Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Эволюция изотопного состава стронция в протерозойском океане

ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Эволюция изотопного состава стронция в протерозойском океане"

На правах рукописи

005531908

КУЗНЕЦОВ АНТОН БОРИСОВИЧ

ЭВОЛЮЦИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СТРОНЦИЯ В ПРОТЕРОЗОЙСКОМ ОКЕАНЕ

Специальность: 25.00.09 — геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

- 8 АВГ 2013

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ 2013

005531908

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук (ИГГД РАН)

Официальные оппоненты:

академик РАН, доктор геолого-минералогических наук Чернышев Игорь Владимирович

ФГБУН Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук (ИГЕМ РАН) заведующий лабораторией

доктор геолого-минералогических наук, профессор Котов Александр Борисович

ФГБУН Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук (ИГГД РАН) заведующий лабораторией

доктор геолого-минералогических наук, профессор Худолей Андрей Константинович

ФГБОУ ВПО Санкт-Петербургский государственный университет заведующий кафедрой

Ведущая организация:

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского Российской Академии наук (ГЕОХИ РАН)

Защита состоится 9 октября 2013 г. в 14.00 на заседании диссертационного совета Д.002.047.01 при Институте геологии и геохронологии докембрия РАН по адресу: 199034 Санкт-Петербург, наб. Макарова, д. 2, факс/телефон (812) 3284801.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геологии и геохронологии докембрия РАН.

Отзывы направлять ученому секретарю диссертационного совета по адресу: 199034 Санкт-Петербург, наб. Макарова, д. 2, Электронная почта: dis.sovet@ipgg.ru; факс (812) 3284801

Автореферат разослан 18 июля 2013 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

кандидат геолого-минералогических наук

Т.П. Щеглова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы

Вариации изотопного состава Бг в океане возникали под влиянием внешних геологических факторов, определявших изменение скорости выветривания пород в двух глобальных изотопных резервуарах, соответствующих океанической и континентальной коре. Длительное время пребывания растворенного стронция в океанической воде, которое на три порядка превышает время ее перемешивания, обеспечивало изотопную гомогенизацию Бг в океанах и сообщавшихся с ними морях в любой момент геологического времени. В связи с этим величины отношения 875г/868г в морских бассейнах индивидуальны для каждого такого момента и наследуются в хемогенных (карбонатных, сульфатных и фосфатных) осадках при осаждении растворенного 8г в виде изоморфной примеси. Таким образом, заключенная в хемогенных породах Бг-изотопная информация отражает баланс "мантийного" и "континентального" потоков 8г, поступавших в палеоокеаны, и является инструментом для реконструкции геодинамической обстановки прошлого и корреляции географически удаленных карбонатных формаций. Расширение знаний о вариациях отношения 878г/86Бг в морской воде в совокупности с исследованием ЯЬ-Бг систематики хемогенных пород и минералов определило развитие нового направления - стронциевой изотопной хемостратиграфии (СИС), позволяющей на новой методической основе решать задачи в области геодинамики, стратиграфии, литологии и геохимии осадочных пород. Особое значение метод СИС имеет для корреляции и непрямого датирования отложений в протерозое, поскольку он обеспечивает более высокую разрешающую способность по сравнению с биостратиграфическим методом.

Становление протерозойской СИС началось лишь в 90-х годах прошлого века, и до сих пор ее аналитическая база в десятки раз меньше, чем аналогичная база фанерозойской СИС. Существенное отставание протерозойской СИС во многом обусловлено объективными причинами: фрагментарностью геологической летописи протерозоя, ограниченным распространением карбонатов (главных носителей информации об изотопном составе Бг в среде седиментации) и высокой вероятностью их эпигенетических преобразований, способных изменить первичные изотопные характеристики осадка. Кроме того, имеющиеся сведения о вариациях отношения 878г/ Бг в морских карбонатных породах протерозоя крайне неравномерно распределены по стратиграфической шкале. Для отложений нижнего протерозоя и начала рифея получены единичные результаты, для среднего рифея - несколько десятков. Наиболее насыщены 8г-изотопными данными вторая половина верхнего рифея и венд. Однако даже в этих возрастных интервалах накопленные на сегодня сведения об изотопном составе 8г в карбонатных породах противоречивы, а отдельные фрагменты кривой вариаций отношения 873г/865г в палеоокеане, полученные в удаленных друг от друга регионах и в разных лабораториях, не согласуются между собой.

Наблюдаемый недостаток надежных Бт-изотопных данных в аналитической базе докембрия и отсутствие непротиворечивой стандартной кривой вариаций отношения 878г/865г в протерозойском океане значительно сужают возможности докембрийской СИС при решении палеогеодинамических, стратиграфических и литолого-геохимических задач. Получение новых данных, анализ опубликованных ранее материалов и использование потенциальных возможностей СИС на единой методической основе делает эту работу весьма актуальной.

Цели работы

Реконструкция вариаций изотопного состава Бг в протерозойском океане и оценка возможностей использования полученной информации для решения проблем геодинамики, хемостратиграфии и рудогенеза.

Задачи исследования

1) Критическое рассмотрение способов пробоподготовки и анализа, применяемых в мировой практике стронциевой изотопной хемостратиграфии, и разработка геохимического подхода к выбору карбонатных образцов с наименее измененными в ходе литогенеза ЯЬ-Бг системами, пригодных для оценки отношения 878г/8б3г в среде осадконакопления;

2) Построение новых фрагментов кривой вариаций отношения 878г/868г в протерозойском океане на основе комплексного геохимического и ЯЬ-Бг изотопного исследования карбонатных пород в стратотипах нижнего протерозоя, рифея и венда Северной Евразии и Северной Америки, унификация и обобщение всех имеющихся для протерозоя результатов с использованием единого методического подхода;

3) Анализ вариаций отношения 875г/865г в протерозойском океане как показателя эволюции вещества в осадочной оболочке Земли и установление связи выявленных экстремумов с наиболее крупными тектоническими, палеогеографическими и палеоклиматическими событиями докембрия;

4) Расширение аналитической базы данных СИС в докембрии. Получение хемостратиграфических данных для карбонатов, не датированных изотопными методами, и привязка их к общей хроностратиграфической шкале протерозоя.

5) Оценка возможности использования разнотипных карбонатных пород (известняков, доломитов, магнезитов и сидеритов) как потенциальных источников Бг-хемостратиграфической информации для независимой корреляции докембрийских хемогенных осадков.

Основные защищаемые положения

1) Реконструкция изотопного состава Б г в протерозойских океанах возможна при исследовании осадочных карбонатных образцов, удовлетворяющих геохимическим критериям сохранности ЯЬ-Бг систем и прошедших процедуру селективного растворения для частичного удаления вторичных карбонатных фаз. Наилучшим образом эту информацию сохраняют известняки с Мп/Бг<0.2, Ре/Бг<5 и М§/Са<0.024. В доломитах минимальные

величины отношения 878г/8бБг в каждой формации могут отражать максимальный предел 875г/865г в среде седиментации и/или раннего диагенеза осадков.

2) Отношения 878г/8б8г в наименее измененных образцах карбонатных пород типовых разрезов нижнего протерозоя Балтийского (туломозерская и куэтсярвинская свиты) и Канадского (формация Олдер) щитов, рифея Южного Урала (бурзянская и каратавская серии) и Учуро-Майского региона (керпыльская и лахандинская серии), венда Западной Монголии (цаганоломская свита) и Восточной Сибири (усть-юдомская свита) представляют базовые фрагменты кривой вариаций этого отношения в океанах раннего протерозоя (0.70343-0.70479), раннего (0.70456-0.70481), конца среднего (0.70563-0.70592) и позднего (0.70519-0.70609) рифея, раннего (0.70676-0.70786) и позднего (0.70829-0.70853) венда.

3) Вклад мантийного потока 8г в докембрийские океаны был преобладающим на протяжении раннего протерозоя и большей части рифея. Величина этого потока была максимальной в ятулийскую эпоху и определяющей даже во время гренвильской орогении. Вклад континентального потока Бг в докембрийские океаны стал заметным в начале раннего протерозоя, кратковременно увеличился на границе раннего и позднего протерозоя, играл ведущую роль во второй половине позднего рифея и достиг максимума в конце венда.

4) Метод стронциевой изотопной хемостратиграфии позволяет устанавливать возрастное положение осадочных и метаморфизованных верхнепротерозойских карбонатных формаций, не датированных методами изотопной геохронологии. В опорных разрезах юго-восточного обрамления Сибирской платформы возраст иркутной свиты Тувино-Монгольского массива ограничен средним рифеем, забитской свиты Тувино-Монгольского массива и баракунской свиты Патомского нагорья - ранним вендом, байкальской серии Прибайкалья - вендом и енисейской серии хребта Азыртал - вендом-ранним кембрием. В каледонидах Северной Норвегии доказан позднерифейский возраст осадконакопления метакарбонатных пород серии Боген, а в Мозамбикском складчатом поясе Восточной Африки выделены карбонаты, отлагавшиеся на нескольких этапах - в среднем и позднем рифее и в раннем венде и впоследствии метаморфизованные.

Научная новизна

Обнаружено увеличение мантийного потока Бг в ятулийские морские бассейны около 2.1 млрд. лет назад, вызванное, вероятно, активизацией рифтогенеза при распаде суперконтинента Протопангея или группы архейских суперконтинентов (Кенорлэнд, Склавия, Суперея) и приведшее к понижению отношения 873г/863г от 0.7043 до 0.7038.

Установлено, что во время образования Родинии (в период гренвильского орогенического цикла) градиент роста отношения 878г/868г в океане был низким (<0.0010) в сравнении с этим градиентом в периоды Пан-Африканской и Альпийско-Гималайской орогений (>0.0024). Главными факторами,

объясняющими противоречие между масштабом гренвильского орогенеза и низкой долей радиогенного 87Sr в гренвильском и пост-гренвильском океанах, являются высокая доля догренвильского мантийного вещества в коре гренвилид и поступление в океан в начале позднего рифея значительных объемов свежего мантийного материала.

Выявлено принципиальное отличие Sr-изотопной характеристики (отношения 87Sr/86Sr) карбонатных отложений байкальского надгоризонта Сибири (0.7076-0.7087) от аналогичной характеристики всех известных разрезов среднего и верхнего рифея Сибири, Урала, Канады, Шпицбергена, Африки и Австралии (0.7052-0.7072). Это различие позволяет утверждать, что карбонатные породы байкалия (сибирского регионального надгоризонта) отлагались в венде, а не в рифее, как это предполагалось на основании целого ряда биостратиграфических и историко-геологических данных.

Определено, что между эпохами формирования "рифейского" и "венд-кембрийского" карбонатных чехлов Тувино-Монгольского массива существовал промежуток более 600-700 млн. лет. Уточнен и значительно сужен период накопления карбонатных осадков енисейской серии Батеневского палеоподнятия, укладывающийся теперь в интервал от 580 до 520 млн. лет назад. Установленные возрастные рамки для названных карбонатных формаций изменяют утвержденные ранее региональные стратиграфические схемы.

В пределах структурного комплекса Монтепеж осевой части Мозамбикского пояса выявлены мезопротерозойская и две неопротерозойские карбонатные пластины, совмещенные в ходе кибарской (гренвильской) и панафриканской орогений. Присутствие разновозрастных карбонатных отложений в названной структуре предполагает продолжительную эволюцию Мозамбикского океана, начиная с догренвильской эпохи вплоть до коллизии Восточной и Западной Гондваны, с развитием нескольких морских бассейнов.

Установлено, что формирование магнезитовых и сидеритовых руд в нижнерифейских карбонатных отложениях Южного Урала было вызвано поступлением эпигенетических растворов, мобилизованных за пределами карбонатных резервуаров и обогащенных радиогенным 87Sr.

Практическое значение работы

Вариации отношения 87Sr/86Sr в протерозойской морской воде позволяют оценивать вклад "корового" и "мантийного" материала в древние океаны и на этой основе реконструировать глобальные геодинамические обстановки на разных этапах геологической истории Земли.

Стронциевая изотопная хемостратиграфия открывает новые перспективы для региональной и межрегиональной корреляции докембрийских карбонатных отложений, лишенных биостратиграфических и изотопно-геохронологических характеристик. Она позволяет осуществлять привязку "немых" осадочных формаций и даже карбонатных пород, метаморфизованных в условиях вплоть до амфиболитовой фации, к хроностратиграфической шкале, что необходимо для уточнения региональных стратиграфических схем и обновления геологических карт.

