Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2023, T. 31, № 2, стр. 22-39

ВВЕДЕНИЕ

Самая значительная в геологической истории δ¹³С изотопная аномалия Шурам, или EN 3, делит эдиакарий на две неравные части, которые наполнены значимыми биостратиграфическими маркерами различной палеобиологической природы (Xiao et al., 2016). Нижняя часть содержит представительный комплекс акантоморфных акритарх доушаньтуо-пертататакского типа, а верхняя охарактеризована эдиакарскими макрофоссилиями. Эволюционный тренд раннеэдиакарских акантоморфных акритарх резко обрывается на нижней границе изотопной аномалии Шурам, и после паузы длительностью более 30 млн лет акритархи возрождаются, но уже в ином, раннепалеозойском облике. Однако в последнее время были обнаружены отдельные представители раннеэдиакарских акантоморфит в постшурамских отложениях эдиакария (Ouyang et al., 2017; Anderson et al., 2017, 2018) и даже в постэдиакарских слоях немакит-далдынского яруса верхнего венда (Grazhdankin et al., 2020). Эти находки позволяют предполагать устойчивость экосистем э-укариотного фитопланктона и непрерывность его эволюционного тренда от начала эдиакария до раннего палеозоя. Наблюдаемое почти полное вымирание раннеэдиакарских акантоморфит на нижней границе изотопной аномалии Шурам могло быть связано с фациальными и/или тафономическими обстановками бассейнов позднего эдиакария (Xiao, Narbonne, 2020). Вместе с тем процессы переотложения древних микрофоссилий в молодые слои, хорошо известные в фанерозое, практически не рассматриваются в практике докембрийской биостратиграфии.

В настоящей статье анализируется органостенная микробиота из постшурамских отложений жербинской свиты Уринского поднятия. В составе этой микробиоты, наряду с таксонами, характерными для верхнего венда Сибири и верхнего эдиакария разных палеоконтинентов, присутствуют типичные ранневендские (раннеэдиакарские) микрофоссилии, в том числе акантоморфные акритархи доушаньтуо-пертататакского типа. Тафономические признаки и состав жербинских микрофоссилий позволили предположить процессы переотложения ранневендских остатков в поздневендском жербинском палеобассейне. Реконструируемые фациальные обстановки этого бассейна не противоречат сделанному предположению.

РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОЛОГИЯ И СТРАТИГРАФИЯ ВЕНДСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ УРИНСКОГО ПОДНЯТИЯ

Вендские отложения Патомского бассейна в пределах Уринского поднятия представляют мощную (более 5 км) терригенно-карбонатную толщу, включающую баллаганахскую, дальнетайгинскую, жуинскую, а также трехверстную серии, объединенные в патомский комплекс (рис. 1а, 1б) (Чумаков и др., 2013). В основании дальнетайгинской серии залегают диамиктиты большепатомской свиты, которые традиционно сопоставляют с оледенением Марино, завершившимся 635 млн лет назад (Чумаков, 2015). Таким образом, самая нижняя баллаганахская серия в современной стратиграфической схеме относится к рифею (доэдиакарию). Однако последние данные, подробно рассмотренные в ряде работ (Рудько и др., 2017; Петров, 2018а, 2021; Петров, Покровский, 2020; Петров, Воробьева, 2022; Воробьева, Петров, 2020; Rud’ko et al., 2021), предполагают вендский (эдиакарский) возраст всего патомского комплекса. В настоящей работе мы придерживаемся такого варианта корреляции (рис. 1б).

Рис. 1.

Географическое положение и геологическая карта Уринского поднятия (а), стратиграфия патомского комплекса (б), последовательность отложений (в) и фациальные ассоциации (г) жербинской свиты, секвентная стратиграфия (д) и кривая изменения относительного уровня моря бассейна (е). Серии: Bl – баллаганахская, Dt – дальнетайгинская, Zu – жуинская; свиты: zr – жербинская, tn – тинновская. Sq ‒ секвентные границы, HS – система высокого положения уровня моря, LS – система низкого положения уровня моря, T – трансгрессивные поверхности (главные (T₁ и T₂) и второстепенные (Т)).

Граница между нижним и верхним вендом в патомском комплексе определяется подошвой жуинской серии (Чумаков и др., 2013). Жуинская серия в полном объеме (никольская и ченченская свиты) коррелируется с глобальной δ¹³С аномалией Шурам (Покровский, Буякайте, 2015; Покровский и др., 2021). Возраст этого события неоднозначен, по последним данным он оценивается в приблизительном интервале от 570 до 560 млн лет (Canfield et al., 2020; Rooney et al., 2020). Нижняя граница кембрия на Уринском поднятии определяется подошвой томмотского яруса, совпадающего с кровлей трехверстной серии (Хоментовский и др., 2004; Кочнев, Карлова, 2010). Жербинская свита, залегающая выше изотопной аномалии Шурам, но существенно ниже подошвы немакит-далдынского яруса верхнего венда (Хоментовский и др., 2004), составляет нижнюю часть трехверстной серии (рис. 1б). Верхняя часть жербинской свиты обособлена в самостоятельную тирбесскую пачку (Хоментовский и др., 2004), в кровле которой присутствует богатая минерализованная микробиота (Якшин, 2002), однако ее таксоны не представляют стратиграфического значения (Чумаков и др., 2013). Жербинская свита сложена фациально разнообразными, в основном силикокластическими пестроцветными, отложениями с подчиненными карбонатными разностями (рис. 1в). В пределах Уринского поднятия эти отложения обнажены фрагментарно, за исключением двух рассматриваемых в настоящей работе разрезов, расположенных на левом берегу р. Лена между устьями рек Большой и Малый Патом (рис. 1а, 2а, 2б).

