20 образцов из типового разреза. Использовалась методика, предложенная в работах [Clarkson et al., 2014; Paula-Santos et al., 2020] и адаптированная Г.А. Докукиной в Лаборатории изотопно-аналитической геохимии ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН, ИГМ СО РАН, Новосибирск. Она заключается в использовании для разложения карбоната более слабого (0.1 N), чем на предыдущем этапе, раствора специально подготовленной (многократно перегнанной с целью глубокой очистки) соляной кислоты, что, по мнению авторов методики, должно минимизировать попадание в раствор элементов из некарбонатной фракции осадочной породы (оксиды и гидроксиды, глинистые минералы, алюмосиликаты и др.). Навеска порошка породы массой около 100 мг после взвешивания подвергалась первичной обработке HCl объемом 2 мл в течение 60 мин, после чего промывалась специально очищенной с помощью фильтров Multipore водой, центрифугировалась, высушивалась при 100ºС в течение 24 ч и взвешивалась с точностью до 0.01 мг. На этой стадии растворялось от 15 до 20% от первоначальной массы образца (фракция L1), включающие наиболее легкорастворимые, в т.ч. раннедиагенетические фракции карбоната. Далее проводилась вторая стадия обработки образца раствором HCl объемом 10 мл в течение 60 мин с последующей промывкой осадка водой, которая добавлялась к основной порции раствора. Нерастворенный остаток также высушивался и взвешивался аналогично предыдущей стадии обработки. На этой стадии растворялось около 40 мас. % образца (фракция L2), в которые, как считается, входят главные фазы первично осадочного карбоната [Paula-Santos et al., 2020]. Далее растворы разбавлялись до необходимых концентраций и последующего определения содержаний элементов. Содержания Mn, Fe, Sr, Na, Al, Si, P, K, Sc, Ti, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Y, Zr, Nb, Mo, Cd, редкоземельных элементов (РЗЭ), Hf, Ta, Pb, Th и U в растворе в пересчете на твердое вещество определялись методом ICP-MS на масс-спектрометре Element (Finnigan MAT) согласно методике [Николаева и др., 2008]; погрешность определений составляла до 5 отн. %.
Изучение изотопного состава углерода и кислорода проведено в ГИН РАН (г. Москва) на масс-спектрометре Thermoelectron Delta V Advаntage с установкой Gas Bench II. Разложение проб и стандартов С-О-1 и NBS-19 проводилось с помощью Н3РО4 при 50°C. Значения δ13С приводятся в промилле (‰) относительно стандарта V-PDB; значения δ18О приведены относительно стандарта V-SMOW. Точность определения δ18О и δ13C составляет ±0.2 и ±0.1‰ соответственно.
Изучение содержания Сорг в породе проводилось в АО “СНИИГГиМС” (г. Новосибирск) по стандартной методике, включающей обработку навески породы HCl, прокаливание нерастворимого остатка в токе кислорода с измерением количества образовавшегося СО2 кулонометрическим методом. Изотопный состав органического углерода определялся в Томском филиале АО “СНИИГГиМС” (аналитик Н.Л. Падалко) на масс-спектрометре Delta V Advantage. Пробоподготовка проводилась согласно методике, описанной в работе [Методические …, 1991].
Изотопный состав стронция изучен по 14 образцам из типового разреза чернореченской свиты, отобранным по результатам геохимического изучения согласно разработанным ранее критериям [Кузнецов и др., 2005, 2014]. Измерения проводились на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI в ИГГД РАН, Санкт-Петербург. Средние значения 87Sr/86Sr в стандартных образцах NIST SRM 987 и EN-1 составляли в период работы соответственно 0.710289 ± ± 0.000005 (2σsсредн, n = 28) и 0.709213 ± 0.000008 (2σsсредн, n = 7).
РЕЗУЛЬТАТЫ АНАЛИТИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Макро- и микроэлементный химический состав карбонатных пород
За исключением базальных слоев чернореченской свиты, где в составе карбонатной фракции осадочных пород преобладает доломит, изученные образцы в обоих разрезах представлены известняками (Mg/Ca < 0.06); содержание нерастворимой примеси в которых варьирует от 1.3 до 47.6% (см. рис. 4, 5, 6, табл. 1, 2). Измеренные содержания Fe и Mn варьируют в весьма широких пределах: от 25 до 12734 мкг/г и от 25 до 5145 мкг/г соответственно и в целом положительно коррелируют с содержанием нерастворимого остатка. Следует отметить существенное, иногда до 1 порядка и более, расхождение результатов измерений концентраций Mn и особенно Fe, выполненных двумя методами: атомно-эмиссионная спектроскопия и ICP-MS (см. табл. 1), поэтому в дальнейшем для сводного разреза чернореченской свиты (см. рис. 6) использованы значения содержаний этих элементов, полученные методом ICP-MS. Содержания Sr составляют 64 мкг/г для доломитов нижней части пачки 1 и от 302 до 1616 мкг/г для известняков и практически не коррелируют с концентрациями других элементов.
Рис. 6.
Распределение концентраций элементов-примесей (мкг/г) в карбонатной фракции отложений чернореченской свиты в типовом разрезе по рр. Черная, Сухариха, Енисей (см. рис. 4). I‒VI – литогеохимические горизонты (см. пояснения в тексте); н.р.о. – нерастворимый остаток.
Таблица 1.
Химический состав карбонатной фракции, изотопный состав органического углерода и стронция известняков чернореченской свиты в стратотипическом районе (рр. Черная, Енисей)
| № п/п | № обр. | М от осн. | Н.о., % | L1, % | L2, % | Сорг, % | δ13Cорг | 87Sr/86Sr | Ca, % | Mg, % | Mn | Mn* | Fe | Fe* | Sr | Mg/Ca | Mn/Sr | Fe/Sr | Na | Al | Si | P |
| 1 | 1814-8 | 34 | 23.7 | 15.0 | 37.3 | 0.01 | –28.5 | – | 22.0 | 11.7 | 5145 | 4680 | 2317 | 4760 | 64 | 0.531 | 80.1 | 36.2 | 151 | 96 | <300 | 13 |
| 2 | 1814-12 | 77 | 45.0 | – | – | 0.04 | –30.3 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – |
| 3 | 1818-3 | 164 | 18.6 | 17.9 | 39.3 | 0.13 | –30.2 | 0.70768 | 39.5 | 1.1 | 112 | 20 | 919 | 2280 | 674 | 0.029 | 0.17 | 1.36 | 1130 | 47 | <300 | 27 |
| 4 | 1818-10 | 186 | 18.1 | 17.6 | 39.8 | 0.06 | –29.8 | 0.70772 | 37.8 | 1.5 | 172 | 20 | 247 | 940 | 380 | 0.04 | 0.45 | 0.65 | 89 | <6 | <300 | 203 |
| 5 | 1818-15 | 201 | 21.1 | – | – | 0.05 | –29.8 | – | 37.1 | 1.3 | – | 1250 | – | 4050 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| 6 | 1818-19 | 221 | 18.7 | 18.7 | 40.5 | 0.08 | –29.7 | – | 39.0 | 0.9 | 134 | 150 | 622 | 1780 | 880 | 0.023 | 0.15 | 0.71 | 74 | <6 | <300 | <0.5 |