Sr-изотопные характеристики сидеритовых и магнезитовых генераций позволяют восстанавливать постседиментационную историю осадочных бассейнов и ограничивать модели рудообразования в карбонатных формациях.

Фактически материал и личный вклад соискателя

Основной материал для исследования был собран автором в ходе полевых работ на территории Южного Урала, Карелии, Кольского полуострова, Восточных Саян, Прибайкалья, Кузнецкого Алатау и Монголии в период 19992010 гг. Часть материала была предоставлена В.А.Мележиком (Канада, Норвегия, Мозамбик, Северное Прионежье и Печенга), Д.В.Рычанчиком и

A.Е.Ромашкиным (Заонежский район), М.А.Семихатовым, П.Ю.Петровым и

B.Н.Подковыровым (Учуро-Майский регион), М.Т.Крупениным (Бакало-Саткинский район), В.И.Козловым (Миньярский район). Систематизированная коллекция содержит около 1280 образцов карбонатных пород и представляет 35 свит (формаций) раннепротерозойского, рифейского и вендского возраста. Все изотопные данные, составляющие основу работы, получены лично автором в лаборатории изотопной хемостратиграфии и геохронологии осадочных пород ИГГД РАН.

Апробация работы и публикации

Основные положения работы докладывались и обсуждались на международных и всероссийских конференциях: Precambrian of Europe, MAEGS-9 (С.Петербург, 1995), «Общие проблемы стратиграфии и геологической истории рифея Северной Евразии» (Екатеринбург, 1995), 5th Zonenshain Conference on Plate Tectonics (Москва, 1995), 14, 15, 16, 17, 18 и 19-й Симпозиумы по геохимии изотопов (Москва, 1995, 1998, 2001, 2004, 2007, 2010, 2011), 6th V.M.Goldschmidt Conference (Гейдельберг, 1996), 4th Symposium on the Geochemistry of the Earth's Surface (Лидс, 1996), «Докембрий Северной Евразии» (С.Петербург, 1997), «Осадочные формации докембрия и их рудоносность» (С.Петербург, 1998), ICOG-9 (Пекин, 1998), EUG-10 и EUG-11 (Страсбург, 1999, 2001), 3-е Всероссийское совещание «Общие вопросы расчленения докембрия» (Апатиты, 2000), 4, 5, 6 и 7-ое Региональные Уральские литологические совещания (Екатеринбург, 2000, 2002, 2004, 2006), 1, 2, 3, 4 и 5-ая Российские конференции по изотопной геохронологии (Москва, 2000, 2006, 2012; С.Петербург, 2003, 2009), Всероссийская научная конференция «Геология, Геохимия, Геофизика на рубеже XX и XXI веков» (Москва, 2002), XXXVIII Тектоническое совещание (Москва, 2005), 2, 4, 5, 6, 7 и 8-ое Совещания «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)» (Иркутск, 2004, 2006, 2007, 2008, 2009, 2010), 4 и 5-ое Всероссийские литологические совещания (Москва, 2006; Екатеринбург, 2008).

По теме диссертации опубликовано 46 статей в рецензируемых научных журналах. Исследования проводились в рамках научных тем лаборатории изотопной хемостратиграфии и геохронологии осадочных пород ИГГД РАН и Программ фундаментальных исследований ОНЗ РАН «Изотопные системы и

изотопное фракционирование в природных процессах» (№ 8, 2006-2008 гг.), «Природные изотопные системы: методы исследования, закономерности поведения, изучение источников, условий протекания и времени геологических процессов» (№ 4, 2009-2011 гг.) и «Изотопные системы в геохимии и космохимии. Методические и теоретические аспекты. Применение для реконструкции условий и хронологии геологических процессов, в том числе в ранней Земле» (№ 4 2012-2014 гг.). Исследования поддерживались РФФИ (проекты под руководством автора 00-05-64915, 04-05-65124, 07-05-01107, 1005-00971 и 13-05-01059).

Структура и объем работы

Диссертация объемом 405 страниц состоит из введения, семи глав, заключения и списка литературы, включающего 755 наименований, содержит 71 рисунок и 29 таблиц.

Благодарности

Автор выражает глубокую признательность И.М.Горохову, который ввел диссертанта в круг проблем изотопной геологии и геохимии. Выполнение этой работы было невозможно без участия внимательных коллег Г.В.Константиновой, Т.Л.Турченко, А.В.Баскакова, Э.П.Кутявина и Н.Н.Мельникова - передававших свой профессиональный опыт. Автор высоко ценит помощь М.А.Семихатова, в общении с которым он имел возможность почерпнуть знания по фундаментальным вопросам биосферной эволюции и стратиграфии протерозоя. Автор благодарен В.А.Мележику за расширение представлений о глобальных изменениях осадочной оболочки в раннем протерозое, а также о седиментологии и геохимии протерозойских метакарбонатных пород в различных регионах мира. Большую поддержку оказали Г.В.Овчинникова, И.М.Васильева и О.К.Каурова, изучавшие U-Pb систематику и определившие возраст ряда карбонатных формаций. Автор признателен своим университетским преподавателям Н.В.Логвиненко, В.Н.Шванову и Г.А.Мизенсу, привившим интерес к осадочной геологии и седиментологии. Автор благодарен Ф.А.Летникову за поддержку работ в сложных геологических условиях. Особую благодарность автор выражает уральским геологам ИГГ УрО РАН А.В.Маслову и М.Т.Крупенину, а также коллегам из ИГ БНЦ РАН В.И.Козлову, П.Н.Михайлову, Н.Д.Сергеевой и Н.Н.Ларионову за помощь в работе на территории Башкирского мегантиклинория. Автор искренне благодарен Д.В.Рычанчику, А.Е.Ромашкину, В.В.Макарихину и П.В.Медведеву за полезные консультации по региональной геологии и помощь при сборе коллекции образцов раннего протерозоя Балтийского щита. Автор признателен Е.Ф.Летниковой, В.В.Марковой, Е.Ю.Семеней, А.А.Щетникову, А.В.Левину, А.А.Юлдашеву и В.С.Жарикову, обеспечившим проведение полевых работ и отбор уникального геологического материала в Сибири и прилегающих районах. Автор ценит помощь В.Г.Беличенко, Н.К.Гелетий, Л.В.Анфимова, А.М.Ахмедова, А.С.Гибшера, И.К.Козакова, Б.Б.Кочнева, В.М.Крупеника, Д.П.Крылова, А.М.Ларина,

В.И.Левицкого, П.Ю.Петрова, В.Н.Подковырова, Б.Г.Покровского, В.Н.Сергеева, Ю.К.Советова и Н.М.Чумакова, с которыми он имел возможность консультироваться в процессе работы. Автор благодарен И.В.Кисловой, С.Н.Зиминой и И.А.Вишневской за анализ химического состава карбонатных образцов. Существенная помощь была оказана А.Н.Лохматкиным,

B.П.Лукичевым и А.Н.Кулачковым в организации технического обеспечения аналитических работ. Автор благодарен близким коллегам Т.С.Зайцевой, Е.Б.Сальниковой, Е.Ю.Голубковой, Ю.В.Плоткиной, Е.Г.Раевской, И.В.Анисимовой, Л.Б.Терентьевой, А.В.Вербской, О.П.Изох, Е.Н.Урманцевой,

C.В.Вещевой, В.М.Саватенкову, М.Р.Павлову, П.Я.Азимову, Б.М.Гороховскому, В.П.Ковачу, И.В.Левицкому, Е.М.Слуцкеру и Р.А.Шелепаеву за моральную поддержку на всех этапах работ.

Глава 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

Стронций наряду с магнием и кальцием входит в группу щелочноземельных элементов. Несмотря на то, что ионный радиус Sr2+ (1.13А) несколько больше, чем у Са2+ (0.99А), Sr может замещать Са во многих минералах. Стронций имеет четыре стабильных изотопа: 88Sr, 87Sr, 86Sr и 84Sr с распространенностями соответственно около 82.53, 7.04, 9.87 и 0.56% (Faure, 1986), которые подвержены изменению во времени из-за образования радиогенного 87Sr за счет распада природного 87Rb.

Эволюция изотопного состава Sr проходила с различной скоростью в разных геохимических резервуарах Земли. Дифференциация верхней мантии с образованием континентальной коры сопровождалась обогащением последней минералами и породами, содержащими К и Rb. Вследствие существенно большего отношения Rb/Sr в коре (0.15) по сравнению с мантией (0.03), отношение 87Sr/86Sr в усредненной континентальной коре увеличивалось значительно быстрее, чем в мантии.

Выветривание континентальных и океанических пород, а также вулканизм и гидротермальная активность приводят к мобилизации вещества и началу геохимического цикла стронция в экзосфере. Растворенный стронций, который мобилизуется на обособленной геологической территории и транспортируется в конечный водосборный бассейн за единицу времени, рассматривается как поток, а область формирования потока - как геохимический резервуар. Современные балансовые модели включают три потока стронция, количественные и изотопные характеристики которых поддаются оценке: 1) континентальный, 2) мантийный и 3) диагенетический карбонатный.

Континентальный сток возникает в результате денудации земной коры поверхностными, речными и подземными водами. Он отличается относительно высокими значениями отношения 87Sr/86Sr, варьирующими в широких пределах 0.7069-0.8081 (Fisher, Stueber, 1976; Wadleigh et al., 1985; Goldstein, Jacobsen, 1988; Galy et al., 1999; Han et al., 2004; Singh et al., 2006; Cartwright et al., 2007; Ryu et al., 2008; Fiege et al., 2009 и др.). В зависимости от учтенного количества

рек отношение 87Sr/86Sr в среднем современном речном стоке принимается как 0.7119 (Palmer, Edmond, 1989) или 0.7136 (Allegre et al., 2010). Вторым главным поставщиком Sr в Мировой океан является мантийный гидротермальный поток, который образуется при взаимодействии морских вод с океаническими базальтами в ячейках срединно-океанических хребтов и при эрозии вулканических островов (Brass, 1976; Spooner, 1976). Отношение 87Sr/86Sr в этом потоке колеблется от 0.7028 до 0.7058 и в среднем оценивается как 0.7035±0.0005 (Clauer, Olafsson, 1981; Elderfield, Greaves, 1981; Albarede et al., 1981; Palmer, Edmond, 1989; Bach, Humphris, 1999; Rad et al., 2007; Allegre et al., 2010). Некоторое количество стронция поступает в океан и за счет третьего потока - растворения метастабильных магнезиальных кальцитов и арагонитов (Faure, 1977; Palmer, Elderfield, 1985; Richter, DePaolo, 1987, 1990), но отношение 87Sr/86Sr в нем лишь незначительно отличается от отношения в океанической воде.

Суммарный вклад перечисленных источников Sr в конечные бассейны стока приводит к тому, что растворенный Sr входит в первую десятку наиболее распространенных элементов в океане. Его концентрация в среднем составляет 7.85±0.03 мкг/г и мало зависит от глубины и солености океанического бассейна (Brass, Turekian, 1972, 1974). Специальные исследования показали, что отношение 87Sr/86Sr во всем объеме современного Мирового океана (в поверхностных и придонных слоях) и сообщающихся морях однородно в пределах ±0.000003 (Burke et al., 1982; Hodell et al., 1989; Capo, DePaolo, 1992; Brand et al., 2003; Кузнецов и др., 20116,20126).

Концентрация стронция в океане недостаточна для того, чтобы этот элемент мог образовывать самостоятельные минералы, но он изоморфно соосаждается с Са в аутигенных минералах - карбонатах, сульфатах и фосфатах. В отличие от карбонатов, сульфаты и фосфаты имеют ограниченное геологическое распространение, поэтому основную историю вариаций изотопного состава Sr в океанической воде можно восстановить посредством изучения карбонатных минералов.

Обнаруженный недавно эффект природного фракционирования стабильных изотопов Sr (Fietzke et al., 2008; Krabbenhoft et al., 2010 Крамчанинов и др., 2011) не влияет на данные метода Sr-изотопной хемостратиграфии, так как при работе на масс-спектрометрах с термальной ионизацией этот эффект устраняется путем нормирования измеренных изотопных отношений к величине 86Sr/88Sr = 0.1194 (Nier, 1938).

Отбор материала, способного достоверно отражать отношение 87Sr/86Sr в морской воде в момент отложения осадка, является одной из основных проблем метода СИС. Относительно высокая растворимость карбонатных минералов, а также вероятность их взаимодействия на постседиментационных этапах с подземными и поверхностными растворами могут приводить к перекристаллизации и искажению исходных изотопных характеристик первичного осадка. Это затрудняет использование карбонатного материала для оценки отношения 87Sr/86Sr в морской воде прошлого. Поэтому возникает задача диагностики этих изменений и оценки их глубины и интенсивности.