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Выделение микрофоссилий из терригенных пород проводилось по стандартной методике, описанной в нашей предыдущей публикации (Воробьева, Петров, 2020). Учитывая особенности состава ассоциаций органостенных микрофоссилий из жербинской свиты, дополнительная подготовка материала и его мацерация выполнены в условиях, исключающих возможность загрязнения мацерата посторонними органическими остатками. Для этой цели растворению подвергались только однородные части аргиллитовых слоев. После их измельчения были удалены все мелкоразмерные фракции. Каждый раз при получении окончательного мацерата использовались только новые сита (мельничный газ (GG) из полиэфирной нити с диаметром ячеи 45 мкм).

Микрофоссилии фотографировали в проходящем свете с использованием микроскопа Zeiss Axio Imager A1, оснащенного цифровой камерой Axio-CamMRc-5, и микроскопа RME-5, оснащенного цифровой камерой Canon EOS 300D.

Весь материал хранится в Геологическом институте РАН (Москва), палеонтологическая коллекция № 14714.

ФАЦИИ, ОБСТАНОВКИ И СЕКВЕНТНАЯ СТРАТИГРАФИЯ ЖЕРБИНСКОГО БАССЕЙНА

Фациальные ассоциации и обстановки. Фации жербинской свиты, а также непосредственно подстилающих и перекрывающих отложений сгруппированы в восемь фациальных ассоциаций (рис. 1г).

Cn₁ – открыто-морские фации ченченской карбонатной платформы, представленные ооидными песчаными отмелями с островами строматолитовых построек и полями крупнообломочных карбонатных шлейфов – результатом интенсивной волновой переработки подстилающих отложений.

Cn₂ – пачка терригенно-карбонатных отложений мощностью до 80 м, залегающая в кровле ченченской свиты. Карбонаты представлены мелкозернистыми, обломочно-ооидными и строматолитовыми разностями. Вверх по разрезу наблюдается постепенное увеличение силикокластики в известняках, появляются слои аргиллитов, алевролитов и среднезернистых песчаников, а вместе с ними – горизонты карстовой брекчии, часто сближенные, иногда наложенные друг на друга. В разрезе выделяется непрерывный структурный ряд от маломощных горизонтов неперемещенных обломков карбонатной брекчии раннего растворения до крупных, глубиной до 1 м, скоплений коллапсированной брекчии, частично переотложенной при последующем размыве (рис. 2в). Матрикс брекчий состоит из вмытого кварцевого песка с рассеянными карбонатными зернами, а горизонты брекчий перекрываются аналогичными по составу слоями кварцаренита. В верхней части ассоциации в составе песчаника появляется глауконит, а известняки сменяются доломитами (рис. 1в).

Рис. 2.

Фации песчанистых доломитов терминальной пачки ченченской свиты и песчаные фации нижней части жербинской свиты, фациальные ассоциации (Cn₂) и (Zr₁). (а, б) – граница ченченской (cn) и жербинской (zr) свит в обнажении левого берега р. Лена против устья р. Б. Патом; (в) – горизонт коллапсированной брекчии доломита с песчанистым матриксом, перекрытый кварцевым песчаником с обломками доломита; (г) – мелкие формы истощенной мигрирующий ряби (starved ripples); (д) – арумбериеморфная текстура на кровле тонкозернистого песчаника; (е) – рассеянные обломки аргиллита на кровле песчаного слоя; (ж) – лингуоидные знаки ряби течения на кровле песчаника; (з) – сближенные горизонты трещин субаэральной экспозиции в кровле песчаной дюны.

В целом ассоциация представляет собой отложения крайне мелководной карбонатной платформы с частыми эпизодами субаэральных экспозиций. Частота и, очевидно, продолжительность экспозиций возрастала вверх по разрезу вместе с количеством привнесенного на платформу терригенного материала. Переотложение брекчии карстовых горизонтов происходило на самых ранних этапах трансгрессий вместе с увеличением потока силикокластики. Одновременно шло формирование и перемыв глауконитовых зерен в песчаных осадках. Смена известняков доломитами вверх по разрезу была связана с синседиментационной или с раннедиагенетической доломитизацией подстилающих слоев известняка, очевидно, при возрастающей во времени эвапоритизации остаточных водоемов в ранние периоды регрессий. Такой процесс доломитизации соответствует модели себхового типа (Warren, 2000). На эвапоритизацию указывают также рассеянные кристаллы ангидрита, отмеченные ранее в матриксе брекчии (Pelechaty, 1998).