| 7 | 1819-1 | 242 | 18.5 | 17.8 | 39.3 | 0.03 | –27.7 | – | 37.4 | 1.6 | 328 | 130 | 1041 | 1870 | 903 | 0.042 | 0.36 | 1.15 | 65 | 6 | <300 | 2.5 |
| 8 | 1819-5 | 257 | 22.1 | 17.6 | 39.1 | 0.05 | –29.4 | – | 37.6 | 2 | 381 | 250 | 1638 | 5250 | 760 | 0.053 | 0.50 | 2.16 | 324 | 38 | <300 | 16 |
| 9 | 1819-11 | 282 | 13.6 | 17.3 | 40.6 | 0.05 | –25.6 | – | 38.9 | 0.8 | 85 | 20 | 244 | 950 | 1418 | 0.02 | 0.06 | 0.17 | 75 | <6 | <300 | 17 |
| 10 | 1819-15 | 296 | 12.7 | 17.8 | 40.6 | 0.05 | –25.7 | 0.70743 | 38.6 | 0.7 | 49 | 19 | 297 | 1350 | 1531 | 0.019 | 0.03 | 0.19 | 134 | <6 | <300 | 37 |
| 11 | 1819-20 | 323 | 11.7 | 17.9 | 40.2 | 0.06 | –24.9 | – | 38.2 | 0.6 | 49 | 21 | 191 | 840 | 1616 | 0.016 | 0.03 | 0.12 | 118 | <6 | <300 | 114 |
| 12 | 1819-28 | 361 | 12.1 | 17.6 | 40.5 | 0.05 | –25.5 | 0.70757 | 39.5 | 0.3 | 59 | 22 | 79 | 560 | 760 | 0.008 | 0.08 | 0.10 | 148 | <6 | <300 | 179 |
| 13 | 1819-36 | 399 | 20.7 | 17.3 | 40.1 | 0.09 | –25.6 | 0.70759 | 39.2 | 0.6 | 122 | 37 | 410 | 4100 | 1043 | 0.015 | 0.12 | 0.39 | 164 | <6 | <300 | 72 |
| 14 | 1817-1 | 450 | 18.5 | 17.7 | 38.7 | 0.26 | –25.2 | 0.70760 | 38.8 | 0.3 | 281 | 160 | 3134 | 4390 | 1273 | 0.008 | 0.22 | 2.46 | 810 | 43 | <300 | 8 |
| 15 | 1817-6 | 473 | 16.8 | 17.9 | 39.8 | 0.09 | –25.8 | – | 39.0 | 0.6 | 543 | 360 | 1672 | 4330 | 776 | 0.015 | 0.70 | 3.08 | 8454 | 361 | <300 | 62 |
| 16 | 1820-5 | 508 | 18.7 | 17.9 | 40.0 | 0.14 | –26.1 | – | 38.7 | 0.6 | 560 | 410 | 2344 | 8610 | 986 | 0.015 | 0.57 | 2.38 | 101 | <6 | <300 | 0.5 |
| 17 | 1821-5 | 536 | 17.4 | 17.9 | 38.2 | 0.14 | –26.2 | 0.70748 | 38.4 | 0.5 | 202 | 90 | 3243 | 6890 | 956 | 0.014 | 0.22 | 3.39 | 130 | 1243 | 329 | 12 |
| 18 | 1822-5 | 596 | 14.0 | 18.0 | 40.8 | 0.05 | – | – | 39.8 | 0.2 | 25 | 23 | 101 | 190 | 944 | 0.004 | 0.03 | 0.11 | 97 | <6 | <300 | 46 |
| 19 | 1822-10 | 619 | – | – | – | – | – | 0.70742 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – |
| 20 | 1822-12 | 632 | 8.0 | 19.5 | 41.0 | 0.10 | –24.9 | 0.70740 | 38.7 | 0.4 | 38 | 20 | 38 | 1590 | 1231 | 0.01 | 0.03 | 0.03 | 109 | <6 | <300 | 23 |
| 21 | 1822-14 | 643 | – | – | – | – | – | 0.70754 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – |
| 22 | 1822-16 | 652 | – | – | – | – | – | 0.70741 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – |
| 23 | 1822-18 | 664 | 17.0 | – | – | 0.07 | –22.9 | 0.70743 | 37.9 | 0.6 | – | 23 | – | 1790 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| 24 | 1823-1 | 681 | – | – | – | – | – | 0.70753 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – |
| 25 | 1823-3 | 684 | 8.3 | 17.5 | 41.0 | 0.09 | –25.3 | 0.70751 | 38.4 | 0.3 | 35 | 23 | 25 | 410 | 973 | 0.007 | 0.04 | 0.03 | 62 | <6 | <300 | 10 |
| 26 | 1824-1 | 813 | 21.1 | 17.4 | 39.9 | 0.03 | –24.9 | – | 35.9 | 1.4 | 1133 | 810 | 347 | 9373 | 462 | 0.039 | 2.45 | 0.75 | 62 | <6 | <300 | <0.5 |
| 27 | 1825-1 | 855 | 47.6 | 17.1 | 23.7 | 0.03 | –26.3 | – | 35.6 | 2.2 | 3569 | 2910 | 12 734 | 59 713 | 302 | 0.062 | 11.8 | 42.2 | 449 | 11 024 | 5482 | 2831 |
| 28 | 1805-5 | 936 | 54.5 | – | – | 0.02 | –28.1 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – |
| № п/п | K | Sc | Ti | V | Cr | Co | Ni | Cu | Zn | Y | Zr | Nb | Mo | Cd | Cs | Ba | La | Ce | Pr | Nd | ||
| 1 | 187 | <0.02 | <2 | 0.17 | 0.1 | 0.6 | 2 | 1.1 | 13 | 0.18 | <0.03 | <0.02 | 0.04 | 0.13 | <0.01 | 5 | 0.11 | 0.09 | <0.005 | 0.07 | ||
| 2 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| 3 | 68 | 0.07 | <2 | 1.2 | 0.24 | 0.23 | 1.2 | 1.1 | 111 | 1.5 | 0.05 | <0.02 | 0.08 | 0.05 | 0.025 | 47 | 2.6 | 3.4 | 0.33 | 1.2 | ||
| 4 | 21 | 0.05 | <2 | 1.0 | 0.025 | 0.16 | <1.0 | <0.10 | 2.2 | 0.36 | <0.03 | <0.02 | 0.04 | 0.022 | <0.01 | 14 | 0.7 | 0.6 | 0.06 | 0.15 | ||
| 5 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| 6 | 66 | <0.02 | <2 | 0.09 | 0.11 | 0.29 | <1.0 | 0.1 | 2.4 | 0.23 | <0.03 | <0.02 | 0.05 | 0.021 | <0.01 | 22 | 0.16 | 0.11 | <0.005 | 0.021 | ||
| 7 | 38 | 0.007 | <2 | 0.16 | 0.36 | 0.33 | <1.0 | <0.10 | 1.9 | 2.9 | <0.03 | <0.02 | <0.03 | 0.05 | <0.01 | 21 | 6.7 | 10 | 1 | 3.6 | ||
| 8 | 112 | 0.05 | <2 | 0.7 | 0.33 | 0.46 | <1.0 | 0.6 | 24 | 4 | <0.03 | <0.02 | 0.03 | 0.03 | <0.01 | 21 | 8 | 14 | 1.5 | 6 | ||
| 9 | 10.6 | 0.1 | <2 | 0.28 | 0.08 | 0.03 | <1.0 | <0.10 | 4.4 | 0.06 | <0.03 | <0.02 | 0.03 | 0.021 | <0.01 | 15 | 0.04 | 0.022 | <0.005 | <0.015 | ||
| 10 | 8.3 | 0.024 | <2 | 0.28 | <0.025 | 0.03 | <1.0 | 0.12 | 4.5 | 0.04 | <0.03 | <0.02 | 0.04 | 0.011 | 0.024 | 5 | <0.006 | <0.015 | <0.005 | <0.015 | ||
| 11 | 7.9 | <0.02 | <2 | 0.25 | 0.07 | 0.03 | 1.5 | 0.8 | 6 | 0.021 | <0.03 | <0.02 | 0.04 | <0.011 | 0.024 | 5 | 0.04 | 0.022 | <0.005 | <0.015 | ||
| 12 | 25 | <0.02 | <2 | 0.22 | 0.08 | 0.1 | <1.0 | <0.10 | 2 | 0.021 | <0.03 | <0.02 | <0.03 | <0.011 | <0.01 | 4.1 | 0.04 | 0.022 | <0.005 | <0.015 | ||
| 13 | 60 | 0.024 | <2 | 0.5 | 0.09 | 0.1 | <1.0 | 0.1 | 4.3 | 0.11 | <0.03 | <0.02 | <0.03 | 0.022 | <0.01 | 12 | 0.37 | 0.24 | 0.02 | 0.06 | ||
| 14 | 195 | 0.025 | <2 | 0.1 | 0.29 | 1 | <1.0 | 0.8 | 59 | 3.8 | <0.03 | <0.02 | 0.03 | 0.03 | <0.01 | 25 | 15 | 16 | 1.5 | 5 | ||
| 15 | 16 214 | 0.17 | 5 | 0.09 | 0.8 | 0.8 | 10 | 10 | 1451 | 0.7 | <0.03 | <0.02 | 0.04 | 0.19 | 0.27 | 39 | 1.4 | 1.4 | 0.28 | 0.52 | ||
| 16 | 190 | 0.05 | <2 | <0.03 | 0.2 | 0.39 | <1.0 | <0.10 | 2.8 | 0.38 | 0.33 | <0.02 | <0.03 | <0.011 | <0.01 | 24 | 0.8 | 0.38 | 0.02 | 0.09 | ||
| 17 | 338 | 0.05 | <2 | 1.0 | 1.7 | 0.7 | <1.0 | 3.4 | 4.6 | 4.7 | <0.03 | <0.02 | 0.07 | 0.023 | <0.01 | 22 | 10 | 18 | 2.2 | 8 | ||
| 18 | 17.3 | 0.07 | <2 | 0.21 | 0.16 | <0.03 | <1.0 | 0.19 | 3.3 | 0.04 | <0.03 | <0.02 | <0.03 | <0.011 | <0.01 | 14 | 0.02 | 0.022 | <0.005 | <0.015 | ||
| 19 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| 20 | 16 | <0.02 | <2 | 0.09 | 0.13 | 0.13 | <1.0 | 0.14 | 2.6 | 0.13 | <0.03 | <0.02 | 0.03 | 0.021 | <0.01 | 25 | 0.06 | 0.04 | <0.005 | 0.021 | ||
| 21 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| 22 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| 23 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| 24 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| 25 | 7.5 | 0.024 | <2 | 0.15 | <0.025 | 0.06 | <1.0 | 0.29 | 2.8 | 0.08 | <0.03 | <0.02 | <0.03 | 0.021 | <0.01 | 7 | 0.02 | <0.015 | <0.005 | <0.015 | ||