Современные способы диагностики постседиментационных преобразований Rb-Sr систем карбонатов основаны на анализе содержаний примесных элементов и стабильных и радиогенных изотопов (Holland et al., 1964; Kinsman, 1969; Katz et al., 1972; Pingitore, 1978, 1982; Brand, Veizer, 1980, 1982; Banner, Hanson, 1990; Vahrenkamp, Swart, 1990; Farr, 1992; Barnaby, Read, 1992; Montanez, Read, 1992; Denison et al., 1994; Горохов, 1996). В общем случае пресноводного эпигенеза, измененные карбонатные породы частично теряют Sr и способны обогащаться Mn, Fe и радиогенным 87Sr.

Анализируемый материал часто включает кроме карбонатной фазы некоторое количество силикокластической примеси полевых шпатов и слюд -минералов, содержащих много Rb и обогащенных радиогенным 87Sr. В такой ситуации межфазовый обмен в природных и лабораторных (при растворении образца) условиях может затруднять получение надежной информации об изотопном составе Sr в сосуществующей карбонатной фазе.

Для минимизации контаминации анализируемого вещества радиогенным Sr из некарбонатной составляющей при лабораторном растворении в ранних работах использовались кислоты низкой концентрации (0.1-1N HCl) и сокращалось время химической обработки (Peterman et al., 1970; Dasch, Biscaye, 1971; Veizer, Compston, 1974; Tremba et al., 1975). Позднее были разработаны методики селективного растворения, включавшего последовательную обработку образца различными химическими агентами в растворах разных концентраций и отделение продуктов растворения каждого этапа (McArthur, 1994; Горохов и др., 1995; Овчинникова и др., 1995, 1998; Montanez et al., 1996; Bailey et al., 2000). Последующие исследования докембрийских карбонатных пород, содержащих ничтожное (<0.1 %) количество силикокластической примеси кварца, и мезозойских фораминиферовых илов, кроме того доказали, что селективное растворение (в том числе и с помощью IN NH4OAc) не только приводит к выщелачиванию легкоподвижного Sr из силикокластических примесей, но и удаляет вторичные карбонатные генерации, образованные на поверхности карбонатных зерен (Горохов и др., 1995; Bailey et al., 2000; Li et al., 2011). Таким образом, появляется возможность обогатить образец первичным карбонатным материалом, что повышает надежность оценки изотопного состава Sr в среде седиментации.

ГЛАВА 2. АНАЛИТИЧЕСКАЯ МЕТОДИКА

Аналитическая работа включала несколько этапов. На предварительном этапе после полевого отбора и истирания образцов проводились анализ минерального состава пород и определение концентраций главных и малых элементов. Основной этап включал изучение Rb-Sr изотопных систем карбонатной составляющей образцов с применением методики селективного растворения.

Отбор образцов проводился по всей мощности карбонатной формации или пачки, в зависимости от обнаженности и доступности вскрытой части

разреза. Предпочтение отдавалось образцам, лишенным видимых признаков вторичной перекристаллизации и удаленным от терригенных прослоев.

Минеральный состав карбонатной и силикокластической составляющих пород изучался методом рентгеновской дифрактометрии на дифрактометре ДРОН-УМ-1 с Со-Ка излучением при скорости счетчика 2°/мин, силе тока 20 мА и напряжении 35 кВ. Фазовый состав карбонатов определялся полуколичественным методом по соотношению интенсивности пиков (112) кальцита (3.03Ä) и доломита (2.88Ä).

Химический анализ карбонатных пород проводился в лаборатории аналитической химии ГИН РАН (Москва), Аналитическом центре СО РАН (Новосибирск), лаборатории МЕХАНОБР-Аналит (Санкт-Петербург) и химической лаборатории Геологической службы Норвегии (Тронхейм). Концентрации элементов определялись в солянокислой вытяжке (IN HCl) весовым (Ca и Mg) и атомно-абсорбционным (Мп и Fe) методами или атомно-эмиссионным методом с ионизацией в индуктивно-связанной плазме (Ca, Mg, Мп и Fe). Все полученные концентрации были пересчитаны на вес растворившейся карбонатной части. Воспроизводимость параллельных определений оценивается на уровне ±10%, а межлабораторная сходимость результатов - в пределах ±20%.

На основании результатов петрографического, рентгеновского и химического анализов из первоначальной коллекции для изотопного исследования (главного этапа работ) в соответствующих стратиграфических подразделениях были выбраны 590 образцов с малой долей силикокластической примеси и низкими содержаниями Мп и Fe.

Определение содержаний Rb и Sr проводилось методом изотопного разбавления с применением смешанного индикатора 87Rb+84Sr. Выделение Rb и Sr проводилось ионообменным методом с катеонитом Bio-Rad AG50 W-X12 (200-400 меш) и 2.5 N HCl в качестве элюента. Для измерения содержаний до 2006 года использовался одноколлекторный масс-спектрометр МИ-1320 с трехленточным ионным источником с рениевыми и вольфрамовыми лентами в полуавтоматическом режиме, оснащенный установкой ПРМ-2 и ЭЦВМ Искра-1256. Впоследствии аналогичные измерения для Rb проводились на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 с двухленточным ионным источником, рениевым ионизатором и танталовым испарителем, а для Sr - на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI с рениевыми лентами ионного источника.

Анализ изотопного состава Sr после ионообменного выделения проводился до 2005 г. на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 с рениевыми лентами ионного источника, а затем - на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI с такими же лентами. Измерение осуществлялось в режиме одновременной регистрации ионных токов всех изотопов Sr и изотопа Rb. Все измеренные отношения Sr нормировались к значению 86Sr/88Sr = 0.1194. Величина отношения 85Rb/86Sr, служащего индикатором загрязнения препарата рубидием, во время измерений не превышала 0.0001.

Для калибровки и возможности сопоставления проведенных в настоящей работе измерений с результатами, полученными в других лабораториях, использовались межлабораторные стандартные образцы SrC03: SRM-987 (NIST — Национальный Институт стандартов и технологий, США), Eimer & Amend (Массачусетский Технологический институт, США), а также стандарт Геологической службы США EN-1 (MSW-1). Среднегодовые значения отношения 87Sr/86Sr в стандартных образцах, измеренные на масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 в 1998 г. и нормированные к 86Sr/88Sr = 0.1194, составляли: SRM-987 = 0.710246±0.000006 (n=21), Eimer & Amend = 0.708040±0.000018 (п=13) и EN-1 = 0.709174±0.000015 (п=2). Измеренные на масс-спектрометре Triton TI значения отношения 87Sr/86Sr в стандартных образцах SRM-987 и EN-1, нормированные к 86Sr/88Sr = 0.1194, в период 2009-2010 г.г. были равны соответственно 0.710275±0.000002 (п=45) и 0.709202±0.000002 (п=27). Все погрешности приведены на уровне 2оср.

При изучении Rb-Sr систематики карбонатных пород применялась методика двухступенчатого селективного растворения, разработанная в ИГГД РАН (Горохов и др., 1995). На первой ступени образцы обрабатывались IN раствором ацетата аммония (NH4OAc), а на второй - растворялись в 10% уксусной кислоте. В большинстве образцов концентрации Rb и Sr и изотопный состав Sr определялись в обеих карбонатных фракциях. Лабораторные загрязнения Rb и Sr из пыли и реактивов, определяемые холостыми опытами, не превышали соответственно 0.7 нг и 6 нг для стадии обработки образца ацетатом аммония (АМА-фракция) и соответственно 0.5 нг и 4 нг для стадии растворения в уксусной кислоте (АСА-фракция).

Rb-Sr характеристики AMA- и АСА-фракций изученных карбонатов существенно различаются. Доля АМА-фракции в карбонатных породах уменьшалась по мере увеличения отношения Mg/Ca и в известняках варьировала от 3.2 до 6.9% (в среднем 4.9%), а в доломитах - от 2.0 до 3.9% (в среднем 2.9%). По сравнению с АСА-фракциями АМА-фракции обогащены Rb обычно в 10-50 раз. Содержание Sr в AMA- и АСА-фракциях известняков примерно одинаково, тогда как в АМА-фракциях доломитов оно в 2 раза выше, чем в АСА-фракциях. Подобные соотношения показывают, что АМА-фракции в известняках и в доломитах представляют вторичный кальцит и/или низкомагнезиальный доломит (Горохов и др., 1995; Кузнецов и др., 1997а, 2003в, 2005, 2006, 2008). Измеренные отношения 87Sr/86Sr в АМА-фракциях обычно выше, чем в АСА-фракциях, а величина этого различия (AS7Sr/86Sr) коррелирована с отношениями Mn/Sr и Fe/Sr, что свидетельствует о частичной перекристаллизации карбонатных пород с обогащением вторичных фаз Mn, Fe и радиогенным 87Sr на поздних этапах литогенеза. Таким образом, результаты ступенчатого растворения делали очевидной необходимость использования исключительно АСА-фракций для характеристики изотопного состава Sr в среде осадконакопления.

ГЛАВА 3. ГЕОХИМИЧЕСКОЕ И ИЗОТОПНОЕ ИЗУЧЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ОСАДОЧНЫХ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЕЙ ПРОТЕРОЗОЯ

Подавляющее количество Sr-изотопных данных, имеющихся в литературе для протерозойских карбонатных пород, принадлежит отложениям верхнего протерозоя (0.85-0.55 млрд. лет) в разрезах Северной Америки, Африки, Австралии и Южного Китая (Veizer et al., 1983; Asmerom et al., 1991; Derry et al., 1992; Kaufman et al., 1993; Walter et al., 2000; Halverson et al., 2007; Sawaki et al., 2010b и др.). В нижнем протерозое многие результаты получены в осадочных последовательностях, возрастным ограничением которых служат лишь С-изотопные корреляции с карбонатными отложениями ломагунди-ятулийской эпохи (Mirota, Veizer, 1994; Bekker et al., 2001, 2003a,b, 2006). Значительная часть всех этих результатов опубликована без какой-либо привязки к хроностратиграфической шкале и даже без оценки степени сохранности Rb-Sr систем карбонатных пород. Такая ситуация заставила перед началом настоящей работы сформулировать и в дальнейшем выполнить следующие методические требования, единые для всех осадочных последовательностей, которые предполагалось использовать при реконструкции первичного отношения 87Sr/86Sr в протерозойском океане:

1) Должны исследоваться осадочные последовательности, которые охватывают продолжительный интервал геологического времени и характеризуются широким распространением карбонатных пород.

2) Возраст формаций должен быть строго обоснован современными данными и хорошо привязан к хроностратиграфической шкале. Наличие строгой возрастной привязки требуется для последующей "сборки" кривой вариаций изотопного состава Sr в протерозойском океане.

3) Необходимо проведение палеофациального анализа отложений. Это важный предварительный этап работы при изучении протерозойских отложений, поскольку величины 87Sr/86Sr в изолированных палеобассейнах не могут быть использованы для оценки этого отношения в открыто-морских палеобассейнах и палеоокеанах.

4) Отбор образцов следует производить из нескольких одновозрастных разрезов, расположенных в разных структурах одного региона. При этом повышается плотность опробования по вертикали, а совпадение отношений 87Sr/86Sr в географически удаленных образцах единого палеобассейна является дополнительным критерием для оценки надежности полученного результата.

5) Геохимическая сохранность анализируемого материала должна быть оценена с помощью независимых методов. Перекристаллизация карбонатных минералов с участием диа- и эпигенетических флюидов, приводящая к изменению отношения 87Sr/86Sr, сопровождается также изменением содержаний Mn, Fe и Sr, коэффициенты распределения которых по отношению к кальцию в системе жидкая фаза - минерал заметно отличаются от единицы. Поэтому на основании геохимических данных в каждом регионе могут быть выявлены вероятные причины вторичных изменений карбонатных пород и установлены

пороговые значения геохимических критериев (отношений Mg/Ca, Mn/Sr и Fe/Sr), позволяющих выбрать образцы для реконструкции изотопного состава Sr в морской воде.

6) Вторичные карбонатные фазы, если таковые присутствуют, должны быть по возможности удалены селективным растворением. Наличие вторичного материала в валовых пробах докембрийских карбонатов вводит нежелательную систематическую погрешность во многие опубликованные значения отношения 87Sr/86Sr. Поэтому все полученные в настоящей работе результаты для изотопного состава Sr в карбонатных породах относятся к АСА-фракциям. Первичные отношения 87Sr/86Sr в карбонатах вычислялись из измеренных в АСА-фракциях с учетом содержания Rb и оцененного возраста каждого образца (константа распада 87Rb: Х= 1.42x10"11 год"1 (Davis et al., 1977; Steiger, Jäger, 1977).