Zr₁ – силикокластические отложения нижней (100 м) части жербинской свиты. Ассоциация состоит из сероцветных песчаных и красноцветных глинисто-алевритовых фаций. Песчаные фации слагают хорошо обнаженные пачки в нижней и верхней частях разреза ассоциации мощностью 32 и 43 м соответственно. Они представлены средне-мелкозернистыми кварцаренитами или субаркозовыми песчаниками с крупной троговой и планарной косой слоистостью и присутствием глауконита в базальных слоях свиты. Для нижних песчаников характерны обильные знаки крупной симметричной волновой ряби и разнообразные мелкие формы мигрирующей ряби комбинированных течений (рис. 2г). В подошве слоев присутствуют слепки каналов размыва (текстуры gutter casts). На горизонтальных поверхностях напластования тонкозернистых песчаных слоев встречаются отпечатки макрофоссилий эдиакарского типа, микробиально-индуцированных, в том числе арумбериеморфных, текстур (рис. 2д). Верхние песчаники выделяются наличием гравийных фракций и обилием обломков и галек аргиллита, наблюдаемых внутри косых серий или рассеянных вдоль поверхностей напластования (рис. 2е). Наряду с симметричной волновой рябью, песчаные слои включают различные текстуры однонаправленных потоков, в частности лингуоидные знаки ряби (рис. 2ж). В кровле некоторых песчаных слоев присутствуют поверхности субаэральных экспозиций (рис. 2з).

Глинисто-алевритовые фации слагают пачку (25 м) красноцветных отложений в средней части ассоциации. Они представляют собой частое (1–20 см) неритмичное переслаивание слабосортированных мелкозернистых песчанистых и алевритистых аргиллитов и разнозернистых песчаников (рис. 3а). Песчаники слагают невыдержанные по простиранию слои и линзовидные тела неправильной формы с резко выраженными эрозионными границами в основании и сериями внутренних наложенных друг на друга перерывов (рис. 3б). Перерывы подчеркнуты тонкими глинистыми пленками, которые образуют нерегулярные флазероподобные текстуры. В основании песчаных слоев присутствуют необычные текстуры промоин (flute casts), напоминающие ихнофоссилии (рис. 3в). Кольцеобразная форма промоин и сочетание текстурных элементов в виде парных полуколец предполагает результат избирательной эрозии по трещинам усыхания илистого субстрата. Такие трещины характерны для микробиально-индуцированных текстур, в частности песчаных трещин субаэральной экспозиции (Noffke, 2010; Lan, 2015). Некоторые слои имеют признаки перераспределения песчаных зерен со структурами почвенной плазмации (pedoplasmation) (рис. 3г) (Stoops, Schaefer, 2010; Retallack, 2016). Такие микроструктуры образовывались в процессе многократно повторявшихся периодов смачивания и высыхания.

Рис. 3.

Глинисто-алевритовые фации средней части жербинской свиты, фациальные ассоциации Zr₁ (а–г) и Zr₂ (д–з). (а, б) – линзовидное переслаивание алевритистых аргиллитов и песчаников с сериями эрозионных поверхностей; (в) – текстуры промоин (flute casts) на подошве песчаного слоя; (г) – структура почвенной плазмации (pedoplasmation); (д) – нерегулярное переслаивание песчаников и алевритистых аргиллитов; (е) – мелколинзовидное строение песчаного слоя; (ж) – структура литокластсодержащего гравийного песчаника с глинисто-гематитовым цементом (шлиф, комбинированное освещение); (з) – слой алевритистого аргиллита среди горизонтально-слоистых песчаников.

Ассоциация формировалась в прибрежно-морских и прибрежно-континентальных обстановках. Собственно “нормально-морским” мелководно-шельфовым фациям отвечает лишь нижняя пачка песчаников с преобладанием волнового режима седиментации и обилием глауконита в самых нижних трансгрессивных слоях. Вышележащие гравийно-песчаные фации представляли собой мигрирующие прибрежные бары с периодическим влиянием речного (паводкового) стока. Наблюдающийся здесь аргиллитовый детрит поступал с побережья, очевидно, в периоды наводнений. Часть крупных обломков была захоронена среди морского песка, часть их подвергалась незначительной волновой переработке. Некоторые бары, включающие горизонты песчано-гравийных отложений, были переработаны сгонно-нагонными течениями или течениями речного влияния. Синоптический рельеф баров и многократные эпизоды субаэральных экспозиций, наблюдаемые в кровле песчаных тел, свидетельствуют о глубине бассейна, не превышающей первых метров. Реконструкции направлений палеотечений указывают на миграцию песчаных баров вдоль береговой линии с эпизодами спорадического переноса осадков в сторону бассейна. Присутствие дельтовых фаций в данной части бассейна неочевидно, однако регрессивный характер последовательности отложений предполагает присутствие их возрастных аналогов в смежных районах (см. Советов, 2018).