| 26 | 110 | 0.6 | <2 | <0.03 | 0.09 | 0.42 | <1.0 | 0.34 | 4.1 | 7 | <0.03 | <0.02 | 0.05 | 0.04 | 0.024 | 12 | 17 | 21 | 2 | 7 | ||
| 27 | 1345 | 17 | 12 | 17 | 13 | 4.9 | 5.8 | 34 | 86 | 69 | <0.03 | <0.02 | 0.09 | 0.31 | 0.2 | 134 | 29 | 98 | 16 | 78 | ||
| 28 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| № п/п | Sm | Eu | Gd | Tb | Dy | Ho | Er | Tm | Yb | Lu | Hf | Ta | Pb | Th | U | Lan/Lun | Eu/Eu* | |||||
| 1 | 0.025 | <0.002 | 0.04 | <0.002 | <0.002 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.6 | <0.002 | <0.002 | – | – | |||||
| 2 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| 3 | 0.22 | 0.043 | 0.21 | 0.022 | 0.14 | 0.03 | 0.09 | 0.013 | 0.07 | 0.011 | 0.012 | <0.005 | 11 | <0.002 | 0.5 | 2.68 | 0.93 | |||||
| 4 | <0.002 | <0.002 | 0.06 | <0.002 | 0.05 | <0.002 | 0.024 | <0.020 | 0.024 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.3 | <0.002 | 0.7 | – | – | |||||
| 5 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| 6 | 0.023 | 0.021 | 0.019 | <0.002 | 0.023 | <0.002 | 0.023 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.3 | <0.002 | 0.5 | – | – | |||||
| 7 | 0.48 | 0.15 | 0.6 | 0.07 | 0.35 | 0.07 | 0.19 | 0.025 | 0.15 | 0.023 | <0.007 | <0.005 | 0.3 | <0.002 | 0.47 | 3.30 | 1.27 | |||||
| 8 | 0.8 | 0.17 | 0.9 | 0.11 | 0.6 | 0.12 | 0.29 | 0.04 | 0.24 | 0.004 | <0.007 | <0.005 | 1 | <0.002 | 0.38 | 22.6 | 0.93 | |||||
| 9 | 0.023 | <0.002 | <0.005 | <0.002 | <0.002 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.3 | <0.002 | 0.46 | – | – | |||||
| 10 | <0.002 | <0.002 | <0.005 | <0.002 | <0.002 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.3 | <0.002 | 0.48 | – | – | |||||
| 11 | <0.002 | <0.002 | <0.005 | <0.002 | <0.002 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.5 | <0.002 | 0.7 | – | – | |||||
| 12 | <0.002 | <0.002 | 0.019 | <0.002 | <0.002 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.3 | <0.002 | 0.32 | – | – | |||||
| 13 | <0.002 | <0.002 | 0.019 | <0.002 | <0.002 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.009 | <0.002 | 0.23 | – | – | |||||
| 14 | 0.6 | 0.15 | 0.7 | 0.09 | 0.5 | 0.12 | 0.32 | 0.04 | 0.24 | 0.036 | <0.007 | <0.005 | 2.4 | <0.002 | 0.07 | 4.71 | 1.06 | |||||
| 15 | 0.11 | 0.019 | 0.1 | 0.017 | 0.11 | 0.023 | 0.05 | 0.007 | 0.04 | 0.006 | 0.023 | <0.005 | 63 | <0.002 | 0.19 | 2.64 | 0.84 | |||||
| 16 | 0.024 | <0.002 | 0.019 | <0.002 | 0.023 | <0.002 | 0.024 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.3 | <0.002 | 0.16 | – | ||||||
| 17 | 1.4 | 0.3 | 1.3 | 0.18 | 1 | 0.17 | 0.47 | 0.07 | 0.42 | 0.06 | 0.012 | <0.005 | 0.6 | <0.002 | 0.39 | 1.89 | 1.04 | |||||
| 18 | <0.002 | <0.002 | 0.019 | <0.002 | <0.002 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.017 | <0.002 | 0.43 | – | – | |||||
| 19 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| 20 | <0.002 | <0.002 | 0.04 | <0.002 | 0.023 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.08 | <0.002 | 0.5 | – | – | |||||
| 21 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| 22 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| 23 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| 24 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| 25 | <0.002 | <0.002 | <0.005 | <0.002 | <0.002 | <0.002 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.020 | <0.007 | <0.005 | 0.07 | <0.002 | 0.5 | – | – | |||||
| 26 | 0.7 | 0.17 | 1 | 0.13 | 0.7 | 0.14 | 0.35 | 0.05 | 0.29 | 0.04 | <0.007 | <0.005 | 0.2 | <0.002 | 0.14 | 4.81 | 0.92 | |||||
| 27 | 21 | 6.1 | 20 | 2.8 | 14 | 2.4 | 5.7 | 0.69 | 4 | 0.57 | 0.12 | <0.005 | 9 | 2.4 | 0.62 | 0.57 | 1.39 | |||||
| 28 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
Примечание. Содержания Са, Mg, Mn*, Fe* и нерастворимого остатка (Н.о.) определены методом атомно-эмиссионной спектроскопии в Ресурсном центре методов анализа состава вещества (МАСВ) СПбГУ, остальных элементов – методом ICP-MS в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН; L1 и L2 – содержания различных фракций при ступенчатом растворении (см. пояснения в тексте); содержания элементов, где не указано, приведены в мкг/г; прочерк – не определялось; < – ниже указанного предела обнаружения.
Таблица 2.
Геохимические и С- и О-изотопные характеристики известняков чернореченской свиты в разрезе о. Плахинский (обн. 2005)
| № п/п |
№ обр. |
М от осн. |
Н.о., % |
Са, % |
Mg, % |
Mn, мкг/г |
Fe, мкг/г |
Sr, мкг/г |
Mg/Ca | Mn/Sr | Fe/Sr | δ13C, PDB | δ18O, SMOW |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 1 | 2005-1 | 1 | 20.6 | 39.1 | 0.4 | 59 | 1220 | 1040 | 0.009 | 0.06 | 1.2 | 8.7 | 19.8 |
| 2 | 2005-2 | 4 | 14.4 | 39.5 | 0.2 | 73 | 1590 | 1180 | 0.006 | 0.06 | 1.4 | 8.4 | 20.2 |
| 3 | 2005-3М | 7 | 19.5 | 39.8 | 0.4 | 71 | 2780 | 1460 | 0.009 | 0.05 | 1.9 | 8.7 | 20.3 |
| 4 | 2005-4 | 19 | 11.0 | 40.3 | 0.3 | 287 | 7730 | 770 | 0.008 | 0.37 | 10 | 5.7 | 18.3 |
| 5 | 2005-6 | 25 | 19.0 | 38.9 | 0.2 | 68 | 2510 | 1280 | 0.006 | 0.05 | 1.9 | 8.5 | 19.0 |
| 6 | 2005-7Т | 26.7 | 21.0 | 39.3 | 0.2 | 55 | 890 | 870 | 0.005 | 0.06 | 1 | 9.6 | 19.3 |
| 7 | 2005-9 | 31.5 | 14.6 | 40.5 | 0.4 | 73 | 1700 | 1390 | 0.009 | 0.05 | 1.2 | 8.6 | 19.8 |
| 8 | 2005-10 | 34 | 23.8 | 40.7 | 0.3 | 104 | 3320 | 1340 | 0.007 | 0.08 | 2.5 | 8.5 | 20.0 |
| 9 | 2005-11 | 36.7 | 21.0 | 39.2 | 0.6 | 52 | 1810 | 1030 | 0.015 | 0.05 | 1.8 | 8.5 | 20.3 |
| 10 | 2005-12 | 39.6 | 16.2 | 39.8 | 0.3 | 61 | 3190 | 1480 | 0.008 | 0.04 | 2.1 | 9.0 | 20.6 |
| 11 | 2005-13 | 42 | 21.8 | 40.0 | 0.4 | 53 | 2740 | 1820 | 0.01 | 0.03 | 1.5 | 9.0 | 19.7 |
| 12 | 2005-14 | 45.4 | 24.4 | 41.9 | 0.2 | 36 | 780 | 1160 | 0.005 | 0.03 | 0.7 | 8.4 | 20.8 |
| 13 | 2005-15 | 47.6 | 22.4 | 38.9 | 0.2 | 43 | 1460 | 1430 | 0.006 | 0.03 | 1 | 8.7 | 20.8 |
| 14 | 2005-16 | 50 | 19.7 | 39.4 | 0.2 | 66 | 1170 | 1270 | 0.005 | 0.05 | 0.9 | 8.0 | 20.7 |
| 15 | 2005-17 | 51.8 | 8.5 | 40.6 | 0.4 | 143 | 3710 | 1240 | 0.01 | 0.11 | 3 | 8.2 | 20.6 |
| 16 | 2005-18 | 55.4 | 21.9 | 39.0 | 0.3 | 78 | 1790 | 1060 | 0.008 | 0.07 | 1.7 | 8.4 | 20.6 |
| 17 | 2005-19М | 57.3 | 13.6 | 39.0 | 0.4 | 85 | 2060 | 980 | 0.01 | 0.09 | 2.1 | 8.3 | 20.6 |
| 18 | 2005-20Т | 59.6 | 20.2 | 38.6 | 0.2 | 53 | 950 | 790 | 0.005 | 0.07 | 1.2 | 8.2 | 20.3 |
| 19 | 2005-21М | 62.7 | 18.6 | 38.9 | 0.3 | 88 | 2310 | 1160 | 0.008 | 0.08 | 2 | 8.0 | 19.5 |