Настоящая глава представляет результаты геохимического и Rb-Sr исследования карбонатных пород, проведенного на единой методической основе с учетом указанных требований в типовых докембрийских осадочных последовательностях Балтийского щита, Лабрадорского прогиба Канадского щита, Башкирского антиклинория Южного Урала, Учуро-Майского региона Сибири и Дзабханского района Центральной Азии. Выбранные последовательности являются определяющими для стратиграфии нижнего протерозоя, рифея и венда. В результате проведенного изотопно-геохимического изучения карбонатных пород выявлена большая группа наименее измененных образцов, отношения 87Sr/86Sr в которых могут быть использованы для реконструкции изотопного состава стронция в протерозойской морской воде.

3.2. Ранний протерозой

На Балтийском щите наиболее мощные разрезы, содержащие раннепротерозойские карбонатные породы с высокими значениями 513С (+6...+18%о PDB), слагают ятулийский горизонт в Онежском прогибе (туломозерская свита) и Печенгском зеленокаменном поясе Кольского полуострова (куэтсярвинская свита). На Канадском щите объектом исследования стали коррелирумые с ятулийскими карбонаты серии Ноб Лейк (813С +5...+15%о PDB) Лабрадорского прогиба.

Карбонатные породы туломозерской свиты (400-800 м) вскрыты скважинами в западной и восточной частях Северного Прионежья. Породы регионально метаморфизованы в условиях пренит-пумпеллиитовой субфации. Геохронологическая характеристика туломозерской свиты - типового разреза ятулия — базируется на изохронной Pb-Pb датировке доломитов 2090±70 млн. лет (Овчинникова и др., 2007). На основе литологических признаков в терригенно-карбонатных отложениях выделены две регрессивные и две трансгрессивные стадии (Melezhik et al., 2000). Накопление осадков базальной пачки А и нижней части пачки В происходило на регрессивной стадии в изолированном солеродном бассейне. Карбонатные осадки верхней части пачки В отлагались на ранней трансгрессивной стадии, а вышележащие пачки С, D, Е

и F формировались на второй регрессивной стадии в частично изолированном и мелководном бассейне типа себкхи. Верхние пачки G и Н фиксируют вторую трансгрессивную стадию.

Изотопно-геохимическое изучение проведено для 53 образцов, из которых 27 взяты из западных скважин (скв. 7 и 9), а 26 - из восточных (скв. 5177 и 4699). Нарушение Rb-Sr систем доломитов туломозерской свиты связано с частичным обменом радиогенным 87Sr между карбонатной и силикатной составляющими породы, произошедшим во время свекофенского регионального метаморфизма. Относительно высокие содержания Sr при низких отношениях Fe/Mn в карбонатах пачек А, В и D предполагают накопление первично-карбонатных и, возможно, сульфатных осадков в замкнутом и частично замкнутом периодически пересыхающем бассейне с преимущественным подтоком континентальных вод. Понижение содержания Sr с одновременным повышением отношения Fe/Mn в карбонатах пачек G и Н и в кровле пачки В свидетельствуют о поступлении в туломозерский палеобассейн в это время значительных объемов морской воды.

Сейчас при изучении Rb-Sr систематики слабометаморфизованных карбонатных пород нет общепринятых геохимических критериев сохранности (Горохов и др., 1998; Melezhik et al., 2005с, 2006). Тем не менее, для туломозерских доломитов можно наметить такие критерии на основании существования для пород "морских" пачек положительной корреляция между отношением 87Sr/86Sr и величиной Mn/Sr. Согласно этим критериям, доломиты с отношениями Mn/Sr<2.0 и Fe/Mn>0.40 являются здесь наименее измененными, а интервал вариации 87Sr/86Sr (0.70343-0.70442) в 14 образцах, из которых шесть отобраны из верхней части пачки В и восемь — из пачек G и Н, отражает указанное отношение в океане ятулийского времени (Kuznetsov et al., 2010). Важно, что изотопно-геохимические характеристики доломитов пачек G и Н согласуются в двух удаленных разрезах, вскрытых скважинами в Западном и Восточном Прионежье. Значения 87Sr/86Sr в наименее измененных карбонатах (Mn/Sr<2.0) позволяют также оценить это отношение не только в океанической воде, но и в водах изолированных палеобассейнов (пачки А и В) — 0.706070.70668 и частично изолированном палеобассейне типа себкхи (пачка D) -0.70499-0.70518 (Kuznetsov et al., 2010).

Куэтсярвинская свита, вскрытая в северной зоне Печенгского зеленокаменного пояса Кольского полуострова, разделяется на две подсвиты: нижнюю терригенно-карбонатную (15-200 м) и верхнюю вулканогенную (до 2000 м). Карбонатные породы метаморфизованы в условиях низкой ступени зеленосланцевой фации (Melezhik, Fallick, 1995). Возраст отложений определяется U-Pb датировкой циркона из вулканических пород - 2058+6 млн. лет (Melezhik et al., 2007). Карбонатный разрез свиты снизу-вверх состоит из трех пачек: доломитовой (68 м), известково-доломитовой (9 м) и глинисто-известняковой (1 м). Доломиты (Mg/Ca = 0.55-0.61) нижней пачки содержат 70.3-111 мкг/г Sr. Согласно литологическим наблюдениям, осадки двух нижних пачек формировались в озерном палеобассейне, а осадки верхней пачки - в более широком палеобассейне, соединявшемся с океаном (Melezhik et al.,

2005а). Первичное отношение 87Sr/86Sr в семи образцах из доломитовой пачки варьирует в пределах 0.70560-0.70623 и характеризует исходные континентально-озерные карбонатные осадки. Три образца известковых доломитов (Mg/Ca = 0.39-0.59) и два образца доломитистых известняков двух верхних пачек (Mg/Ca = 0.02-0.36) обогащены Sr (соответственно 285-745 и 550-1750 мкг/г), содержание которого сравнимо с таковым в кайнозойских морских карбонатных осадках. Это позволяет предполагать, что эпигенетическое (метаморфическое) преобразование пород происходило в закрытой системе при низком отношении вода/порода. Отсюда следует, что первичное отношение 87Sr/86Sr в известняках и известковых доломитах двух верхних пачек (0.70406-0.70486) может быть использовано для характеристики среды седиментации карбонатных осадков (Кузнецов и др., 2011а).

Нижнепротерозойские доломиты формаций Данфи (360-500 м), Портейдж (150-250 м), Олдер (510 м) и Ув (200 м) представляют нижние горизонты серии Ноб Лейк (надсерия Каниаписко, Лабрадорский прогиб Канадского щита). Геохронологическая характеристика нижних горизонтов этой серии опирается на согласующиеся U-Pb датировки вулканогенных цирконов. Одна из датировок, 2169±4 млн. лет, получена по циркону из силла, прорывающего карбонаты в центральной части прогиба (Rohon et al., 1993), а другая, 2142±4 млн. лет, относится к циркону из перекрывающих вулканитов (Machado et al., 1989). Отсюда следует, что отложения названных формаций были накоплены в интервале 2.17-2.14 млрд. лет. Для изотопно-геохимического изучения было отобрано 16 образцов. Петрографические признаки доломитов предполагают, что первичный карбонатный осадок имел известковый состав, а его доломитизация произошла сразу после формирования раннедиагенетических кальцитовых цементов в неуплотненном осадке. Доломиты с Mg/Ca>0.62 и пониженными отношениями Mn/Sr и Fe/Sr были образованы в процессе раннего диагенеза и претерпели наименьшие вторичные изменения. Минералогические предшественники доломитов другой группы (MgCa<0.62) с реликтами мозаичного друзового кальцита до ранней доломитизации могли содержать арагонит. Нарушение Rb-Sr систем доломитов нижней части серии связано с частичной дедоломитизацией, произошедшей во время гудзонского регионального метаморфизма 1.8 млрд. лет назад. Первичное отношение 87Sr/86Sr - 0.70479 в наименее измененном доломите (Mn/Sr=2.7 и Fe/Si=l 1.8) формации Олдер является максимальной оценкой этого отношения в морской воде 2.15 млрд. лет назад (Кузнецов и др., 2003а).

3.3. Рифей

Приоритетными объектами исследований в верхнем протерозое послужили карбонатные отложения стратотипа рифея Южного Урала и гипостратотипа рифея Учуро-Майского региона. Преимущества этих разрезов определяются их значительным возрастным объемом, распространением на обширной территории в различных фациальных зонах, слабой степенью изменения пород, хорошей литолого-фациальной изученностью и

представительной изотопно-геохронологической и палеонтологической характеристикой (Стратотип рифея, 1983; Семихатов, Серебряков, 1983).

Вулканогенно-осадочная бурзянская серия и терригенно-карбонатная каратавская серия, вскрытые в пределах Башкирского мегантиклинория, представляют соответственно стратотипы нижнего и верхнего рифея (Стратотип рифея, 1983; Козлов и др., 1991; Маслов и др., 2001). В Тараташском антиклинории бурзянская серия расчленяется на три согласно залегающие свиты: вулканогенно-теригенную айскую (3000-3500 м), существенно карбонатную саткинскую (1700-3500 м) и карбонатно-глинистую бакальскую (1400-1600 м). В Ямантауском антиклинории карбонатные отложения присутствуют только в средних горизонтах бурзянской серии -суранской свите (1000-2800 м). В составе каратавской серии выделяются шесть свит: силикокластическая зильмердакская (1200-3300 м), пестроцветная известняковая катавская (150-350 м), терригенно-карбонатная инзерская (300800 м), известково-доломитовая миньярская (350-650 м), терригенно-карбонатная укская (160-350 м), венчающая разрез серии на западном крыле Башкирского антиклинория, и терригенная криволукская (до 560 м), сохранившаяся от предвендского размыва только на восточном крыле. Три нижние свиты связаны между собой постепенными переходами, тогда как в основании укской, а местами и в основании миньярской свиты наблюдаются стратиграфические несогласия.

Накопление карбонатных отложений бурзянской и каратавской серий происходило в умеренно-активных мелководных обстановках открытого шельфа с чередованием тиховодных (ниже базиса действия обычных и штормовых волн) и литоральных (в прибрежном мелководье и на карбонатных отмелях) зон (Маслов и др., 2001). Возрастные рамки большинства стратиграфических подразделений рифея Южного Урала установлены с помощью осадочных геохронометров. Формирование отложений саткинской свиты ограничено РЬ-РЬ возрастом ее известняков 1550±30 млн. лет (Кузнецов и др., 2008). РЬ-РЬ возраст известняков средних горизонтов бакальской свиты равен 1430±30 млн. лет (Кузнецов и др., 20036, 2005), а РЬ-РЬ возраст известняков нижней подсвиты инзерской свиты - 836±25 млн. лет (Овчинникова и др., 1998). РЬ-РЬ возраст доломитов средней части миньярской свиты составляет 780±85 млн. лет (Овчинникова и др., 2000). Глаукониты из нижней подсвиты укской свиты, изученные с помощью мессбауэровской спектроскопии и сохранившие первичную раннедиагенетическую структуру, имеют К-Аг возраст 669±16 млн. лет и согласующийся с ним изохронный Ш>5г возраст 664±11 млн. лет (Зайцева и др., 2008).

Изучение Юэ-8г систематики проведено в 176 образцах, из них в саткинской свите изучено 25 образцов, в бакальской - 21, в суранской - 8, в катавской - 14, в инзерской - 29, в миньярской - 55 и в укской - 24. На основании жестких значений геохимических критериев сохранности (Мп/8К0.2, Ре/5г<5 и М^Са<0.024) в изученной коллекции карбонатных пород выделены наименее измененные образцы, сохранившие отношение 878г/8б5г среды седиментации. Первичные отношения 875г/865г в наименее измененных

известняках казымовской пачки саткинской свиты (7 обр.) и березовской пачки бакальской свиты (8 обр.) наиболее точно отражают это отношение в раннерифейской морской воде - 0.70456-0.70481 (Кузнецов и др., 20036, 2005, 2008). Первичное отношение в девяти "лучших" нижнеинзерских

известняках разреза Толпарово-1 (0.70521-0.70555) согласуется с полученным для девяти образцов той же подсвиты в разрезе Миньяр (0.70525-0.70538). В верхнеинзерской подсвите отношения 878г/868г в четырех "лучших" известняках (0.70555-0.70566) согласуются в двух удаленных разрезах Миньяр и Кулмас (Кузнецов и др., 19976, 2003в; 2006). Отношения 878г/868г в четырех "лучших" известняках миньярской свиты разреза Усмангали составляют 0.70550-0.70558, а в десяти образцах миньярских доломитов с отношением Мп/Бг<1.2 в разрезах Миньяр, Шубино, Усмангали и Бакеево заключены в пределах 0.70574-0.70611. Отношения 878г/86Бг в девяти наименее измененных известняках укской свиты на коррелируемых стратиграфических уровнях согласуются в трех удаленных разрезах: 0.70533 - в основании, 0.70538-0.70586 в нижней трети и 0.706050.70609 в верхней части свиты (Кузнецов и др., 2003в, 2006).