Красноцветность глинисто-алевритовых отложений обусловлена обилием рассеянных стяжений гематита, не связанного с постформационным окислением сульфидов железа, что предполагает длительные периоды субаэральных экспозиций и начальные процессы почвообразования. На это также указывают текстуры и микроструктуры песчаных слоев, некоторые горизонты которых похожи на микробиальные палеопочвы (Гражданкин и др., 2012; Kolesnikov et al., 2015; Retallack, 2016). Очевидно, эти глинисто-песчаные отложения накапливались в обстановках периодически затопляемых прибрежных равнин.

Zr₂ – плохообнаженная пачка (около 80 м) пестроцветных глинисто-песчаных пород в средней части жербинской свиты (рис. 1г). Отложения образованы неритмичным и очень частым чередованием плохосортированных песчаников с редкими линзами песчано-гравийных фракций и в различной степени алевритистых аргиллитов. Границы слоев эрозионные. Песчаники слагают сравнительно крупные (до 6 см) слои с субпараллельной и однонаправленной косой слоистостью (рис. 3д) либо более тонкие (1–4 см) слои с очень тонким (менее 0.5 см) линзовидным строением (рис. 3е). Эти миниатюрные линзовидные текстуры представляют собой пластично-деформированные in situ фрагменты тонких песчаных слоев. Пространство между ними заполнено несортированным глинисто-песчаным осадком. Многие тонкозернистые фракции имеют крапчатый облик, обусловленный неравномерным распределением гематитового цемента, а песчаные зерна окружены оторочками гематита. Несортированные песчано-гравийные отложения нередко содержат литокласты сильно измененных глинистых пород с обилием выделений гематита (рис. 3ж). Матрикс состоит из кварцевых песчаных зерен, связанных глинисто-гематитовым цементом. В разрезе ассоциации встречаются сравнительно крупные (до 30 см) и выдержанные в пределах десятков метров однородные слои алеврит-глинистых отложений (рис. 3з). Внутри этих слоев прослеживаются горизонты с сетчатыми и комковатыми текстурами, подчеркнутыми пленками оксидов железа.

Как и глинисто-алевритовые фации предыдущей ассоциации, эта ассоциация имеет признаки длительных субаэральных экспозиций, которые привели к деформациям осадочных слоев и выделению гидроксидов железа в виде обособленных зон цементации. Как и в предыдущем случае, осадки накапливались в пределах периодически затопляемых прибрежных равнин. Редкие гравийно-песчаные отложения представляли собой фации небольших русел флювиальных потоков, а латерально выдержанные слои алевритистых аргиллитов – фации эфемерных водоемов внутреннего стока.

Zr₃ – пачка (45 м) глинисто-карбонатных отложений в основании верхней части разреза жербинской свиты. Отложения образуют непрерывную последовательность от преимущественно силикокластических к карбонатным породам. Верхняя часть этой последовательности представлена битуминозными известняками, которые начинают разрез так называемой тирбесской пачки (Хоментовский и др., 2004) (рис. 1в). В разрезе ассоциации выделяются нижние (45 м) слабокарбонатные алеврит-глинистые и верхние (15 м) битуминозные мергелисто-известняковые отложения. Нижние отложения представляют собой неритмичное (1–15 см) чередование алевро-аргиллитов, мелкозернистых песчаников с градационной слоистостью и тонкозернистых известковых мергелей. Несмотря на внешнее сходство с подстилающими отложениями, все слои несут признаки седиментации из суспензии, а редкие эрозионные границы не имеют признаков субаэральных экспозиций. Верхние отложения представлены пластами (до 1 м) черных битуминозных известняков, разделенных подчиненными слоями таких же черных известковых аргиллитов и мергелей. Известняки включают одиночные косослоистые серии и небольшие карманы брекчии. Их характерной особенностью являются ориентированные крупнокристаллические, иногда дендритовидные спаритовые структуры. Некоторые структуры в разрезе слоев образуют линзовидные тела псевдобрекчии (рис. 4а). Цепочки кристаллов кальцита на поверхностях слоев составляют текстуры, сходные с текстурами царапин или вспахивания (tool marks) (рис. 4б). Осадки ассоциации накапливались в субаквальных обстановках с очевидно низким уровнем гидродинамики.

Рис. 4.

Фации верхней части жербинской свиты, фациальные ассоциации Zr₃ (а, б), Zr₄ (в–з) и Zr₅ (и–л). (а) – структура псевдобрекчии в разрезе слоя битуминозного известняка; (б) – псевдотекстура следов вспахивания (tool marks), образованная ориентированными кристаллами кальциспарита на кровле слоя; (в) – оползневые текстуры внутри канала, имитирующие крупную косую серию; (г, д) – знаки нагрузки (load cast); (е) – крупные песчано-известняковые слои с множеством внутренних перерывов; (ж) – переслаивание красных аргиллитов и светло-серых известняков с косой слоистостью мигрирующей ряби; (з) – косослоистые песчаники, перекрывающие доломиты по эрозионной границе (показана стрелкой); (и–л) – глинисто-карбонатные отложения в кровле тирбесской пачки (zr/tn – положение границы жербинской и тинновской свит).