| 20 | 2005-22 | 71.8 | 31.4 | 39.9 | 0.6 | 53 | 1840 | 1050 | 0.015 | 0.05 | 1.7 | 8.0 | 20.2 |
| 21 | 2005-24 | 74.9 | 23.7 | 40.8 | 0.2 | 196 | 3360 | 900 | 0.006 | 0.22 | 3.7 | 8.4 | 19.7 |
| 22 | 2005-25 | 76.5 | 23.6 | 39.9 | 0.2 | 93 | 860 | 670 | 0.005 | 0.14 | 1.3 | 9.6 | 20.0 |
| 23 | 2005-26 | 78.4 | 30.2 | 41.8 | 0.2 | 60 | 1210 | 990 | 0.005 | 0.06 | 1.2 | 10.7 | 20.5 |
| 24 | 2005-27Т | 80.4 | 26.5 | 39.6 | 0.2 | 56 | 1190 | 740 | 0.005 | 0.08 | 1.6 | 7.7 | 21.4 |
| 25 | 2005-28 | 82.6 | 25.2 | 39.8 | 0.2 | 62 | 2180 | 1560 | 0.006 | 0.04 | 1.4 | 8.7 | 20.6 |
| 26 | 2005-29М | 85.5 | 18.3 | 39.5 | 0.3 | 83 | 2690 | 1390 | 0.008 | 0.06 | 1.9 | 8.4 | 20.6 |
| 27 | 2005-30 | 88.7 | 17.8 | 40.0 | 0.6 | 59 | 1090 | 990 | 0.014 | 0.06 | 1.1 | 8.3 | 21.2 |
| 28 | 2005-31 | 92.3 | 18.4 | 40.5 | 0.3 | 44 | 1470 | 1230 | 0.006 | 0.04 | 1.2 | 9.1 | 21.5 |
| 29 | 2005-32 | 94.9 | 17.2 | 39.9 | 0.2 | 42 | 1020 | 880 | 0.006 | 0.05 | 1.2 | 8.8 | 21.5 |
| 30 | 2005-33 | 97 | 20.1 | 39.4 | 0.3 | 45 | 1530 | 1100 | 0.007 | 0.04 | 1.4 | 8.6 | 21.7 |
| 31 | 2005-34 | 100.2 | 16.0 | 39.0 | 0.2 | 65 | 2010 | 1040 | 0.006 | 0.06 | 1.9 | 8.2 | 21.3 |
| 32 | 2005-35 | 101.9 | 11.9 | 39.7 | 0.8 | 103 | 3340 | 1010 | 0.021 | 0.1 | 3.3 | 8.3 | 21.2 |
| 33 | 2005-36 | 117.8 | 21.3 | 39.9 | 0.2 | 58 | 2060 | 1060 | 0.005 | 0.05 | 1.9 | 9.0 | 21.9 |
| 34 | 2005-37 | 120.9 | 19.5 | 39.1 | 0.2 | 60 | 1800 | 998 | 0.006 | 0.06 | 1.8 | 9.0 | 21.4 |
| 35 | 2005-38 | 123.2 | 18.2 | 39.5 | 0.3 | 47 | 1540 | 1240 | 0.007 | 0.04 | 1.2 | 8.5 | 21.4 |
| 36 | 2005-39 | 126.6 | 18.9 | 38.9 | 0.3 | 42 | 1480 | 1230 | 0.007 | 0.03 | 1.2 | 9.2 | 22.3 |
| 37 | 2005-40 | 130.1 | 12.8 | 39.2 | 0.2 | 77 | 2720 | 1300 | 0.006 | 0.06 | 2.1 | 8.7 | 20.7 |
| 38 | 2005-41Т | 131.7 | 11.0 | 39.5 | 0.2 | 236 | 1630 | 830 | 0.005 | 0.28 | 2 | 7.5 | 20.9 |
| 39 | 2005-42 | 133.2 | 13.7 | 38.3 | 0.2 | 118 | 2860 | 820 | 0.006 | 0.14 | 3.4 | 6.4 | 21.3 |
| 40 | 2005-43 | 136.4 | 5.4 | 39.5 | 0.2 | 88 | 3200 | 1300 | 0.006 | 0.07 | 2.5 | 9.0 | 22.1 |
| 41 | 2005-44Т | 139.9 | 9.9 | 39.5 | 0.2 | 55 | 1350 | 732 | 0.005 | 0.08 | 1.9 | 8.8 | 22.0 |
| 42 | 2005-44М | 139.9 | 10.3 | 39.1 | 0.2 | 68 | 3290 | 1150 | 0.006 | 0.06 | 2.9 | 8.3 | 20.9 |
| 43 | 2005-45 | 143.6 | 1.3 | 39.7 | 0.3 | 64 | 2190 | 1190 | 0.007 | 0.05 | 1.8 | 9.0 | 22.4 |
| 44 | 2005-46Т | 145.5 | 3.5 | 39.5 | 0.2 | 115 | 660 | 530 | 0.005 | 0.22 | 1.2 | 8.2 | 21.4 |
| 45 | 2005-46М | 145.5 | 9.2 | 40.2 | 0.4 | 138 | 1190 | 970 | 0.01 | 0.14 | 1.2 | 8.8 | 21.2 |
| 46 | 2005-47 | 148.2 | 7.3 | 39.1 | 0.3 | 66 | 1640 | 1570 | 0.009 | 0.04 | 1 | 8.7 | 20.5 |
| 47 | 2005-48 | 156.1 | 6.7 | 40.0 | 0.7 | 80 | 1850 | 1440 | 0.017 | 0.06 | 1.3 | 8.3 | 20.7 |
| 48 | 2005-49 | 158.5 | 10.0 | 39.5 | 0.3 | 66 | 1390 | 920 | 0.008 | 0.07 | 1.5 | 8.2 | 20.0 |
| 49 | 2005-50 | 161.2 | 3.8 | 40 | 0.3 | 59 | 1320 | 1450 | 0.007 | 0.04 | 0.9 | 7.8 | 20.3 |
| 50 | 2005-51М | 163.6 | 13 | 39.2 | 0.3 | 38 | 1920 | 1670 | 0.006 | 0.02 | 1.1 | 7.7 | 21.0 |
| 51 | 2005-51Т | 163.6 | 2.2 | 39.5 | 0.2 | 39 | 990 | 960 | 0.004 | 0.04 | 1 | 6.4 | 23.0 |
| 52 | 2005-52 | 165.8 | 10.8 | 39.7 | 0.2 | 100 | 1680 | 950 | 0.006 | 0.1 | 1.8 | 7.8 | 20.1 |
| 53 | 2005-53 | 168.3 | 10.2 | 39.2 | 0.3 | 200 | 5720 | 916 | 0.007 | 0.22 | 6.2 | 7.8 | 19.7 |
| 54 | 2005-54 | 172.5 | 7.9 | 40.7 | 0.2 | 608 | 4590 | 246 | 0.006 | 2.48 | 18.7 | 5.2 | 19.6 |
| 55 | 2005-55M | 53.8 | 13.0 | 39.2 | 0.3 | 38 | 1920 | 1670 | 0.006 | 0.02 | 1.1 | 8.2 | 20.8 |
| 56 | 2005-55Т | 53.8 | 2.2 | 39.5 | 0.2 | 39 | 990 | 960 | 0.004 | 0.04 | 1 | 11.3 | 21.5 |
Несмотря на низкие концентрации, зачастую близкие к пределам аналитической чувствительности метода ICP-MS, вариации содержаний крупноионных литофильных элементов (К, Rb, Cs, Ba), а также Si, Ti, Al, Na, Y, Zr, Nb, Hf, и Th достигают для некоторых из них 3‒4 порядков и в общем случае положительно коррелируют с содержанием нерастворимого остатка в карбонатных породах (см. табл. 1, рис. 6). Интервалы с его высоким содержанием приурочены к пачкам 1, 3 и 5 типового разреза чернореченской свиты. Для этих же интервалов характерны высокие концентрации таких металлов как Cr, Co, Cu, Zn, Cd и Pb, а также РЗЭ – в тех случаях, когда их содержания в карбонатной фракции выше предела обнаружения. Концентрации таких элементов как P, V, U и в меньшей степени Mo, в отличие от большинства других, заметно снижаются в глинистых отложениях пачки 3 (см. рис. 6).
Спектры распределения редкоземельных элементов из-за их крайне малой концентрации в карбонатном веществе получены лишь для 7 образцов (рис. 7а). По отношению к стандарту PAAS [Sun, McDonough, 1989] большинство образцов имеют низкие концентрации РЗЭ и относительно слабо дифференцированные от легких к тяжелым элементам спектры. Наиболее контрастные дифференцированные распределения имеют образцы 1819-5 (Lan/Lun = 22.6) 1817-1 (Lan/Lun = 4.71) и 1824-1 (Lan/Lun = 4.81), которые в основном относятся к пачкам, обогащенным глинистым материалом. Значения Eu/Eu* для изученных образцов находятся в пределах 0.84–1.39 (см. табл. 1).
Изотопный состав углерода и кислорода
Отложения стратотипического разреза чернореченской свиты характеризуются значительными колебаниями изотопного состава карбонатного углерода, амплитуда которых достигает 18‰ (табл. 3, см. рис. 4). Глинистые и песчанистые доломиты и известняки нижней части свиты (пачка 1) в разрезе 1814 по р. Енисей имеют отрицательные значения δ13C в интервале –6.0…–3.8‰. Нижняя половина второй пачки на протяжении более 100 м по мощности характеризуется довольно однообразными положительными значениями от +2 до +4‰, которые в верхней половине сменяются быстрым ростом значений δ13C до +8…+10‰ (см. рис. 4). Третья, четвертая и большая часть пятой пачки характеризуются устойчиво высокими значениями δ13C (выше +10‰), и лишь на границе с излучинской свитой происходит их снижение до +5…+6‰. Значения δ18О в типовом разрезе чернореченской свиты, за исключением пяти образцов (см. рис. 4) для большинства образцов лежат в пределах 20…25‰ относительно стандарта V-SMOW, что соответствует значениям –12…–6‰ относительно стандарта V-PDB. Также заметное снижение значений δ18О до 17…19‰ отмечено в кровле чернореченской свиты и в карбонатных прослоях низов излучинской свиты (см. рис. 4).
Таблица 3.