Керпыльская и лахандинская серии Учуро-Майского региона представляют пограничные горизонты гипостратотипа среднего и верхнего рифея Восточной Сибири (Семихатов, Серебряков, 1983). Керпыльская серия расчленяется на силикокластическую тоттинскую (450-1100 м), известняковую малгинскую (95-420 м) и доломитовую ципандинскую (250-300 м) свиты, связанные постепенными переходами. Лахандинская серия, несогласно залегающая на ципандинской свите, состоит из двух свит - терригенно-карбонатной нерюенской (200-850 м) и карбонатной игниканской (170-230 м). Карбонатные отложения названных свит были изучены в пяти разрезах в двух крупных палеоструктурах: на Учуро-Майской плите (разрезы Аимский, Талах-Хая и Нельканский) и Юдомо-Майском прогибе (разрезы Курун-Мастахский и Светлинский).

Карбонатные осадки названных серий формировались в условиях подвижного мелководья на обширной карбонатной платформе вблизи действия штормовых волн (Петров, 2002). В осадках более мелководных проксимальных зон встречаются горизонты с краткими периодами субаэральной экспозиции. Изохронные РЬ-РЬ датировки известняков средней части малгинской свиты и нерюенской свиты соответственно равны 1043±14 млн. лет (Овчинникова и др., 2001) и 1025±40 млн. лет (Семихатов и др., 2000). Наиболее молодая популяция обломочных цирконов из нижних горизонтов тоттинской свиты имеет возраст 1300±5 млн. лет (Юшс1о1еу е1 а1., 2001), а бадделеит из пластовых тел диабазов и габбро-диабазов, локализованных в пограничных горизонтах лахандинской и вышележащей уйской серий - 1005±4 и 974±7 млн. лет (ЯашЫгс! й а1., 1998). Таким образом, накопление верхнекерпыльских и лахандинских отложений происходило в узком интервале 1050-1000 млн. лет назад, что позволяет рассматривать эти отложения в рамках единого трансгрессивно-регрессивного цикла (этапа) седиментации на окраине Сибирской платформы.

Анализ изотопно-геохимических характеристик 67 карбонатных образцов показал, что породы Юдомо-Майского прогиба подверглись более

интенсивным эпигенетическим преобразованиям по сравнению с аналогичными породами Учуро-Майской плиты (Семихатов и др., 2002). Интенсивные вторичные изменения ципандинских доломитов и игниканских известняков были связаны с миграцией метеорных вод во время предлахандинского и предвендского перерывов соответственно. В наименьшей степени вторичные изменения проявлены в средних горизонтах малгинской и нерюенской свит в разрезе руч. Светлый. Отношения 87Sr/86Sr в образцах этого разреза, удовлетворяющих жестким геохимическим критериям сохранности (Mn/Sr<0.2, Fe/Sr<5 и Mg/Ca<0.024), заключены в пределах 0.70563-0.70585 (6 обр.) для малгинской свиты и 0.70519-0.70554 (5 обр.) - для нерюенской (Семихатов и др., 1998, 2002). В одном "лучшем" известняке из кровли малгинской свиты в Курун-Мастахском разрезе отношение 87Sr/86Sr равно 0.70592. В Нельканском разрезе Учуро-Майской плиты три образца известняков из средней части нерюенской свиты удовлетворяют упомянутым критериям, а отношение 87Sr/86Sr в них заключено в пределах 0.70533-0.70550.

3.4. Венд

Усть-юдомская свита Учуро-Майского региона и цаганоломская свита Западной Монголии традиционно относятся к венду и содержат мощные толщи карбонатных пород. Для обеих свит имеются обильные палеонтологические и литолого-фациальные данные, а недавно получены и изотопные возрасты.

Юдомская серия Учуро-Майского региона расчленяется на две региональные свиты - нижнюю аимскую и верхнюю усть-юдомскую (Семихатов, Серебряков, 1983). Верхним ограничением юдомской серии является основание (зона N. sunnaginicus) пестроцветной свиты томмотского яруса нижнего кембрия. Три верхние пачки усть-юдомской свиты содержат комплексы мелкораковинной фауны (SSF), характерные для зон Anabarites trisulcatus и Purella antiqua, которые составляют терминальный немакит-далдынский ярус венда (Шенфиль, 1991). Кроме того, в нижней пачке усть-юдомской свиты известны редкие эдиакарские Cyclomedusa ex gr. plana и Medusinites (Хоментовский, Карлова, 1994, 2002), которые в разрезах Беломорья встречаются выше туфогенного прослоя, имеющего U-Pb возраст 555.3±0.3 млн. лет (Martin et al., 2000). Pb-Pb возраст полученный по известнякам, залегающим вблизи основания усть-юдомской свиты в среднем течении р. Юдома, составляет 553±23 млн. лет (Семихатов и др., 2003).

В изученном разрезе усть-юдомской свиты (р. Юдома у устья р. Улахан-Ыатыгы) вендские отложения несогласно залегают на верхнерифейских аргиллитах усть-кирбинской свиты и включают толщу карбонатных пород (340-370 м). Отложение трех нижних пачек этой толщи происходило в умеренно глубоководных обстановках сублиторали, а верхних пачек - в условиях постепенного обмеления бассейна и начала его эвапоритизации. Из 17-и изученных образцов, наименее измененные обнаружены в нижней части свиты, где отношение 87Sr/86Sr в семи известняках варьирует в пределах 0.70829-0.70844.

Преимущественно карбонатная цаганоломская свита залегает на позднерифейской вулканогенной дзабханской свите (Гибшер, Хоментовский, 1990), прорванной щелочными гранитами с U-Pb возрастом цирконов 755+3 млн. лет (Ярмолюк и др., 2008). В тектоническом плане отложения цаганоломской свиты начинают осадочный чехол Дзабханского массива, который расположен в восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. Верхняя часть цаганоломской свиты содержит палеонтологические остатки зон Anabarites trisulcatus и Purella antigua, которые определяют немакит-далдынский возраст терминальных горизонтов свиты (Brasier et al., 1996). Полученные недавно U-Pb и Pb-Pb данные определяют возраст известняков базального надтиллитового горизонта свиты — 632±14 млн. лет (Овчинникова и др., 2012).

Образцы цаганоломской свиты отобраны в ущелье Цаган-Гол на северном склоне хребта Хасагт-Хайрхан (бассейн р. Дзабхан). В изученной коллекции нижнюю часть свиты представляют 34 образца известняков и 13 образцов доломитов, а верхнюю - 11 известняков и 3 доломита. Геохимические данные показывают, что главным фактором нарушения первичных Rb-Sr систем нижнецаганоломских пород была диагенетическая доломитизация, а верхнецаганоломских - контаминация радиогенным 87Sr, заимствованным из аргиллитов. Отношение 87Sr/86Sr в 23-х наименее измененных образцах нижней части цаганоломской свиты варьирует в широких пределах от 0.70676 до 0.70786 (Крамчанинов, Кузнецов, 2013). При этом в основании свиты оно равно 0.70676-0.70688 и повышается в средних пачках до 0.70713-0.70741, а в верхних до 0.70785-0.70786. Отношение 87Sr/86Sr в шести наименее измененных образцах верхнецаганоломских известняков еще выше и заключено в узких пределах 0.70843-0.70853.

ГЛАВА 4. ЭВОЛЮЦИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА Sr В ПРОТЕРОЗОЙСКОМ ОКЕАНЕ

Первое широкомасштабное исследование изотопного состава Sr в докембрийских карбонатных породах и обобщение более ранних данных по мраморам, баритам и лититовым грауваккам было проведено около 40 лет назад (Veizer, Compston, 1976). Построенная на основе нескольких групп точек, разнесенных друг от друга на 200-300 млн. лет, докембрийская "стронциевая кривая" представляла собой монотонную восходящую линию. Все архейские значения отношения 87Sr/86Sr в морской воде были сравнимы с его значениями в верхней мантии того времени, а резкое увеличение этого отношения в первой половине раннего протерозоя (2.5-2.1 млрд. лет назад) могло отражать рост континентальной коры. В позднем протерозое значения 87Sr/86Sr продолжали возрастать, но медленнее, чем в раннем протерозое (рис. 1).

Изучение 36 образцов карбонатных пород из неопротерозойских отложений Мавритании, Южной Африки и Намибии (Veizer et al., 1983) позволило впервые для докембрия продемонстрировать немонотонную эволюцию изотопного состава Sr в морской воде 1.00-0.57 млрд. лет назад.

Отношение 87Sr/86Sr в неопротерозойском океане, по мнению авторов, колебалось в пределах 0.7075-0.7091, но на этом фоне наблюдались два резких минимума: около 0.90 и 0.70 млрд. лет назад, соответственно 0.7056 и 0.7074. Первый из этих минимумов авторы связали с распадом суперконтинента, подобным распаду Пангеи в мезозое, что дало повод для создания модели катастрофического "мантийного" события в неопротерозое (Veizer et al., 1983). Эта парадигма доминировала около десяти последующих лет.

За два последних десятилетия объем Sr-изотопной информации для докембрийской морской воды значительно увеличился и теперь включает анализы более 2500 образцов из сотен карбонатных формаций. В этой главе новые результаты для 130 наименее измененных образцов, полученные в настоящей работе и представленные в главе 3, обсуждаются вместе с литературными данными других авторов (более 60 публикаций) и применяются для реконструкции изотопного состава Sr в протерозойском океане на основе единого методического подхода, сформулированного в начале предыдущей главы: Главными критериями при создании базы данных для построения кривой вариаций отношения 87Sr/86Sr в протерозойском океане были: изотопно-геохронологическая привязка к хроностратиграфической шкале, наличие морских фаций и соответствие геохимическим критериям сохранности (Mg/Ca<0.024 и Mn/Sr<0.2). Тем не менее, существуют участки, особенно в палеопротерозое, где оценка максимального предела отношения 87Sr/86Sr в среде седиментации возможна только на основании минимальных значений этой величины в доломитах. При выборе образцов преимущество отдавалось тем, которые прошли процедуру селективного растворения. Однако в некоторых ранних работах других авторов такая процедура не проводилась (таблица).

При обсуждении учитывалось существование в настоящее время двух параллельных шкал расчленения докембрия - хроностратиграфической российской и хронометрической международной, в которых границы некоторых подразделений не совпадают (Семихатов и др., 1991; Розанов и др., 1997; Дополнения..., 2000; Plumb, 1991; Gradstein et al., 2004; Ogg et al., 2008; Хоментовский, 2008). Поскольку значительная часть опубликованных Sr-изотопных данных привязана к международной шкале, новые данные рассматриваются в ее рамках и сопоставляются с российской стратиграфической шкалой.

0.701

1000

1500

2000

2500 3000 Возраст, млн.лет

спь Ш2 тз спи Из

Рис. 1. Вариации отношения 87Sr/86Sr в протерозойском океане.

1-2 — наименее измененные образцы, изученные в этой работе:

I - известняки, удовлетворяющие геохимическим критериям (Mn/Sr<0.2, Fe/Sr<5 и Mg/Ca<0.024); 2 - доломиты; 3-5 - литературные данные: 3 - известняки, удовлетворяющие геохимическим критериям (Mn/Sr<0.2, Mg/Ca<0.02); 4 - известняки, не удовлетворяющие принятым критериям; 5 - доломиты; 6 - линия, отражающая вариации изотопного состава Sr в океане.

Цифры на рисунке: 1 - формация Олдер; 2 - пачка В, туломозерская свита; 3 - пачка G, туломозерская свита; 4 - пачка 111, куэтсярвинская свита; 5 - саткинская свита; 6 - бакальская свита; 7 - малгинская свита; 8 - нерюенская свита; 9 - инзерская свита; 10 - миньярская свита;

II - укская свита: 12 - цаганоломская свита, нижняя часть; 13 - усть-юдомская свита; 14 - цаганоломская свита, немакит-далдынский ярус; Римские цифры на рисунке: I - генерализованный тренд (Veizer, Compston. 1976); II - "мантийное событие" (Veizer et al., 1983).