Zr₄ – пестроцветные песчано-глинистые и глинисто-карбонатные отложения, слагающие большую (70 м) среднюю часть разреза тирбесской пачки (рис. 1г). Эти отложения представляют собой частое (5–40 см) неритмичное переслаивание разнообразных типов силикокластических и карбонатных пород. Количество карбонатных разностей возрастает вверх по разрезу ассоциации, так что вся последовательность может быть разделена на три неравные части: нижнюю преимущественно силикокластическую (18 м), среднюю мергелистую (47 м) и верхнюю карбонатную (5 м).

Нижние фации сложены чередованием алевритистых аргиллитов, известково-песчанистых алевролитов и одиночных пластов известняков. Отложения содержат однонаправленные косослоистые серии и прослои мелкообломочных интракластитов, приуроченных к кровле некоторых слоев. В разрезе встречаются сравнительно крупные (до 40 см) косослоистые серии с явным эрозионным основанием (рис. 4в). Они состоят из слоев разнородных отложений с несогласными внутренними границами. Такие серии могли формироваться при последовательном заполнении подводных каналов с незначительным оползневым перемещением осадочных слоев. В горизонтально-стратифицированных песчано-глинистых слоях широко распространены знаки нагрузки (рис. 4г–4д). Крупные пласты имеют признаки множества внутренних перерывов, которые подчеркнуты тонкими прослоями глинистых осадков, перекрывавших эрозионные поверхности (рис. 4е).

Фации мергелей представляют собой частое переслаивание однородных пачек красных известковых аргиллитов и слоев серых мергелей и глинистых известняков (рис. 4ж). В целом для пород характерна горизонтальная стратификация, однако многие известняковые слои имеют мелкие косые серии мигрирующей ряби.

Карбонатные фации, залегающие в кровле ассоциации, сложены сравнительно крупными (10–80 см) пластами микробиальных и обломочных известняков и доломитов, разделенных небольшими (до 20 см) слоями горизонтально-слоистых алевролитов. Микробиальные разности известняков включают редкие столбчато-пластовые строматолиты и конкреции черных кремней. Непосредственно в кровле карбонатные слои по резкой эрозионной границе перекрыты косослоистыми кварцаренитами с рассеянными гравийными зернами. Кварцарениты содержат мелкие обломки подстилающих карбонатных слоев, а подстилающие слои – линзовидные прослои песчаников (рис. 4з).

Ассоциация формировалась в субаквальных обстановках, изолированных от активного штормового влияния. Смешанные терригенно-карбонатные осадки были отложены почти исключительно однонаправленными течениями, не связанными с градиентными штормовыми потоками. Отсутствие ритмичности и градационных текстур, а также наличие сближенных эрозионных поверхностей в кровле слоев указывает на преобладание придонной транспортировки осадочного материала. В целом для этих отложений не очевиден ни штормовой, ни турбидитный (см. Pelechaty, 1998) режим седиментации, как уже отмечалось ранее (Хоментовский и др., 2004). Вся регрессивная последовательность отложений и их текстурный облик предполагают скорее лагунные или мелководные продельтовые фации с заметным речным влиянием. В заключительные моменты регрессии эти смешанные терригенно-карбонатные фации сменились карбонатными фациями крайне мелководных себховых обстановок с эпизодами субаэральной экспозиции и привносом крупнозернистой силикокластики.

Zr₅ – пачка (15 м) глинисто-карбонатных отложений, завершающая разрез жербинской свиты. В разрезе выделяются два глинисто-карбонатных цикла мощностью 6 и 9 м (рис. 1в). Тонкозернистые силикокластические фации представлены алевритистыми аргиллитами с переменным количеством рассеянного углеродистого вещества (рис. 4и). Некоторые слои интенсивно черного цвета выделяются высоким содержанием тонкодисперсного органического детрита. На ряде уровней присутствуют стяжения кремней с обилием окремненных обломков цианобактериальных матов и эндемичных эукариотных водорослей, представляющих богатую тирбесскую микробиоту (Якшин, 2002). Карбонатные фации слагают небольшие одиночные слои тонкозернистых доломитовых мергелей и сравнительно крупные пласты доломитов с микробиальными и обломочными структурами. В верхней части разреза в доломитах широко распространены трещины усыхания и текстуры типи (tepee structures) (рис. 4к–4л). В кровле ассоциации присутствуют небольшие линзовидные тела карстовой брекчии и реликты коры выветривания (Pelechaty, 1998; Хоментовский и др., 2004). Кровля ассоциации перекрыта аллювиальными гравийными песчаниками (tn₁), относящимися к базальной пачке вышележащей тинновской свиты. Рассмотренная ассоциация выделяется тиховодными обстановками седиментации с преобладанием мелководных лагунно-себховых фаций.

В целом обстановки жербинского бассейна на протяжении всей истории его развития варьировали в диапазоне от мелководных зон внутреннего шельфа до прибрежно-континентальных равнин (рис. 1е). Сделанные реконструкции хорошо согласуются с полученными нами данными рентгенодифракционного анализа минерального состава глинистых фракций различных фациальных зон. В фациях прибрежно-континентальных равнин доминируют в различной мере измененные обломочные слюды с переменным количеством каолинита. В проксимальных прибрежно-морских фациях преобладает Fe-хлорит-иллитовая ассоциация, а в мористых фациях шельфа – глауконит-иллитовая ассоциация с переменным количеством Fe–Mg-триоктаэдрических хлоритов. Такая смена минерального состава глинистых отложений является типичной при переходе континент–море в гумидных климатических зонах (Meunier, 2005). Таким образом, вся фациальная последовательность жербинской свиты формировалась в гораздо более мелководных обстановках, чем это предполагалось ранее (Pelechaty, 1998).