С- и О-изотопные характеристики отложений чернореченской свиты в стратотипическом районе (рр. Черная. Енисей)
| № п/п | № обр. | М от осн. | δ13C, PDB | δ18O, SMOW | № п/п | № обр. | М от осн. | δ13C, PDB | δ18O, SMOW |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 1 | 1814-2 | 20 | –3.8 | 23.2 | 34 | 1819-41 | 418 | 8.7 | 20.8 |
| 2 | 1814-5 | 26 | –4.3 | 23.1 | 35 | 1819-42 | 432 | 8.4 | 21.2 |
| 3* | 1814-8 | 34 | –4.9 | 24.4 | 36* | 1817-1 | 450 | 10.9 | 20.7 |
| 4 | 1814-10 | 69 | –5.2 | 18.4 | 37 | 1817-3 | 462 | 10.8 | 21.3 |
| 5* | 1814-12 | 77 | –6.0 | 20.8 | 38* | 1817-6 | 473 | 10.3 | 21.3 |
| 6 | 1818-1 | 160 | 2.8 | 23.2 | 39 | 1817-8 | 481 | 10.5 | 21.0 |
| 7* | 1818-3 | 164 | 2.4 | 22.1 | 40 | 1820-1 | 491 | 11.4 | 21.3 |
| 8 | 1818-5 | 169 | 2.9 | 23.2 | 41 | 1820-3 | 499 | 11.0 | 22.2 |
| 9 | 1818-8 | 177 | 2.3 | 22.8 | 42* | 1820-5 | 508 | 10.1 | 21.3 |
| 10* | 1818-10 | 186 | 2.6 | 22.8 | 43 | 1820-7 | 513 | 10.4 | 19.1 |
| 11 | 1818-12 | 190 | 2.9 | 23.2 | 44 | 1821-2 | 523 | 10.7 | 22.1 |
| 12 | 1818-15 | 201 | 3.2 | 23.0 | 45* | 1821-5 | 536 | 10.7 | 22.3 |
| 13 | 1818-17 | 208 | 3.4 | 23.0 | 46 | 1821-7 | 544 | 10.5 | 21.7 |
| 14* | 1818-19 | 217 | 2.2 | 23.0 | 47 | 1822-1 | 578 | 7.3 | 20.3 |
| 15 | 1818-22 | 231 | 2.3 | 23.8 | 48 | 1822-3 | 587 | 10.4 | 20.5 |
| 16* | 1819-1 | 242 | 2.9 | 22.0 | 49* | 1822-5 | 596 | 10.6 | 22.0 |
| 17 | 1819-3 | 249 | 3.0 | 21.6 | 50 | 1822-8 | 610 | 10.3 | 22.1 |
| 18* | 1819-5 | 257 | 3.5 | 22.8 | 51 | 1822-10 | 619 | 11.2 | 23.3 |
| 19 | 1819-7 | 265 | 3.4 | 22.5 | 52* | 1822-12 | 632 | 11.0 | 20.3 |
| 20 | 1819-9 | 275 | 3.8 | 22.3 | 53 | 1822-14 | 643 | 11.5 | 20.2 |
| 21* | 1819-11 | 282 | 4.8 | 22.7 | 54 | 1822-16 | 652 | 11.6 | 21.5 |
| 22 | 1819-13 | 289 | 5.3 | 23.4 | 55 | 1822-18 | 664 | 12.0 | 22.8 |
| 23* | 1819-15 | 296 | 6.9 | 25.1 | 56 | 1823-1 | 681 | 12.4 | 22.5 |
| 24 | 1819-18 | 312 | 8.0 | 24.6 | 57* | 1823-3 | 689 | 12.0 | 18.3 |
| 25* | 1819-20 | 323 | 7.7 | 22.7 | 58 | 1823-5 | 698 | 12.4 | 22.2 |
| 26 | 1819-22 | 333 | 8.5 | 25.2 | 59 | 1824-3 | 822 | 10.4 | 20.5 |
| 27 | 1819-24 | 343 | 7.2 | 17.8 | 60* | 1825-1 | 855 | 4.7 | 17.3 |
| 28 | 1819-26 | 351 | 8.9 | 25.4 | 61 | 1825-3 | 869 | 4.9 | 17.8 |
| 29* | 1819-28 | 361 | 9.7 | 23.9 | 62 | 1825-5 | 872 | 5.5 | 18.3 |
| 30 | 1819-30 | 374 | 8.7 | 22.5 | 63 | 1805-1 | 916 | 6.2 | 17.4 |
| 31 | 1819-33 | 388 | 10.5 | 21.7 | 64 | 1805-3 | 926 | 5.3 | 17.4 |
| 32* | 1819-36 | 399 | 8.4 | 21.2 | 65 | 1805-5 | 936 | 5.7 | 19.0 |
| 33 | 1819-39 | 410 | 9.9 | 20.7 | 66 | 1805-7 | 946 | 4.9 | 17.7 |
Примечание. * – образцы для расширенного геохимического изучения (см. табл. 1).
В разрезе о. Плахинский колебания значений δ13C в карбонатах несколько меньше, чем в стратотипе чернореченской свиты, однако они также значительны и составляют от +5.2 до +10.7‰ (см. рис. 5). Каких-либо отчетливых трендов в пределах изученного разреза не наблюдается, хотя некоторые снижения величин δ13C могут быть приурочены к интервалам развития более трещиноватых и измененных пород, на что указывает одновременное понижение значений δ18О. Большинство определений сделано из валовых проб породы, однако для некоторых случаев удалось раздельно измерить изотопный состав карбонатного углерода из материала, слагающего структуры molar-tooth и вмещающего матрикса (см. табл. 2). Кальцит, выполняющий эти структуры, характеризуется несколько пониженными содержаниями нерастворимого остатка, Fe и Sr в сравнении с матриксом. Разница между значениями δ13C в карбонатном веществе этих структур и вмещающего их матрикса в одном и том же образце (либо в соседних образцах) не демонстрирует каких-либо закономерностей и не превышает 1‒1.3‰. Значения δ18О для чернореченских известняков разреза о. Плахинский лежат в пределах 18.3‒ 23.0‰ и, как и в типовом разрезе, за исключением отдельных интервалов, практически не коррелируют со значениями δ13C (см. рис. 7б).
Изотопный состав углерода органического вещества
Содержание рассеянного органического вещества (ОВ) и изотопный состав углерода изучены в 21 образце (см. табл. 1, рис. 4). Содержание ОВ в большинстве определений низкое и не превышает 0.1%. Максимальная концентрация ОВ (0.26%) отмечена в образце 1817-6, отобранном из сильно глинистых тонкослоистых известняков пачки 3. Значения δ13Cорг варьируют в ОВ от –30.3 до –22.9‰ V-PDB. Скачкообразное увеличение значений δ13Cорг от –30…–29‰ до –26…–25 происходит практически синхронно с ростом значений δ13C в карбонатном веществе, которое наблюдается во 2 пачке чернореченской свиты.
Изотопный состав стронция
Измеренные отношения 87Sr/86Sr в известняках лежат в интервале 0.70740–0.70772; минимальные значения 0.7074 приурочены к оолитовым известнякам верхней части 4 пачки чернореченской свиты (обр. 1822-12, см. рис. 4). Породы этого стратиграфического уровня характеризуются минимальными содержаниями Fe и Mn (20‒ 38 мкг/г) наряду с высокими концентрациями Sr, составляющими около или выше 1000 мкг/г (см. табл. 1).
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Обстановки формирования чернореченской свиты
Исходя из структурно-текстурных особенностей карбонатных пород чернореченской свиты, ее базальные горизонты накапливались в условиях быстрой трансгрессии моря на денудированную ранее поверхность суши. Формирование средней и верхней части первой пачки и всей второй пачки, вероятно, происходило в обстановках сублиторальной части карбонатного рампа. Об этом может свидетельствовать чередование слоев с признаками волновой деятельности (бугорчатая слоистость, взламывание отдельных слоев) и градационно-слоистых пачек, интерпретируемых нами как отложения темпеститов. Биоламинитовую слоистость в отдельных интервалах можно интерпретировать как признак накопления осадков в пределах фотической зоны. Отложения третьей пачки, судя по увеличению в ее составе алевритово-глинистой примеси и преобладанию тонкой параллельной и полого волнистой слоистости, могут указывать на переход к более дистальным обстановкам, при этом присутствие складчатых деформаций слоев различной морфологии и дециметрового‒метрового масштаба (см. рис. 3в) можно рассматривать как признак оползания осадка по склону.
Наиболее разнообразны по текстурным особенностям известняки четвертой пачки чернореченской свиты. В ней широко распространены калькаренитовые разности, которые слагают массивные пласты мощностью до первых метров с линзами мелкообломочных известняков. Такие особенности свидетельствуют об активной гидродинамике, характерной для обстановок верхней сублиторали проксимального рампа, где наряду с ростом микробиальных построек происходила их интенсивная эрозия. Пятая пачка чернореченской свиты, по всей видимости, отражает переход к более гидродинамически спокойным условиям в осадочном бассейне, которые свидетельствуют либо о резкой трансгрессии, либо о переходе от обстановок карбонатного бара к лагунным, где наряду с осаждением карбонатных илов значительную роль играло поступление кластического материала с суши. Последний вариант видится более предпочтительным, на что указывает последующая резкая проградация флювиальных обстановок на границе чернореченской и излучинской свит [Советов, 2018].
Реконструируемые условия осадконакопления для чернореченских известняков разреза на о. Плахинский существенно отличаются от большей части типового разреза свиты. В них практически, за исключением отдельных маломощных прослоев, отсутствуют калькаренитовые и обломочные разности, а преобладание тонкой параллельной и пологоволнистой слоистости указывает на гидродинамически относительно спокойные обстановки. Возможно, с учетом геохимических и изотопных данных, разрез чернореченской свиты о. Плахинский отвечает средней части (пачка 3) типового разреза. Этому, в частности, не противоречат выводы о приуроченности текстур molar tooth к обстановкам нижней части карбонатного рампа (ниже базиса штормовых волн) [Петров, 2011, 2016].
Обсуждение генезиса текстур molar-tooth выходит за рамки данной статьи, однако считаем необходимым сделать некоторые выводы. Во-первых, такие образования в основном приурочены к отложениям, датируемым древнее 1000‒800 млн лет и крайне редки в отложениях моложе 650 млн лет [Kuang, 2014; Петров, 2016], поэтому их нахождение в разрезе Игарского поднятия представляет значительный интерес. Во-вторых, наш вывод об отсутствии существенного изотопного фракционирования С и О между карбонатным цементом, выполняющем трещины, и вмещающим их известняковым матриксом подтверждается данными других исследователей [Hodgkiss et al., 2018]. Вероятно, это указывает на незначительную роль процессов образования биогенного метана в осадке, которая была существенной для одновозрастных толщ других разрезов неопоротерозоя [Cui et al., 2017; Петров, Покровский, 2020]. Вместе с тем, для карбонатного материала, выполняющего трещины, в ряде докембрийских разрезов установлен существенный негативный сдвиг δ56Fe, что может указывать на микробиальное восстановление Fe-содержащих минералов, сопровождающееся уменьшением объема осадка и инициирующее формирование трещин [Hodgkiss et al., 2018]. Это косвенно подтверждается значительным (1000 мкг/г и более) содержанием Fe в карбонатной фракции известняков чернореченской свиты о. Плахинский (см. табл. 2).