Сокращения: PIIJ - российская стратшрафическая шкала (Семихатов и др., 1991, 2000). MLL1 - международная шкала (Plumb. 1991: Gradstein et al.. 2004).

Таблица. Изотопный состав Эг в датированных известняках и доломитах, использованных для реконструкции кривой вариаций отношения 873г/8б3г в протерозойской морской воде.

Изотопный возраст свиты/формации Изотопный состав стронция

Свита/ Формация Датированный минерал/порода Метод Возраст млн. лет Ссылка Порода Кол. обр. "SrrSr Ссылка

Урусис Циркон из прослоев туфов U-Pb U-Pb 543±1 545±1 [22] [22] И 8 0.70846-0.70858 [29] Г391

Зарис Циркон из прослоя туфа U-Pb 549±1 [22] И 1 0.70840 [29] [391

Деньджин Циркон из прослоя туфа в основании U-Pb 551±0.7 [20] И 8 0.70837-0.70852 [38]

Усть-юдомская Известняки РЬ-РЬ 553±23 [12] И 7 0.70829-0.70844 Эта работа

Вонока Обломочный циркон из перекрывающих песчаников U-Pb <556±24 [31] И 1* 0.70874 [43]

Доушаньто Фосфориты из средней и верхней пачек; Цирконы из прослоев туфа в основании РЬ-РЬ РЬ-РЬ U-Pb U-Pb 576±14 599±4 632±0.5 635±0.6 [19] [15] [20] [20] И И 2 1* 0.70891-0.70893 0.70789 [38] [44]

Цаганолом- ская, нижняя Известняки базальной пачки U-Pb РЬ-РЬ 632±14 [И] И И 23 12 0.70676-0.70786 0.70675-0.70769 Эта работа [401

Омбатайе Циркон из перекрывающих вулканитов и-РЬ <635±1 [26] И 2 0.70725-0.70735 [23]

Укская Глаукониты Rb-Sr К-Аг Rb-Sr 664±11 669±16 688±10 [3] [3] m И 9 0.70533-0.70609 Эта работа

Котс-Лейк Циркон из подстилающей интрузии U-Pb >779±2 [25] И 2 0.70664-0.70674 [23]

Ванниат Циркон из перекрывающих вулканитов U-Pb <723±3 [24] И 2 0.70575-0.70674 [13]

Литл-Дал Цирконы из прорывающего диорита и диабазового силла U-Pb U-Pb <778±2 <779±2 [27] [25] И 9 0.70550-0.70622 [23]

Миньярская Доломиты РЬ-РЬ 780±80 [3] И д 5 10 0.70550-0.70600 0.70573-0.70611 Эта работа

Инзерская Известняки РЬ-РЬ 836±25 [7] и 21 0.70521-0.70566 Эта работа

Нерюенская Известняки; Бадделеит из перекрывающих силлов РЬ-РЬ U-Pb 1025±40 <1005±4 m [321 и и 8 1 0.70519-0.70554 0.70577 Эта работа [16]

Сухотунгу-синская Известняки РЬ-РЬ 1036±60 [6] и и 1 2 0.70584 0.70581-0.70585 [2] [16]

Малгинская Известняки РЬ-РЬ 1043±14 [12] и 7 0.70563-0.70592 Эта работа

Бакальская Известняки; Бадделеит из прорывающей дайки РЬ-РЬ и-РЬ 143(Н30 <1384±2 [4] [21] и 8 0.70460-0.70481 Эта работа

Саткинская Известняки РЬ-РЬ 155(bt30 [5] и 7 0.70460-0.70480 Эта работа

Рохтас+ Кайрахат Известняки; Цирконы из прослоев вулканитов РЬ-РЬ и-РЬ и-РЬ 1599±48 1602±10 1599±8 [37] [33] [341 и 5 0.70460-0.70494 [35]

Коулес Лейк Цирконы из прослоя туфа и-РЬ 1882±4 [181 и 1* 0.70474 [421

Куэтсярвин-ская Циркон из перекрывающих вулканитов U-Pb 2058±6 [30] и 4 0.70406-0.70431 Эта работа

Туломозер-ская Доломиты РЬ-РЬ 2090±70 [10] д 14 0.70343-0.70442 Эта работа

Олдер Циркон из подстилающих и перекрывающих силлов U-Pb и-РЬ >2142±4 <2169±2 [36] д 1 0.70479 Эта работа

Гандарелла Доломиты РЬ-РЬ 2420±20 [141 и 2* 0.70340-0.70417 [171

Гамохан Циркон из туфа и-РЬ 2521±3 [411 д 4* 0.70229-0.70250 [28] .

Примечания к таблице.

Порода: И - известняк, Д - доломит. Кол. обр. - количество образцов, в которых определен изотопный состав Sr. * - Образцы, не прошедшие процедуру выщелачивания. Ссылки: [1] Горожанин, Кутявин, 1986; [2] Горохов и др., 1995; [3] Зайцева и др., 2008; [4] Кузнецов и др., 2005; [5] Кузнецов и др., 2008; [6] Овчинникова и др., 1995; [7] Овчинникова и др., 1998; [8] Овчинникова и др., 2000; [9] Овчинникова и др., 2001; [10] Овчинникова и др., 2007; [11] Овчинникова и др., 2012; [12] Семихатов и др., 2003; [13] Asmerom et al., 1991; [14] Babinski et al., 1995; [15] Barford et al., 2002; [16] Bartley et al., 2001; [17] Bekker et al., 2003b; [18] Bowring, Grotzinger, 1989 ; [19] Chen et al., 2004 ; [20] Condon et al., 2005; [21] Ernst et al., 2000; [22] Grotzinger et al., 1995; [23] Halverson et al., 2007; [24] Hearnan et al., 1990; [25] Heaman et al., 1992 ; [26] Hoffmann et al., 2004; [27] Jefferson, Parrish, 1989; [28] Kamber, Webb, 2001; [29] Kaufman et al., 1993; [30] Melezhik et al., 2007; [31] Preiss, 2000; [32] Rainbird et al., 1998; [33] Rasmussen et a!., 2002; [34] Ray et al., 2002; [35] Ray et al., 2003; [36] Rohon et al., 1993; [37] Sarangi et al., 2004; [38] Sawaki et al., 2010b; [39] Saylor et al., 1998; [40] Shields et al., 2002; [41] Sumner, Bowring, 1996; [42] Veizer et al., 1992b; [43] Walter et al., 2000; [44] Yang et al., 1999.

4.1. Палеопротерозой (ранний протерозой)

Имеющаяся сегодня база Sr-изотопных данных для палеопротерозоя опирается на анализ около 200 образцов. Опубликованные значения 87Sr/86Sr, характеризующие палеопротерозойскую морскую воду, получены для известняков и доломитов, представляющих различные платформенные фациальные обстановки. Многие палеопротерозойские карбонатные породы метаморфизованы в условиях от пренит-пумпеллиитовой субфации до амфиболитовой фации. Тем не менее, целый ряд известняков и доломитов в палеопротерозойских карбонатных формациях с наибольшим содержанием Sr, повышенным значением 5180 и минимальными Mn/Sr и Fe/Sr характеризуется стабильно низкими отношениями 87Sr/86Sr. Если учесть, что все палеопротерозойские образцы, проанализированные в других лабораториях, не подвергались процедуре селективного растворения, полученные для них величины 87Sr/86Sr могут оказаться даже слегка завышенными (Kuznetsov et al., 2010, 2013а). Всего 17 палеопротерозойских карбонатных формаций содержат единичные образцы, пригодные для характеристики отношения 87Sr/86Sr в морской воде. Однако только для шести из них имеются изотопные датировки, которые получены по минералам из вулканогенных прослоев в самой формации или по осадочным геохронометрам и могут считаться достоверными (таблица). Поэтому в основу кривой на рис. 1 положены результаты именно для этих образцов.

Значения 87Sr/86Sr в пяти образцах известняков из наиболее древних палеопротерозойских формаций Гандарелла (Бразилия) и Дошланд (Южная Африка) позволяют заключить, что это отношение в океане около 2.33 млрд. лет назад повышалось от 0.70314-0.70339 до 0.70433-0.70452 (Bekker et al., 2001, 2003b; Frauenstein et al., 2009). Четыре значения, опубликованные для карбонатных пород с высоким 513С (формации Олдер, Фехо-де-Фуни, Нэш Форк и Кона), показывают, что отношение 87Sr/86Sr в океане в ломагунди-ятулийскую эпоху 2.32-2.06 млрд. лет назад варьировало в пределах 0.70302— 0.70495 (Bekker et al., 2003а,b, 2006; Кузнецов и др., 2003а). Полученные в

настоящей работе результаты для четырнадцати наименее измененных образцов из карбонатных пачек морских фаций ятулия Балтийского щита существенно дополняют картину. Отношение 878г/868г в карбонатах туломозерской свиты (2.09 млрд. лет, Карелия) понижалось от 0.70418-0.70442 в начале позднего ятулия до 0.70343-0.70409 в его конце (Горохов и др., 1998; Кия^БОУ е1 а1., 2010). Значения 878г/8б5г в известняках куэтсярвинской свиты (2.06 млрд. лет назад, Кольский п-ов) фиксируют повышение этого отношения в палеопротерозойском океане на заключительном этапе ломагунди-ятулийской эпохи - 0.70407-0.70431 (Кузнецов и др., 2011а).

Опубликованные значения отношения 878г/868г в постятулийских карбонатных породах 2.0-1.7 млрд. лет назад (формация Коулес Лейк, Канада, Уе1гег е1 а1., 1992Ь; формация Дак Крик, Австралия, Уе1гег с! а1., 1992а; формации Уцинги и Тальзелей, Канада, \Vhittaker е1 а1., 1998; формация Ольбанел, Канада, 1уПго1а, Уекег, 1994) варьируют от 0.70474 до 0.70600. Минимальные значения этого отношения в трех карбонатных формациях из средней части серии МакАртур в Австралии показывают, что величина Бг/ Бг в океане в конце палеопротерозоя (около 1.65 млрд. лет назад) достигла максимума — 0.70616-0.70651 (формации Эмили, Тина и Ревард, Уе1гег, СошрзЮп, 1976; Уекеге! а1., 1992Ь).

4.2. Мезопротерозой (ранний и средний рифей)

Аналитическая база мезопротерозоя включает результаты около 300 измерений отношения 87Бг/86Бг. Большинство опубликованных работ свидетельствует о том, что для мезопротерозойских карбонатных пород безоговорочно применима оценка сохранности ЯЬ-Бг систем, основанная на соотношении содержаний в них Мп, Ре и Бг (Горохов и др., 1995; Вагйеу е1 а1., 2001; КаЬ ег а1., 2001; Яау е1 а1., 2003; Кузнецов и др., 2005, 2008). Принятым нами методическим требованиям в полной мере соответствуют Бг-изотопные данные, опубликованные для известняков формаций Рохтас и Кайрахат (Индия, Кау е1 а1., 2003), саткинской и бакальской свит (Южный Урал, Кузнецов и др., 20036, 2005, 2008), малгинской и нерюенской свит (Учуро-Майский регион, Семихатов и др., 1998, 2002), а также сухотунгусинской свиты Туруханского района Сибири (Горохов и др., 1995; Вап1еу е1 а1., 2001).

Литературные данные для рифейских доломитов Оленекского (Горохов и др., 1995) и Анабарского (Покровский, Виноградов, 1991) поднятий, Байкитской антеклизы Сибири (Хабаров, Вараксина, 2011), а также для карбонатных и сульфатных пород надсерий Белт (Северная Америка, На11, Уигег, 1996) и Билот (Арктическая Канада, КаЬ е! а1., 2001) могут рассматриваться лишь как приблизительная оценка изотопного состава Бг в мезопротерозойском океане. Некоторые из названных формаций не имеют изотопного возраста, другие - представляют неморские фации или не содержат образцы, удовлетворяющие принятым геохимическим критериям сохранности.

Совокупность всех имеющихся данных свидетельствует о том, что отношение 87Бг/86Бг в морской воде в первой половине мезопротерозоя (1.601.25 млрд. лет назад) было заключено в пределах 0.70460-0.70494, после чего во

второй половине мезопротерозоя оно повысилось до 0.70592, а в самом конце около 1.00 млрд. лет назад вновь понизилось до 0.70519-0.70523.