Секвентная стратиграфия. Жербинская секвенция ограничена поверхностями (Sq₁ и Sq₂), совпадающими с подошвой и кровлей свиты (рис. 1д). Эта секвенция залегает по трансгрессивной эрозионной поверхности (Т₁) в кровле крупной последовательности обмеления (HS₁). Эта последовательность накапливалась на заключительной стадии формирования ченченской карбонатной платформы в ходе нормальной морской регрессии, вызванной замедлением прогибания бассейна и быстрым заполнением его осадками. С обмелением возрастал поток силикокластики, обстановки карбонатной платформы сменились крайне мелководными обстановками смешанной терригенно-карбонатной седиментации. Локальные палеотечения в это время были ориентированы в противоположном направлении от депоцентра как ченченского, так и жербинского бассейнов (рис. 5а), что косвенно указывает на быструю инверсионную тектоническую перестройку района. С таким предположением согласуются наблюдения о срезании верхней части ченченской свиты в юго-западном направлении (Хоментовский и др., 2004; Чумаков и др., 2013), а также реконструкции экзократонных континентальных провинций вдоль всей юго-западной периферии Сибирского кратона (Советов, 2018). Реактивация орогенеза, в свою очередь, предполагает развитие высокоамплитудной форсированной регрессии во внутренней части бассейна. Вместе с тем законченность ченченского цикла с сохранением многочисленных карстовых горизонтов в рассматриваемой части бассейна говорит об отсутствии здесь стратиграфически значимого перерыва.

Рис. 5.

Направления палеотечений (а), динамика уровня моря (б), процентное соотношение микрофоссилий двух групп в последовательности отложений жербинской секвенции (в) и возрастные спектры обломочных цирконов по данным (Powerman et al., 2015) (г). Принятые сокращения см. рис. 1.

Жербинская секвенция состоит из двух фациальных систем (systems tracts): низкого (LS) и высокого (HS₂) положения уровня моря. Эти системы разделены трансгрессивной поверхностью (Т₂) и представляют собой регрессивные циклы второго порядка. Внутри них присутствуют циклы третьего порядка, разделенные внутренними трансгрессивными поверхностями (Т) (рис. 1е). Циклы младших порядков выражены слабо. Раннежербинская трансгрессия не сформировала самостоятельной фациальной системы и представлена лишь небольшой (около 5 м) базальной пачкой глауконитовых песчаников в основании системы низкого положения уровня моря (LS). Большая верхняя часть этой системы соответствует проградации прибрежно-континентальных фаций, перекрывающих фации мелководного шельфа. Такие фациальные взаимоотношения весьма характерны для регрессивных морских побережий (Pemberton et al., 2012). Трансгрессивная поверхность (Т₂) в основании системы высокого положения уровня моря (HS₂), по всей видимости, приходится на необнаженный в пределах всего района интервал разреза. На существование этой границы указывает резкая смена фациального облика преимущественно глинистых отложений (фации Zr₂ и Zr₃) (рис. 1в, 1г). Эта система отражает события постепенно мелевшего низкоэнергетического илистого шельфа со сменой преимущественно силикокластической седиментации смешанной и далее чисто карбонатной, со сменой собственно шельфовых обстановок обстановками изолированных лагун и себх. Слоегенез в это время имел аградационный характер. Зоны карбонатной седиментации были приурочены к прибрежной части бассейна, а в его мористой части преобладали тонкозернистые силикокластические осадки. Современным аналогом такой смешанной и одновозрастной терригенно-карбонатной седиментации является бассейн Персидского залива (Park, 2011). Кровля жербинской секвенции с подстилающей корой выветривания и, очевидно, после заметного стратиграфического перерыва перекрыта аллювиальными отложениями с последующей морской трансгрессией тинновской свиты (Pelechaty, 1998; Хоментовский и др., 2004). Вероятно, этот рубеж отвечал смене форландового бассейна бассейном кратонных обстановок седиментации в последующей венд-кембрийской истории региона (Советов, 2018).

ОРГАНОСТЕННЫЕ МИКРОФОССИЛИИ ЖЕРБИНСКОЙ СВИТЫ

В работе проанализировано 16 проб аргиллитов, отобранных на различных уровнях разреза жербинской свиты. На 11 уровнях выявлены сравнительно бедные ассоциации микрофоссилий (рис. 5в). Несмотря на небольшую представительность жербинской микробиоты, ее особенность состоит в присутствии двух групп органических остатков, которые резко различаются между собой как таксономическим составом, так и типом сохранности.