Интерпретация геохимических данных
Разнообразие реконструированных обстановок осадконакопления для чернореченской свиты находит свое отражение в химическом составе карбонатных пород. Согласно геохимическим критериям сохранности изотопных систем [Кузнецов и др., 2014], карбонатные породы чернореченской свиты не испытывали существенных постседиментационных изменений, о чем свидетельствуют низкие соотношения Mn/Sr и Fe/Sr, для существенной части образцов, составляющие менее 0.2 и 5 соответственно (см. табл. 1). Таким образом, изотопный состав стронция известняков четвертой и верхней части второй пачек, где эти соотношения минимальны, можно считать приближенным к составу морской воды, что также доказывается приуроченностью минимальных значений 87Sr/86Sr к этим уровням. Об отсутствии существенных постседиментационных изменений изотопного состава углерода, кроме низких значений Mn/Sr и Fe/Sr, свидетельствуют высокие (выше 20‰ V-SMOW) значения δ18О и отсутствие их явной корреляции со значениями δ13С (r = –0.13) (см. рис. 4, 7б). Исключением из этого могут являться нижние слои излучинской свиты, где отмечается резкое снижение δ18О до 16–17‰, вызванное, по всей видимости, изотопным обменом с глинистой фракцией терригенного осадка, которая резко преобладает в разрезе.
Отмеченное выше резкое расхождение между содержаниями Fe, которые получены методами AES и ICP-MS, вероятно, связано с особенностями пробоподготовки. При использовании для выщелачивания карбонатной фазы более концентрированного раствора HCl (1 N против 0.1 N), наряду с карбонатом кальция могут частично или полностью растворяться такие содержащие железо компоненты осадочной породы как сульфиды и гидроксиды Fe, а также некоторые силикаты. Очевидно, что эти минералы могут иметь как аутигенное происхождение, так и находиться в составе обломков, а их присутствие в породе далеко не всегда является признаком вторичных изменений, поэтому использовать соотношение Fe/Sr как индикатор сохранности изотопных систем следует с учетом этого фактора.
Несмотря на использование щадящей методики выщелачивания карбонатной фракции из осадка, концентрации большинства элементов-примесей положительно коррелируют с содержанием нерастворимого остатка (см. рис. 6). По всей видимости, попадание этих элементов в состав карбонатной фазы произошло практически сразу после совместного осаждения карбоната и обломочной фракции. То же самое приходится сказать и о распределении РЗЭ, слабо дифференцированные нормализованные спектры которых отражают скорее состав силикокластической фракции, чем процессы их фракционирования в морской воде (см. рис. 7а). В разрезе чернореченской свиты можно выделить три уровня, на которых происходит рост большинства элементов-примесей: в нижней части второй пачки, в третьей пачке и в пятой пачке (II, IV и VI, см. рис. 6). Наряду с этим, для таких элементов как фосфор, ванадий и уран наблюдается обратная корреляция с содержаниями нерастворимого остатка и остальных примесей. Уровни с повышенными концентрациями этих трех элементов отвечают верхней части пачки 2 и пачке 4 (III и V, см. рис. 6) и представлены по большей части относительно чистыми известняками, часто с признаками бактериального осаждения карбоната (онколиты, биоламинитовая слоистость, небольшие куполообразные строматолитовые постройки).
Возможным объяснением таких вариаций в содержании элементов-примесей является периодическое уменьшение содержания растворенного в воде кислорода, которое приводило к периодическому появлению аноксических условий [Покровский и др., 2006б; Tostevin et al., 2016; Wei et al., 2022 и ссылки в работах]. Возможно, это связано с колебаниями уровня моря, поскольку ограничение поступления атмосферного кислорода и стратификация вод ожидаемы в более глубоководных и/или тиховодных обстановках. В эти периоды несколько замедлялось попадание в осадок карбонатного материала, тогда как относительное содержание тонкозернистой терригенной примеси наоборот увеличивалось. В бескислородных условиях происходило ускоренное выпадение в осадок большинства металлов, включая как халькофильные так и большинство литофильных элементов. В то же время, рост содержаний фосфора, ванадия и урана в известняках можно связывать с уровнями, где была относительно высока роль биогенного осаждения карбоната, поскольку эти элементы являются микропримесями в живом веществе. Можно предположить, что в это время в осадочном бассейне преобладали обстановки с повышенным содержанием кислорода (уровни III и V, см. рис. 6). Отложения горизонта I имеют переходные геохимические характеристики и ввиду малого количества анализов не могут быть однозначно отнесены к аноксическим либо субоксигенным обстановкам.
Возраст и корреляция чернореченской свиты
Полученные новые изотопно-геохимические данные позволяют существенно уменьшить неопределенность с возрастом чернореченской свиты. В частности, минимальные значения 87Sr/86Sr 0.7074 не известны в отложениях докембрия с возрастом моложе 600‒580 млн лет [Кузнецов и др., 2014; Xiao et al., 2016]. В сводных кривых δ13С интервалы с высокими (до +10‰) значениями также характерны для отложений, датируемых от 830 до 580 млн лет [Walter et al., 2000; Halverson et al., 2010; Geological …, 2020]. При этом, в неизмененных морских карбонатах древнее 640 млн лет минимальные значения 87Sr/86Sr снижаются до 0.7070 и ниже [Кузнецов и др., 2014; Xiao et al., 2016], чего не наблюдается в чернореченских известняках. С учетом приведенных выше данных о минимальном возрасте подстилающих отложений и Pb-Pb датировки 610 ± 50 млн лет непосредственно из известняков чернореченской свиты [Kochnev et al., 2022], наиболее вероятным будет датировать чернореченскую свиту в интервале 635‒580 млн лет; т.е., относить ее к нижнему венду в его широком понимании [Семихатов и др., 2015], а основание свиты окажется не древнее подошвы эдиакария Международной хроностратиграфической шкалы.
Ближайшим хемостратиграфическим аналогом чернореченской свиты являются отложения дальнетайгинской серии Патомского района юга Сибирской платформы (рис. 8). Здесь, как и в разрезе чернореченской свиты Игарского поднятия, покровные карбонаты в основании баракунской свиты представлены доломитами и известняками с отрицательными значениями δ13С до ‒4‰ [Покровский и др., 2006а; Рудько и др., 2017]. Отсутствие ледниковых отложений в игарском разрезе, которые являются важным маркером для глобальных корреляций отложений венда и эдиакария, не препятствует такому сопоставлению. Так, тиллиты, сопоставляемые с глобальным оледенением Марино, в пределах Сибирской платформы отмечаются лишь в ее южной части, но и там они прослеживаются не повсеместно, а встречаются в отдельных разрезах и могут быстро выклиниваться по латерали [Советов, Комлев, 2005; Чумаков, 2015; Кочнев и др., 2015]. И в Игарском, и в Патомском разрезах снизу вверх на достаточно коротком стратиграфическом интервале происходит быстрый рост значений δ13С до +8…+10‰, которые сохраняются вплоть до кровли каланчевской и чернореченской свит соответственно. Близкая картина наблюдается в отложениях голоустненской и улунтуйской свит байкальской серии Прибайкалья и в марнинской и удинской свитах Присаянья, где в основании разреза местами, как и в Патомском прогибе, выделяются ледниковые отложения (см. рис. 8) [Советов, Комлев, 2005]. Так в улунтуйской и голоустненской свитах значения δ13С достигают +9‰ [Хабаров, Пономарчук, 2005], а в известняках пещернинской пачки удинской свиты они составляют около +6‰ [Kaufman et al., 2011]. Отрицательная аномалия δ13С в перекрывающей дальнетайгинскую серию жуинской серии Патомского прогиба, сопоставляемая с глобальным С-изотопным событием Шурам-Вонока (~570‒580 млн лет) [Rooney et al., 2020; Покровский и др., 2021], в разрезе Игарского поднятия не прослеживается, поскольку отложения этого возраста, как и в большинстве других разрезов на западе Сибирской платформы, сложены терригенными породами [Кочнев и др., 2020].
Рис. 8.
Корреляция вендских отложений западной и южной периферии Сибирской платформы с учетом данных изотопной хемостратиграфии [Хабаров, Пономарчук, 2005; Покровский и др., 2006а; Kouchinsky et al., 2007; Kaufman et al., 2011; Rud’ko et al., 2021 и данная работа]. Е1tm – томмотский ярус нижнего кембрия; kp – краснопорожская свита; ut – усть-тагульская свита; us – усольская свита; Kr – карагасская серия; ajk. – аянканская свита; krt – куртунская свита; nh – нохтуйская свита; ur – уринская свита; dzh(bp) – джемкуканская (большепатомская) свиты; Bl – баллаганахская серия. Цвета толщ на рисунке приближены к естественной окраске пород.
Кроме данных С-изотопной хемостратиграфии, предложенная корреляция (см. рис. 8) подтверждается изотопным составом стронция, а также геохронологическими датировками. Минимальные значения 87Sr/86Sr, равные 0.7074 в нижней части баракунской свиты [Покровский и др., 2006а] идентичны значениям, полученным из чернореченской свиты и близки к минимальному значению 0.7072 из доломитов средней части марнинской свиты по р. Уда [Kaufman et al., 2011]. Датировка 610 ± 50 млн лет также хорошо согласуется с серией аналогичных Pb-Pb геохронологических определений из нескольких стратиграфических уровней дальнетайгинской серии 575 ± ± 20, 581 ± 16 и 613 ± 56 млн лет [Rud’ko et al., 2021], которые полностью согласуются с биостратиграфическими данными [Воробьева и др., 2008; Голубкова и др., 2010; Воробьева, Петров, 2020; Петров, Воробьева, 2022 и др.].