4.3. Неопротерозой (поздний рифей и венд)

Опубликованная в разные годы Sr-изотопная информация для неопротерозойских карбонатных пород представляет анализы более 2000 образцов. Более половины результатов для полусотни формаций привлекаются разными авторами для "сборки" кривой вариаций отношения 87Sr/86Sr в неопротерозойском океане. В большинстве публикаций последнего десятилетия используются геохимические критерии и применяется процедура селективного растворения. Количество образцов, пригодных для оценки изотопного состава Sr в океане, здесь в разы превышает это количество для палеопротерозоя и мезопротерозоя. Однако главным фактором, осложняющим построение единой кривой вариаций отношения 87Sr/86Sr, становится отсутствие возрастной привязки многих формаций. Всего четырнадцать неопротерозойских формаций имеют изотопно-геохронологическое обоснование и содержат образцы морских карбонатов, удовлетворяющие геохимическим критериям сохранности (таблица). Эти формации представляют около половины длительности неопротерозоя.

Главная информации о вариациях изотопного состава Sr в морской воде 0.84-0.54 млрд. лет назад получена при изучении известняков из разрезов серий Шалер, Литл-Дал и Котс-Лейк Арктической Канады (Asmerom et al., 1991; Halverson et al., 2007), каратавской серии Южного Урала (Кузнецов и др., 19976, 2003в, 2006), серии Отави Северной Намибии (Halverson et al., 2007), цаганоломской свиты Монголии (Brasier et al., 1996; Shields et al., 2002; эта работа), серии Нама Южной Намибии (Kaufman et al., 1993), формаций Доушаньто и Деньджин Южного Китая (Yang et al., 1999; Sawaki et al., 2010b), формации Вонока Австралии (Walter et al., 2000) и усть-юдомской свиты Восточной Сибири (Nicholas, 1996; Семихатов и др., 2003).

Карбонатные породы формации Биттер Спрингс Центральной Австралии (Walter et al., 2000), формации Майеберг Северной Намибии (Halverson et al., 2007) и основания серии Бамбуи Бразилии (Babinski et al., 2007) имеют хорошее изотопно-геохронологическое обоснование. Однако первичные осадки этих формаций отлагались в изолированных морских бассейнах, поэтому отношения 87Sr/86Sr в наименее измененных известняках не использованы для характеристики неопротерозойского океана.

Sr-изотопные данные по карбонатным породам надсерии Уиндермер Северной Канады (Narbonne et al., 1997; James et al., 2001), серии Академикербрен и базальных пачек серии Полярисбрен Шпицбергена (Derry et al., 1992; Kaufman et al., 1993; Halverson et al., 2007), серий Витвлей и Гариеп Намибии (Kaufman et al., 1993; Foiling, Frimmel, 2002; Yoshioka et al, 2003), серии Аппин Шотландии (Brasier, Shields, 2000; Thomas et al., 2004; Sawaki et al., 2010a), формаций Куфай, Шурам и Буах Омана (надсерия Хакф, Burns et al., 1994) и формаций Карлайа, Нарана и Джули Австралии (Walter et al., 2000) позволяет наметить лишь общие пределы вариаций отношения 87Sr/86Sr в океане

740-550 млн. лет назад, поскольку перечисленные стратиграфические уровни не имеют изотопных датировок.

Совмещая Sr-изотопные данные по карбонатным породам неопротерозоя, можно наметить следующую последовательность изменения отношения 87Sr/86Sr в океане. В интервале 840-780 млн. лет назад это отношение повышалось от 0.70521-0.70535 до 0.70611-0.70622, затем около 760 млн. лет назад оно понизилось до 0.70561-0.70575, после чего вновь увеличилось и в интервале 740-670 млн. лет назад варьировало в пределах 0.70624-0.70697. Около 670-660 млн. лет величина 87Sr/86Sr уменьшилась до 0.70533-0.70538, а к концу криогения (740 млн. лет назад) выросла до 0.70675-0.70725. В начале эдиакария/венда (635 млн. лет назад) отношение 87Sr/86Sr в океане составляло 0.70675-0.70694, на протяжении последующих 80 млн. лет оно резко поднялось и 560-545 млн. лет назад варьировало в пределах 0.70824-0.70888. В немакит-далдынское время отношение 87Sr/86Sr в океане находилось в интервале 0.70837-0.70854, а вблизи томмотского века кембрия отмечено незначительное понижение этого отношения до 0.70812 (Derry et al., 1994; Kaufman et al., 1996; Nicholas, 1996).

ГЛАВА 5. СВЯЗЬ ВАРИАЦИЙ 87Sr/í:6Sr В ДОКЕМБРИЙСКОМ ОКЕАНЕ С КРУПНЫМИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИМИ СОБЫТИЯМИ

Эволюция изотопного состава Sr в протерозойском океане не сводится к монотонному росту содержания 87Sr, как это предполагали Вейзер и Компстон (Veizer, Compston, 1976). На фоне возрастающего вклада континентального потока Sr и увеличения отношения 87Sr/86Sr в океане на протяжении 2 млрд. лет наблюдается несколько вариаций, обусловленных глобальными факторами эволюции земной коры (рис. 1).

Повышению отношения 87Sr/86Sr в океане могли способствовать образование суперконтинентов, размыв коллизионных орогенов, сложенных коровым материалом, а также глобальные потепления, гумидизация климата и падение уровня моря, усиливавшие континентальное выветривание (Faure, 1977, 1986; Hodell et al., 1990; Richter et al., 1992; Горохов и др., 1995 и др.). Понижение же этого отношения было связано, в первую очередь, с активизацией спрединга, продуцировавшего значительные объемы мантийного потока Sr в гидротермальных ячейках океанических хребтов, рифтогенез и вызванное этим раскрытие океанической коры, а также крупные трансгрессии, приводившие к сокращению континентального стока (Peterman et al., 1970; Spooner, 1976; Palmer, Elderfield, 1985; Allegre et al., 2010 и др.). Однако изменения отношения 87Sr/86Sr в фанерозойских океанах не всегда находят простое объяснение в рамках перечисленных представлений. Поэтому для их интерпретации привлекаются также вариации петрографического состава выветриваемой поверхности, изменение рельефа континентов, скорости осадконакопления, а также разнообразие состава изверженных вулканических и эксгумированных интрузивных пород.

Восходящий тренд отношения 87Sr/86Sr в океане раннего палеопротерозоя отражает увеличение вклада растворенного материала "созревающей" континентальной коры. Понижение этого отношения от 0.70479 до 0.70343 в ломагунди-ятулийскую эпоху вызвано активизацией рифтогенеза и распространением базальтового вулканизма, связанных с распадом суперконтинента Склавия-Кенорлэнд-Суперея (Bekker et al., 2003а; Pesonen et al., 2003; Wanke, Melezhik, 2005). Дополнительный вклад в понижение величины 87Sr/86Sr могла внести обширная морская трансгрессия, закрывшая эпиархейские кратоны многочисленными карбонатными чехлами (Dimroth, 1970; Семихатов, Раабен, 1994; Melezhik et al., 1997, 2005). Последующий рост отношения 87Sr/86Sr в океане второй половины палеопротерозоя до 0.70616 мог быть обусловлен как новым ростом коры (Condie et al., 2005), так и консолидацией нового суперконтинента Нуна-Колумбия (Meert, 2002; Rogers, Santosh, 2003, 2009) в ходе гудзонской, свекофенской и барамундской орогений. Размыв образовавшихся орогенов существенно увеличил вклад континентального потока Sr.

Наиболее значительное увеличение отношения 87Sr/86Sr в океане от 0.70533 до 0.70858 произошло в конце неопротерозоя и совпадало с ПанАфриканской орогенией и консолидацией суперконтинента Гондвана (рис. 1). Главной причиной увеличения доли радиогенного 87Sr в океане в это время стал размыв древних коровых пород, эксгумированных в результате орогении.

Во время гренвильского орогенического цикла, приведшего в конце мезопротерозоя к формированию суперконтинента Родиния, отношение 87Sr/86Sr в океане повысилось, но очень незначительно с 0.70494 до 0.70592. Более того, нисходящий тренд величины 87Sr/86Sr во время заключительной фазы гренвильской орогении не находит прямых аналогов при рассмотрении вариаций изотопного состава Sr в океанах конца палео- и неопротерозоя. Главными факторами, объясняющими противоречие между масштабом гренвильского орогенеза и низкой долей радиогенного 87Sr в гренвильском и пост-гренвильском океане, являются значительная роль догренвильского мантийного вещества в коре размываемых гренвилид, особенности эксгумации гренвильских орогенов и палеогеографические изменения при консолидации суперконтинента (Семихатов и др., 2002). Первые два фактора обеспечили поступление в океаническую воду значительных объемов свежего мантийного материала, а третий - способствовал локализации континентального сноса во внутренних палеобассейнах.

Формирование низкого отношения 87Sr/86Sr в гренвильском океане в период континентальной коллизии и образования суперконтинента дает новое подтверждение тому, что на рост отношения 87Sr/86Sr в океане равным образом влияют как увеличение континентального речного потока Sr, так и возрастание этого отношения в речном стоке (Richter et al., 1992). Гренвильский пример демонстрирует, что значение 87Sr/86Sr в палеоокеане в высокой степени определялось величиной этого отношения в речном стоке. Таким образом, вывод о том, что "орогенический теократический период" ведет к повышению

отношения 87Sr/86Sr в морской воде" (Peterman et al., 1970; Veizer, Compston, 1974; Faure, 1977,1986) не обязательно справедлив.

Начальные стадии роста отношения 87Sr/86Sr в океане около 2.45, 1.89, 0.78 и 0.61 млрд. лет назад коррелируются с увеличением количества пассивных континентальных окраин (Bradley, 2008). Возрастные интервалы 1.61-1.10 и 1.00-0.85 млрд. лет назад, которые характеризуются минимальным количеством пассивных континентальных окраин, совпадают с периодами "стазиса" — доминирования относительно низких и неварьирующих значений 87Sr/86Sr в океане.

Небольшие и частые вариации отношения 87Sr/86Sr в океане во второй половине неопротерозоя связаны с геодинамическими и палеоклиматическими событиями. Увеличению этого отношения 830-780, 740-670 и 660-630 млн. лет назад способствовали аккреционно-коллизионные события, внедрение синорогенных гранитов, расширение пассивных континентальных окраин, оледенения и последующая дегляция (Trompette, 1997; Hoffman, 1999; Salnikova et al., 2001; Берниковский и др., 2002; Khain et al., 2003; Чумаков, 2004; Козаков и др., 2007; Sovetov, 2007; Bradley, 2008 и др.). Понижение отношения 840-830, 780-760 и 670-660 млн. лет назад совпадало с импульсами растяжения, дезинтеграцией Родинии, внедрением офиолитов, формированием серий даек, базитовым вулканизмом и раскрытием морских бассейнов (Heaman et al., 1993; Pinna et al., 1993; Powell et al., 1993; Torsvik et al., 1996, 2001; Li et al., 1999, 2008; Karlstrom et al., 2000; Reischemann, 2000; Кузьмичев, 2001; Sklyarov et al., 2003; Ковач и др., 2005; Ярмолюк и др., 2008 и др.).

ГЛАВА 6. СТРОНЦИЕВАЯ ИЗОТОПНАЯ ХЕМОСТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ

6.1. Основы метода. Латеральная выдержанность изотопного состава Sr в океане и сообщающихся с ним морях в каждый заданный момент геологического времени позволяет использовать отношение 87Sr/86Sr хемогенных осадков как средство межрегиональной корреляции. Корреляция географически удаленных отложений на основе их Sr-изотопной характеристики независима от "палеонтологической" корреляции. Последнее особенно важно в докембрии, где возможности биостратиграфического метода ограничены (Kaufman, Knoll, 1995; Семихатов, 1995).

Идея определения возраста хемогенных осадков на основе их Sr-изотопной характеристики была впервые предложена Викманом (Wickman, 1948). На основании существовавших в то время данных о содержаниях Rb и Sr в земной коре он предположил, что рост отношения 87Sr/86Sr в океане за счет континентальной эрозии за 1.5 млрд. лет должен составить около 10%, и предложил использовать изотопное отношение 87Sr/86Sr морских хемогенных осадков в качестве геохронометра ("морская геохронология"). Однако первые же попытки проверить это предположение обнаружили, что реальное повышение отношения 87Sr/86Sr намного меньше ожидаемого (Aldrich et al., 1953; Gast, 1955; Герлинг, Шуколюков, 1957). Это объяснялось, во-первых, тем,

что отношение Rb/Sr в земной коре оказалось гораздо ниже предполагавшегося Викманом (0.2 вместо 1, Herzog, 1954; Hedge et al., 1963; Hurley, 1968), и, во-вторых, существовавшими в то время неправильными представлениями о геохимическом цикле стронция, учитывавшими только континентальный сток. Лишь позднее выяснилось, что на отношение 87Sr/86Sr в океане значительное влияние оказывает также мантийный поток (Faure et al., 1965; Brass, 1976; Spooner, 1976).