Таблица I . Микрофоссилии жербинской свиты, инситная микробиота. 1, 2, 4, 6 – Glomovertella rotundata (Kolosov, 1984) comb. Kolosov, 1989, comb. nov.: 1 – экз. ГИН № 14714-129, препарат 21132-1, т. 1; 2а – экз. № ГИН 14714-90, препарат 21122-3, т. 12, 2б – увеличенный фрагмент; 4а – экз. № ГИН 14714-64, препарат 21122-2, т. 4, 4б – увеличенный фрагмент; 6а – экз. ГИН № 14714-140, препарат 21122-6, т. 1, 6б – увеличенный фрагмент; 3 – Glomovertella sp., экз. ГИН № 14714-53, препарат 21122-1, т. 8a; 5 – Obruchevella magna V. Golovenok et M. Belova, 1989, экз. № ГИН 14714-105, препарат 21122-4, т. 1. Номера образцов соответствуют первым пяти цифрам в номерах препаратов.

Таблица II. Микрофоссилии жербинской свиты, интисная биота (1–9) и переотложенная биота (10–18). 1, 2, 12 – Leiosphaeridia jacutica (Timofeev, 1966) emend. Mikhailova et Yankauskas, 1989: 1 – экз. ГИН № 14714-128, препарат 21122-5, т. 17; 2 – экз. ГИН № 14714-67, препарат 21122-2, т. 7; 12 – экз. ГИН № 14714-22, препарат 21113-1, т. 1; 3 – Siphonophycus typicum (Hermann, 1974) comb. Butterfield, 1994, экз. ГИН № 14714-56, препарат 21122-1, т. 12; 4 – Leiosphaeridia tenuissima Eisenack, 1958, экз. ГИН № 14714-49, препарат 21122-1, т. 4a; 5, 7 – нитчатые микроостатки неопределенного систематического положения, 5 – экз. ГИН № 14714-52, препарат 21122-1, т. 8; 7 – экз. ГИН № 14714-37, препарат 21117-1, т. 1; 6 – Siphonophycus punctatum Maithy, 1975, emend. Buick et Knoll, 1999, экз. ГИН № 14714-40, препарат 21119-1, т. 1; 8а – микроостатки предположительно грибной природы, 8б – увеличенный фрагмент, экз. ГИН №14714-89, препарат 21122-3, т. 11; 9, 11 – Appendisphaera sp., 9а – экз. № ГИН 14714-23, препарат 21113-1, т. 2, 9б, 9в – увеличенные фрагменты; 11 – экз. ГИН № 14714-44, препарат 21119-1, т. 6; 10 – Ancorosphaeridium cf. A. magnum Sergeev, Knoll et Vorob’eva, 2011, emend. Moczydłowska et Nagovitsin, 2012, emend. Moczydłowska, 2015, экз. ГИН № 14714-110, препарат 21122-4, т. 17; 13, 15 – Pterospermopsimorpha sp., 13 – экз. ГИН 14714-24, препарат 21113-1, т. 3; 15 – экз. № ГИН 14714-85, препарат 21122-3, т. 7; 14 – Pterospermopsimorpha insolita Timofeev, 1969, emend. Mikhailova, 1989, экз. ГИН № 14714-73, препарат 21122-2, т. 12. Номера образцов соответствуют первым пяти цифрам в номерах препаратов.

Первая группа представлена нитчатыми формами с подчиненным количеством сфероморфит. Среди многочисленных фрагментов недиагностируемых бесструктурных нитей шириной от 28 до 155 мкм встречаются представители рода Siphonophycus, обычно формирующие плотные дерновины (табл. II, фиг. 3), а также остатки микроорганизмов предположительно грибной природы (табл. II, фиг. 8 ). Наилучшей сохранностью обладают единичные крупные экземпляры, относящиеся к родам Obruchevella и Glomovertella (табл. I ). У этих форм можно различить тонкие морфологические особенности строения. Редкие сфероморфные акритархи размером 130–180 мкм представлены родом Leiosphaeridia (табл. II, фиг. 1, 2, 4). Почти все микрофоссилии этой группы характеризуются плохой сохранностью, в особенности мелких деталей, маскируемых губчатой или пузырчатой микроструктурой стенок. Многие микроостатки имеют более крупную кавернозную структуру. Все оболочки не идеально плоские, с глубиной резкости до 10 мкм. Их цвет варьирует от темно-коричневого до оранжевого.

Данное объяснение необычного двухкомпонентного состава микробиоты жербинской свиты находит подтверждение в фациальных и бассейно-стратиграфических построениях. Признаки реактивации орогенеза в конце ченченского времени, низкое положение уровня моря и проградация прибрежных континентальных равнин раннежербинского бассейна позволяют предполагать процессы глубокой континентальной эрозии в области поднятий. Быстрый врез речных долин и небольшие дистанции транспортировки осадков в сочетании с низкой волновой активностью конечных водоемов стока способствовали образованию и сохранению крупнозернистых фракций глинистой литокластики. Ее присутствие обнаруживается в шлифах из песчано-глинистых проксимальных отложений бассейна. Приуроченность древнего тафоценоза (микрофоссилии второй группы) к прибрежно-континентальным фациям (рис. 5б, 5в) указывает на связь этих микрофоссилий с литокластикой, наиболее распространенной именно в этих фациях. И, наконец, возрастные спектры обломочных цирконов, полученные ранее из песчаников базальных горизонтов жуинской серии и вышележащей жербинской свиты (Powerman et al., 2015), являются идентичными (рис. 5г). Такая идентичность свидетельствует о более значительных масштабах переотложения силикокластики в жербинское время в сравнении с предшествующими событиями в истории всего патомского комплекса.

ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ

КЛАСС HORMOGONEAE THURET, 1875

ПОРЯДОК OSCILLATORIALES ELENKIN, 1949

СЕМЕЙСТВО OSCILLATORIACEAE (S.F. GRAY) KIRCHNER, 1900

Род Obruchevella Reitlinger, 1948, emend. Yakschin et Luchinina, 1981, emend. Kolosov, 1984, emend. Yankauskas, 1989, emend. Burzin, 1995, emend. Nagovitsin, 2000

Obruchevella magna V. Golovenok et M. Belova, 1989

Табл. I , фиг. 5

Obruchevella magna V. Golovenok et M. Belova, 1989: Головенок и др., 1989, рис. 2г, 2д; Knoll, 1992, p. 757, pl. 1, figs. 1, 3, 5; p. 763, pl. 4, fig. 6 .

Голотип. ВСЕГЕИ, шлиф № 671-2; Средний Урал, бассейн р. Кусья; венд, бутонская свита серебрянской серии. Головенок и др., 1989, рис. 2е, 2д.

Описание. Трубчатый несегментированный трихом, завитой в короткую спираль. Витки спирали не примыкают друг к другу. Наружный диаметр спирали 135 мкм, внутренний – 70 мкм. Ширина трихома 28–32 мкм, толщина стенки 1–1.5 мкм.

Сравнение. Найденный нами экземпляр по своим размерам и форме полностью соответствует диагнозу О. magna из типового материала. Но, учитывая различный характер фоссилизации – окремненные и фосфатизированные объемные бутонские и деформированные сплющенные органостенные жербинские микрофоссилии, можно предположить, что размер последних был несколько меньше.

Распространение. Россия: бутонская свита серебрянской серии Среднего Урала, венд; паршинская свита непского горизонта; жербинская свита трехверстной серии Восточной Сибири, верхний венд; формация Baklai, Scotia Group, Шпицберген, венд.

Материал. Один экземпляр удовлетворительной сохранности; левый берег р. Лена, напротив устья р. Малый Патом.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В верхневендских отложениях жербинской свиты обнаружена сравнительно бедная ассоциация микрофоссилий, представленная двумя группами органических остатков, которые резко различаются между собой как таксономическим составом, так и типом сохранности. Первую группу образуют сильно корродированные нитчатые фоссилии, включая дерновины Siphonophycus и одиночные Obruchevella и Glomovertella, а также редкие сфероморфные акритархи. Вторая группа представлена исключительно сфероморфными и акантоморфными акритархами с хорошей сохранностью оболочек, большая часть которых принадлежит Leiosphaeridia и Pterospermopsimorpha, а также единичным экземплярам Appendisphaera sp. и Ancorosphaeridiun cf. A. magnum. Сравнительный анализ показал идентичность уринских и некоторых жербинских микрофоссилий, разделенных временным интервалом не менее 10 млн лет.

Фациальный анализ жербинских отложений показал гораздо более мелководные обстановки седиментации, чем это предполагалось ранее (Pelechaty, 1998). Низкое положение уровня моря и реактивация орогенеза вдоль окраины Сибирского кратона обусловили процессы глубокой континентальной эрозии в области поднятий. Обломки аргиллитов, заключающих древние уринские микрофоссилии, вместе с потоком тонкозернистой силикокластики поступали на прибрежные жербинские равнины и прибрежные части шельфа, населенные примитивными мелководными сообществами. Такие процессы привели к смешению разновозрастных тафоценозов, представленных экологически и таксономически контрастными ассоциациями микроорганизмов. С другой стороны, проведенные фациальные реконструкции помогают понять, почему так скудна палеонтологическая летопись жербинского разреза в части вендской фауны, столь обильной в силикокластических разрезах этого возраста (Белое море, Австралия, Намибия, Ньюфаундленд). Очевидно, причина этого связана не столько с тафономическим, сколько с палеоэкологическим фактором: в жербинских прибрежно-морских, частично изолированных обстановках, очевидно, с изменчивой соленостью могли обитать лишь сообщества цианобактерий и низших водорослей. В целом проведенные исследования демонстрируют возможность переотложения разновозрастных органостенных микробиот, что является принципиальным моментом при построении биостратиграфической зональности эдиакария по акритархам.

Благодарности. Авторы выражают искреннюю благодарность А.Л. Рагозиной, Е.А. Лужной (ПИН РАН), член.-корр. РАН А.В. Маслову и академику М.А. Федонкину за рецензирование статьи и ценные замечания, которые значительно улучшили данную публикацию.

Источники финансирования. Исследования проведены в соответствии с планами научно-исследовательской работы ГИН РАН, тема № 0135-2019-0043.

Конфликт интересов. Авторы заявляют, что у них нет конфликтов интересов.