Стратиграфическими аналогами известняков чернореченской свиты в других регионах являются карбонатные породы, формировавшиеся в раннем эдиакарии (635‒580 млн лет). Это, в частности, отложения нижней части формации Доушаньто кратона Янцзы южного Китая [Zhou, Xiao, 2007], а также формации Шуургат Дзабханского террейна Монголии [Bold et al., 2016] и формации Хаттенберг кратона Калахари в Намибии [Cui et al., 2018], где в относительно хорошо датированных разрезах этого возраста значения δ13С достигают +8…+10‰. Эта положительная аномалия может быть менее выражена по амплитуде значений δ13С и осложнена более мелкими негативными экскурсами, что наблюдается в Патомском разрезе [Рудько и др., 2017] и может быть обусловлено влиянием постседиментационных изменений изотопных систем либо локальными условиями в бассейне [Cui et al., 2018]. В любом случае, этот положительный экскурс в сочетании с другими (палеонтологическими, геохронологическими, палеоклиматическими) данными о возрасте рассматривается в качестве одного из важнейших глобальных маркеров, которому, в частности, близко по возрасту появление характерного для эдиакария комплекса актантоморфных органостенных микрофоссилий [Xiao et al., 2016; Голубкова, 2021].
Возможные причины происхождения положительной С-изотопной аномалии
В общем случае, причиной возникновения положительных аномалий δ13С в нормально-морских осадочных карбонатах является дефицит легкого изотопа углерода 12С в растворенном бикарбонат-анионе в сравнении с обычными условиями осадконакопления. Это может быть обусловлено несколькими факторами как глобального, так и локального характера: 1) резкое увеличение объема биомассы, обогащенной изотопом 12С; 2) интенсивное захоронение в осадке органического вещества, необходимым условием для чего являются аноксические условия в бассейне; 3) образование и захоронение без последующего окисления в осадке биогенных метангидратов [Kaufman et al., 1997; Покровский и др., 2006б; Петров, Покровский, 2020]. Сочетанием этих факторов, в частности, объясняются аномально-высокие значения δ13С в карбонатных осадочных породах средней и верхней части дальнетайгинской серии Патомского прогиба на юге Сибирской платформы, где отмечаются как повышенные (до 5%) концентрации ОВ, так и разнообразные осадочные текстуры, а также изотопно-геохимические свидетельства накопления метангидратов в нелитифицированном осадке [Петров, Покровский, 2020].
В отличие от дальнетайгинской серии Патомского прогиба, в разрезе чернореченской свиты не наблюдается повышенных концентраций рассеянного ОВ. Синседиментационные деформации, которые можно было бы рассматривать как признак присутствия метангидратов в осадке, ограничены лишь относительно узким стратиграфическим интервалом (3 пачка свиты). Рост значений δ13С происходит вне явной зависимости от смены фаций и химического состава осадка, а аномально-тяжелый изотопный состав углерода средней и верхней части свиты сохраняется, несмотря ни на колебания глубины бассейна, ни на содержание терригенной примеси в осадке (см. рис. 4). Лишь на границе с излучинской свитой, где происходит одновременное снижение значений как δ13С, так и δ18О в карбонатном веществе, можно предполагать некоторое влияние на изотопные системы постседиментационных процессов.
Установленная синхронность вариаций изотопного состава органического и карбонатного углерода в чернореченское время указывает на первичную природу этих изменений, которая не зависела от локальных и даже региональных факторов, таких как изолированность бассейна, приводящая к локальной аноксии и захоронению ОВ. Согласно многочисленным данным, аноксические условия в целом могли преобладать в Мировом океане в течение всего неопротерозоя вплоть до конца эдиакария [Cui et al., 2016, 2018]. При этом, в мелководных участках бассейна может не наблюдаться прямых свидетельств аноксических обстановок, которые устанавливаются лишь по геохимическим и изотопным характеристикам аутигенных минералов. Вероятнее всего, основной причиной образования аномально-тяжелых по углероду карбонатных пород следует считать массовое формирование в осадках этого времени больших объемов метангидратов, а также захоронение неокисленной органики в глубоководных частях бассейнов. Этому способствовали таяние обширных ледниковых масс после окончания гляциоэпохи Марино и быстрая постледниковая трансгрессия в раннем венде, которая привела к затоплению обширных участков шельфа, где сложились благоприятные условия для накопления и захоронения ОВ. Предполагается, что именно метангидраты впоследствии могли явиться основным источником больших объемов изотопно-легкого углерода в Мировом океане, что явилось причиной появления аномалии Шурам-Вонока в верхнем эдиакарии [Покровский и др., 2021; Wei et al., 2022].
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проведенные геохимические и изотопные исследования позволили обнаружить в карбонатных породах чернореченской свиты докембрия Игарского поднятия протяженную (свыше 500 м по мощности) и высокоамплитудную (до +12.4‰) положительную С-изотопную аномалию. Расширенное изучение химического состава карбонатов позволило выделить в разрезе чередование интервалов, которые можно интерпретировать как отложения, накапливавшиеся в бассейне с меняющимися окислительно-восстановительными условиями среды. Однако ни вариации химического состава воды и осадка, ни глубина и гидродинамические условия не оказывали существенного влияния на синхронные колебания изотопного состава карбонатного и органического углерода. Это наиболее вероятно в случае глобальных вариаций углеродного цикла, которые в это время могли быть связаны с массовым формированием метангидратов и захоронением органического вещества в осадках. Глобальный характер таких аномалий в сочетании с другими геологическими данными указывает на их высокий корреляционный потенциал, позволяя сопоставлять чернореченскую свиту с подобными С-изотопными событиями в нижнем венде/эдиакарии как на Сибирской платформе, так и за ее пределами. Предложенная корреляция подтверждается данными по изотопному составу стронция, а также результатами геохронологических исследований.
Список литературы
Воробьева Н.Г., Сергеев В.Н., Чумаков Н.М. Новые находки ранневендских микрофоссилий в уринской свите: пересмотр возраста патомского комплекса средней Сибири // Докл. РАН. 2008. Т. 419. № 6. С. 782–787.
Воробьева Н.Г., Петров П.Ю. Микробиота баракунской свиты и биостратиграфическая характеристика дальнетайгинской серии: ранний венд Уринского поднятия Сибири // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2020. Т. 28. № 4. С. 26–42.
Геологическая карта СССР. Масштаб 1 : 200 000. Сер. Тунгусская. Лист Q-45-III, IV. Объяснительная записка / Ред. А.М. Иванова. М.: ВСЕГЕИ, 1984. 99 с.
Голубкова Е.Ю. Органостенные микрофоссилии в стратиграфии венда юго-востока Сибирской платформы / Автореф. дисс. … канд-та геол.-мин. наук. СПб.: ИГГД РАН, 2021. 18 с.
Голубкова Е.Ю., Раевская Е.Г., Кузнецов А.Б. Нижневендские комплексы микрофоссилий Восточной Сибири в решении стратиграфических проблем региона // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18. № 4. С. 3–27.
Козлов Г.В., Вотах О.А., Александров В.С. Типовые формации докембрия Туруханского и Игарского поднятий // Тектоника платформенных областей. Новосибирск: Наука, 1988. С. 9–48.
Козлов Г.В., Александров В.С., Аксенова Л.А. и др. Опорные разрезы верхнедокембрийских осадочных и вулканогенно-осадочных толщ северо-запада Сибирской платформы. Т. 1. Медвежьинская и чернореченская свиты. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1992. 123 с.
Кочнев Б.Б., Покровский Б.Г., Прошенкин А.И. Верхненеопротерозойский гляциокомплекс центральных областей Сибирской платформы // Докл. РАН. 2015. Т. 464. С. 448–451.
Кочнев Б.Б., Покровский Б.Г., Кузнецов А.Б. и др. С- и Sr-изотопная хемостратиграфия отложений венда‒нижнего кембрия центральных районов Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2018. Т. 59. № 6. С. 731–755.
Кочнев Б.Б., Прошенкин А.И., Покровский Б.Г. и др. Тасеевская серия венда юго-западной окраины Сибирской платформы: изотопно-геохимические и геохронологические данные, возраст и корреляция // Геология и геофизика. 2020. Т. 61. № 10. С. 1370–1385.
Кузнецов А.Б., Крупенин М.Т., Овчинникова Г.В. и др. Формирование и преобразование карбонатных пород и сидеритовых руд бакальской свиты нижнего рифея (Южный Урал): Sr-изотопная характеристика и Pb-Pb возраст // Литология и полез. ископаемые. 2005. № 3. С. 227–249.
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.
Методические рекомендации по изучению геохимии стабильных изотопов углерода при диагностике нефтепроизводящих пород / Ред. А.Э. Конторович. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1991. 34 с.
Николаева И.В., Палесский С.В., Козьменко О.А. и др. Определегние редкоземельных и высокозарядных элементов в стандартных геологических образцах методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ИСП-МС) // Геохимия. 2008. № 10. С. 1085–1091.
Петров П.Ю. Molar tooth structures: механизм их формирования и специфика карбонатного диагенеза в позднем докембрии (сухотунгусинская свита рифея Туруханского поднятия Сибири) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2011. Т. 19. № 3. С. 3–26.
Петров П.Ю. Molar tooth structures и происхождение пелоидов протерозойских карбонатных платформ (средний рифей Туруханского поднятия Сибири) // Литология и полез. ископаемые. 2016. № 4. С. 336–358.
Петров П.Ю., Покровский Б.Г. С-изотопные свидетельства метаногенеза в осадках дальнетайгинской серии (нижний венд Патомского бассейна Сибири) // Литология и полез. ископаемые. 2020. № 2. С. 99–112.
Петров П.Ю., Воробьева Н.Г. Представители миаохенской биоты из дошурамских отложений эдиакария (венда) Патомского нагорья Сибири // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2022. Т. 30. № 1. С. 55–68.
Покровский Б.Г., Миссаржевский В.В. Изотопная корреляция пограничных толщ докембрия и кембрия Сибирской платформы // Докл. РАН. 1993. Т. 329. № 6. С. 768–771.
Покровский Б.Г., Мележик В.А., Буякайте М.И. Изотопный состав С, О, Sr и S в позднедокембрийских отложениях Патомского комплекса, Центральная Сибирь. Сообщение 1. Результаты, изотопная стратиграфия и проблемы датирования // Литология и полез. ископаемые. 2006а. № 5. С. 505–530.
Покровский Б.Г., Мележик В.А., Буякайте М.И. Изотопный состав С, О, Sr и S в позднедокембрийских отложениях Патомского комплекса, Центральная Сибирь. Сообщение 2. Природа карбонатов с ультранизкими и ультравысокими значениями δ13С // Литология и полез. ископаемые. 2006б. № 6. С. 642–654.
Покровский Б.Г., Буякайте М.И. Геохимия изотопов С, О и Sr в неопротерозойских карбонатах юго-западной части Патомского палеобассейна, юг Средней Сибири // Литология и полез. ископаемые. 2015. № 2. С. 159–186.
Покровский Б.Г., Буякайте М.И., Колесникова А.А. и др. С-, О- и Sr-изотопная геохимия вендской аномалии Шурам-Вонока и ассоциирующих метаосадочных толщ внутренней части Патомского нагорья (цент-ральная Сибирь) // Литология и полез. ископаемые. 2021. № 5. С. 406–435.
Рудько С.В., Петров П.Ю., Кузнецов А.Б. и др. Уточненный тренд δ13С в дальнетайгинской серии Уринского поднятия (венд, юг Средней Сибири) // Докл. РАН. 2017. Т. 477. № 5. С. 590‒594.
Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Подковыров В.Н и др. 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., 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.
Советов Ю.К. Седиментология и стратиграфическая корреляция вендских отложений на юго-западе Сибирской платформы: выдающийся вклад внешнего источника кластического материала в образование осадочных систем // Литосфера. 2018. Т. 18. № 1. С. 20‒45.
Советов Ю.К., Комлев Д.А. Тиллиты в основании оселковой серии Присаянья и положение нижней границы венда на юго-западе Сибирской платформы // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2005. Т. 13. № 1. С. 3–34.
Стратиграфия нефтегазоносных бассейнов Сибири. Рифей и венд Сибирской платформы и ее складчатого обрамления / Ред. А.Е. Конторович. Новосибирск: “Гео”, 2005. 432 с.
Хабаров Е.М., Пономарчук В.А. Изотопы углерода в верхнерифейских отложениях байкальской серии Западного Прибайкалья: стратиграфические следствия // Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 10. С. 1019–1037.
Хабаров Е.М., Изох О.П. Седиментология и изотопная геохимия рифейских карбонатных отложений Хараулахского поднятия севера Восточной Сибири // Геология и геофизика. 2014. Т. 55. № 5‒6. С. 797–820.
Хоментовский В.В. Неопротерозой севера Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 6. С. 865–880.
Чумаков Н.М. Оледенения Земли: история, стратиграфическое значение и роль в биосфере. М.: ГЕОС, 2015. 160 с.
Чумаков Н.М., Семихатов М.А., Сергеев В.Н. Опорный разрез вендских отложений юга Средней Сибири // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2013. Т. 21. № 4. С. 26–51.
Bold U., Smith E.F., Rooney A.D. et al. Neoproterozoic stratigraphy of the Zavkhan Terrane of Mongolia: the backbone for Cryogenian and Early Ediacaran chemostratigraphic record // Am. J. Sci. 2016. V. 316. P. 1–63.
Clarkson M.O., Poulton S.W., Guilbaud R. et al. Assessing the utility of Fe/Al and Fe-speciation to record water co-lumn redox conditions in carbonate-rich sediments // Chem. Geol. 2014. V. 382. P. 111–122.
Cramer B.D., Jarvis I. Carbon isotope stratigraphy // Geological Time Scale. V. 1. Amsterdam, Oxford, Cambridge: Elsevier, 2020. P. 309–343.
Cui H., Grazhdankin D. V., Xiao S. et al. Redox-dependent distribution of early macro-organisms: Evidence from the terminal Ediacaran Khatyspyt Formation in Arctic Siberia // Palaeogeography, palaeoclimatology, palaeoecology. 2016. V. 461. P. 122–139.
Cui H., Kaufman A.J., Xiao S. et al. Was the Ediacaran Shuram Excursion a globally synchronized early diagenetic event? Insights from methan-derived authigenic carbonates in the uppermost Doushantuo Formation, South China // Chem. Geol. 2017. V. 450. P. 59-80.
Cui H., Kaufman A.J., Peng Y. et al. The Neoproterozoic Hüttenberg δ13C anomaly: genesis and global implications // Precambrian Res. 2018. V. 313. P. 242‒262.
Grazhdankin D.V., Marusin V.V., Izokh O.P. et al. Quo vadis, Tommotian? // Geol. Mag. 2020. V. 157. № 1. P. 22–34.
Halverson G.P., Wade B.P., Hurtgen M.T. et al. Neoproterozoic chemostratigraphy // Precambrian Res. 2010. V. 182. P. 337‒350.
Hodgkiss M.S.W., Kunzmann M., Poirier A. et al. The role of microbial iron reduction in the formation of Proterozoic molar tooth structures // Earth Planet. Sci. Lett. 2018. V. 482. P. 1–11.
Kaufman A.J., Knoll A.H. Neoproterozoic variations in the carbon isotopic composition of seawater: Stratigraphic and geochemical implication // Precambrian Res. 1995. V. 73. № 1–4. P. 27–49.
Kaufman A.J., Knoll A.H., Narbonne G.M. Isotopes, ice ages, and terminal Proterozoic Earth history // Proc. Nat. Acad. Sci. USA. 1997. V. 94. P. 6600–6605.
Kaufman A.J., Sovetov J.K., Peek S. et al. Carbon, oxygen and strontium isotope stratigraphy of the Oselok Group, Sayan Mountains, Siberia // Neoproterozoic sedimentary basins: stratigraphy, geodynamics and petroleum potential. Proceedings of the International conference (Novosibirsk, 30 July–02 August, 2011). Novosibirsk: IPGG SB RAS, 2011. P. 33–34.
Knoll A.H., Grotzinger J.P., Kaufman A.J. et al. Integrated approaches to terminal Proterozoic stratigraphy: An example from the Olenek Uplift, northeastern Siberia // Precambrian Res. 1995. V. 73. P. 251–270.
Kochnev B.B., Khudoley A.K., Priyatkina N.S. et al. Neoproterozoic evolution of the northwestern margin of the Siberian Platform // Precambrian Res. 2022. V. 382. 106877.
Kouchinsky A.V., Bengston S., Pavlov V. et al. Carbon isotope stratigraphy of the Precambrian-Cambrian Sukharikha River Section, northwestern Siberian Platform // Geol. Mag. 2007. V. 144. P. 1–10.
Kuang H.-W. Review of molar tooth structure research // J. of Palaeogeography. 2014. V. 3(4). P. 359–383.
Kuznetsov A.B., Bekker A., Ovchinnikova G.V. et al. Unradiogenic strontium and moderate-amplitude carbon isotope variations in early Tonian seawater after the assembly of Rodinia and before Bitter Springs Excursion // Precambrian Res. 2017. V. 298. P. 157–173.
Magaritz M., Holser W.T., Kirshwink J.L. Carbon-isotope events across the Precambrian-Cambrian boundary on the Siberian platform // Nature. 1986. V. 320. P. 258‒259.
Paula-Santos G.M., Caetano-Filho S., Enzweiler J. et al. Rare earth elements in terminal Ediacaran Bambui Group carbonate rocks (Brazil): evidence for high seawater alkalinity during rise of early animals // Precambrian Res. 2020. V. 336. 105506.
Rooney A.D., Cantine M.D., Bergmann K.D. et al. Calibra-ting the coevolution of Ediacaran life and environment // PNAS. 2020. V. 117(29). P. 16824–16830.
Rud’ko S.V., Kuznetsov A.B., Petrov P.Yu. et al. Pb-Pb dating of the Dal’nyaya Taiga Group in the Ura uplift of southern Siberia: Implication for correlation of C-isotopic and biotic events in the Ediacaran // Precambrian Res. 2021. V. 362. 106285.
Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes / Eds A.D. Saunders, M.J. Norry // Magmatism in the Ocean Basins. London: Geological Society of London, 1989. P. 313–345.
Tostevin R., Wood R.A., Shields G.A. et al. Low-oxygen waters limited habitable space for early animals // Nature Comm. 2016. V. 7. 12818.
Walter M.R., Veevers J.J., Calver C.R. et al. 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. P. 371–433.
Wei G.-Y., Wang J., Planavsky N.J. et al. On the origin of Shuram carbon isotope excursion in South China and its implication for Ediacaran atmospheric oxygen levels // Precambrian Res. 2022. V. 375. 106673.
Xiao S., Narbonne G.M., Zhou C. et al. Towards an Ediacaran Time Scale: Problems, Protocols, and Prospects // Episodes. 2016. V. 39. № 4. P. 540–555.
Zhou C., Xiao S. Ediacaran δ13C chemostratigraphy of South China // Chem. Geol. 2007. V. 237. P. 89–108.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Литология и полезные ископаемые
Пн.-пт.: 10.00-19.00