Успешные исследования изотопного состава Sr в фанерозойских осадочных карбонатах, проведенные в конце прошлого века (Peterman et al., 1970; Burke et al, 1982; Koepnick et al, 1985, 1990; Popp et al, 1986; DePaolo, 1986; Hodell et al, 1989, 1990; Denison et al, 1994, 1998 и др.), частично возродили идею Викмана. Было установлено, что уточненная кривая вековых вариации 87Sr/86Sr в океане все же позволяет определять возраст карбонатов морского происхождения, хотя и на ограниченных ее участках (Elderfield, 1986; McArthur, 1994; Veizer et al, 1999).

Однако "слепое датирование" путем проекции отношения 87Sr/86Sr в карбонатах на графики вековых вариаций этой величины в океане, опубликованные различными авторами, может приводить к серьезным систематическим ошибкам (до 50-300 млн. лет). Проведение Sr-хемостратиграфической корреляции требует не только получения первичных Sr-изотопных характеристик для каждой изучаемой формации, но и надежной геохронологической основы кривой вариаций отношения 87Sr/86Sr в морской воде, с помощью которой предполагается уточнить возраст карбонатных пород.

Обобщение на единой методической основе новой информации, представленной в главе 3, и ревизия опубликованных ранее данных в главе 4 позволили выявить базовые фрагменты кривой вариаций отношения 87Sr/86Sr в морской воде протерозоя, которые перспективны для проведения внутри- и межрегиональных корреляций протерозойских отложений. При хемостратиграфических исследованиях карбонатных пород кажется разумным предъявлять те же методические требования, что и при построении базовых фрагментов кривой вариаций: 1) предварительный палеофациальный анализ с обязательным выбором карбонатных пород, формировавшихся в морских обстановках, 2) геохимическая оценка степени сохранности изотопных систем пород с применением тех же жестких значений геохимических критериев (Mg/Ca<0.024, Mn/Sr<0.2 и Fe<5) и 3) обогащение образцов первичным карбонатным материалом путем селективного растворения.

Ниже представлены результаты "Sr-хемостратиграфического датирования" нескольких карбонатных формаций, имеющих важное значение для понимания геологической истории позднего докембрия. Среди них — карбонатные породы байкальского горизонта юга Сибири, карбонатные породы Тувино-Монгольского массива в Восточных Саянах и енисейской серии хребта Азыртал Кузнецого Алатау. На примере мраморов складчатых поясов Северной Норвегии и Юго-Восточной Африки показаны возможности этого метода для определения возраста метакарбонатных пород.

6.2. Байкальский горизонт юга Сибирской платформы. Отложения байкальского комплекса в Байкало-Патомском регионе традиционно выделяются в общесибирский стратиграфический горизонт - байкалий (Хоментовский и др., 1972, 1998; Шенфиль, 1991). В этом регионе обособляются три структурно-фациальные зоны: Иркутная, Прибайкальская и Жуинско-Ленская. В Иркутной зоне байкальскому комплексу соответствуют отложения олхинской свиты, в Прибайкальской зоне — отложения байкальской серии, а в Жуинско-Ленской - отложения дальнетайгинской и жуинской серий. Предположения о возрасте байкалия опирались на биостратиграфические корреляции с Учуро-Майским гипостратотипом рифея и историко-геологический подход. Однако сложности в интерпретации имеющегося материала породили несколько оценок возраста байкалия: 1050-850 млн. лет (Дольник, 1982, 2000), 850-650 млн. лет (Хоментовский и др, 1972, 1998; Станевич и др., 2007) и даже 600-535 млн. лет (Советов, Комлев, 2005).

В карбонатных отложениях трех структурно-фациальных зон Байкало-Патомского региона было отобрано 210 образцов известняков, представляющих иркутную, голоустенскую, улунтуйскую, баракунскую, Никольскую и ченчинскую свиты. Геохимическим критериям сохранности, принятым в настоящей работе, удовлетворяют из этого числа только 25 образцов. Отношение 87Sr/86Sr в наименее измененных известняках средней подсвиты олхинской свиты заключено в пределах 0.70830-0.70834, нижней части улунтуйской свиты (мыс Елохин) - 0.70825-0.70832, верхней подсвиты улунтуйской свиты (разрезы Голоустная, Кадильное и Елохин) — 0.708420.70872, нижней части баракунской свиты (р. Жуя) - 0.70756-0.70793, верхней части баракунской свиты - 0.70839-0.70847, верхней части Никольской свиты -0.70802-0.70807 и ченчинской свиты - 0.70802-0.70821. Перечисленные значения отражают изотопный состав Sr в среде седиментации и являются прямой Sr-хемостратиграфической характеристикой соответствующих карбонатных формаций. В названные пределы попадают единичные значения, полученные ранее для доломитизированных известняков дальнетайгинской и жуинской серий (Горохов и др., 1995; Покровский и др., 2006).

Таким образом, реконструированные отношения 87Sr/86Sr в среде седиментации байкальского палеобассейна заключены в пределах 0.707560.70872. Сопоставление этих значений с кривой вариаций отношения 87Sr/86Sr в мезо- и неопротерозойском океане показывает, что по этому параметру байкальские карбонатные породы нельзя отнести к среднему или позднему рифею, но их можно коррелировать с докембрийскими постледниковыми отложениями моложе 600-560 млн. лет (Kuznetsov et al., 2013b). Согласно российской стратиграфической шкале этот интервал соответствует венду.

6.3.1. Карбонатный чехол Тувино-Монгольского массива (иркутная и забитская свиты). Тувино-Монгольский массив входит в состав восточного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса и представляет собой блок, в котором выделяют дорифейский фундамент и осадочный чехол (Беличенко и др., 1999; Кузьмичев, 2004). Среди карбонатных отложений чехла в северо-

восточной части массива выделяются протоплатформенная иркутная свита и субплатформенная боксонская серия. Иркутная свита (до 590 м), содержащая строматолиты (Королюк, 1960), несогласно перекрывает входящую в состав фундамента позднеархейскую Гарганскую глыбу и содержит наиболее древние карбонатные осадки массива. Боксонская серия (до 3800 м) представляет обширный "венд-кембрийский" шельфовый чехол Тувино-Монгольского массива. В верхних горизонтах серии обнаружены остатки раннепалеозойской фауны, а нижние горизонты содержат спорные и проблематичные находки, позволяющие приписывать началу седиментации боксонских осадков широкий диапазон возрастов: от позднего рифея до силура (Терлеев, Задорожный, 1996).

Из общей коллекции 85 образцов для изотопно-геохимического изучения было выбрано 19 образцов (15 известняков и 4 доломита) иркутной свиты и 12 образцов (3 известняка и 9 доломитов) забитской свиты. Отношения 875г/865г в двух наименее измененных образцах иркутной свиты, отобранных в удаленных друг от друга разрезах по р. Хоре и р. Гарган, очень близки - 0.70480 и 0.70485. В двух наименее измененных образцах нижней части забитской свиты, начинающей разрез боксонской серии на р. Уха-Гол значения (пачка 1, Хоментовский и др., 1985) эти отношения составляют 0.70706-0.70727. Сопоставление полученных значений с вариациями отношения 875г/865г в морской воде рифея, венда и кембрия показывает, что карбонатные отложения иркутной свиты древнее 1250 млн. лет, а известковые осадки забитской свиты начали отлагаться позднее, чем 630-600 млн. лет назад (Кузнецов и др., 2010).

Присутствие в окружении Гарганской глыбы ранне-среднерифейских карбонатных отложений свидетельствует об опускании древнего ядра будущего массива еще до начала гренвильской орогении (Кузнецов и др., 2010). Второй этап карбонатного накопления, согласно хемостратиграфическим данным, начался в раннем венде (Кузнецов и др., 2010) после завершения сархойского вулканизма и обдукции позднерифейских офиолитов (Кузьмичев, 2004). Если валунные алевропелиты, обнаруженные в основании забитской свиты, являются истинно ледниковыми отложениями, эти тиллиты должны быть древнее, чем 600 млн. лет. Таким образом, предположение о "поздневендском" оледенении в пределах Тувино-Монгольского массива (Чумаков, 2004, 2011) маловероятно.

6.3.2. Енисейская серия Батеневского палеоподнятия, хребет Азыртал Кузнецкого Алатау. Мощный (5.5-6.0 км) разрез карбонатных пород, вскрытых в отрогах хребта Азыртал, объединяется в енисейскую серию и является опорным для западной части Алтае-Саянской складчатой области (Ярошевич, 1962; Гинцингер и др., 1969; Краевский, Шипицын, 1981). Основание серии в современном разрезе не обнажено, а сверху она согласно перекрывается вулканогенно-осадочной кутень-булукской свитой кембрия. В составе серии выделены четыре свиты (снизу-вверх): доломитовая чарыштагская (>2900 м), известняковая биджинская (1800-2000 м), известняково-доломитовая мартюхинская (500-530 м) и кремнисто-баритсодержащая карбонатная сорнинская (490-500 м).

Решением Всесоюзного стратиграфического совещания по разработке унифицированных схем верхнего протерозоя Средней Сибири указанная последовательность карбонатных отложений на основании описанных в породах строматолитов и органических остатков помещена в широкий возрастной интервал от среднего рифея до венда включительно (Решения..., 1983). Однако позднее палеонтологическая характеристика верхней части серии была существенно расширена, и наряду с проходящими формами были обнаружены представители, характерные как для венда, так и для нижнего кембрия (Постников, Терлеев, 2004).

Изученная коллекция, включающая 110 образцов, характеризует все стратиграфические уровни енисейской серии, кроме ее базальных горизонтов. 19 известняков в полной мере удовлетворяют геохимическим критериям сохранности (Кузнецов и др., 2009). Отношение 87Sr/86Sr в верхней части чарыштагской свиты варьирует в пределах 0.70777-0.70796. Оно понижается до 0.70742 в основании доломитовой пачки биджинской свиты, затем резко повышается и в вышележащей известняковой пачке варьирует от 0.70824 до 0.70858. В мартюхинской свите это отношение опускается до 0.70804-0.70815, после чего происходит подъем от 0.70810-0.70822 в нижней части сорнинской свиты до 0.70848-0.70852 в ее кровле.

Сравнение этих Sr-изотопных характеристик с отношением 87Sr/86Sr в океане показывает, что карбонатные отложения изученной части енисейской серии накапливались в позднем венде и раннем кембрии 580-520 млн. лет назад (Кузнецов и др., 2009).

6.4. Метаморфизованные карбонатные породы (мрамора"). В главе 3 на примере нижнепротерозойских пород туломозерской и куэтсярвинской свит было показано, что первичные Sr-изотопные характеристики в некоторых случаях могут быть получены для карбонатных пород, претерпевших метаморфизм в условиях пренит-пумпеллиитовой субфации и даже зеленосланцевой фации. Поэтому казалась перспективной попытка решения обратной задачи — применение хемостратиграфического метода для оценки возраста отложения метаморфизованных карбонатных пород, поскольку их корреляция затруднена в связи с отсутствием фаунистических остатков, а иногда даже седиментологических признаков. Примеры такого рода для метакарбонатов Северной Норвегии и Мозамбикского складчатого пояса приведены ниже.

6.4.1. Каледониды Северной Норвегии. Тектонические покровы норвежских каледонид представлены серией перекрывающих друг друга пластин, перемещенных в восточном и юго-восточном направлении и нарушенных многочисленными разломами. В строении каледонид принимают участие граниты, гнейсы, кристаллические сланцы, метавулканиты, кварциты и мрамора. Хотя комплексы мраморов используются во многих тектоно-стратиграфических реконструкциях, точный возраст этих пород неизвестен (Roberts, Gee, 1985; Torsvik et al., 1996).

Объектом исследования стали мрамора комплекса Боген в провинции Офотфьорден Северной Норвегии. Комплекс сложен амфиболит-мусковитовыми сланцами, кварцитами и двумя пластами мраморов, выделяемых соответственно как формации Фуглеван и Хеккельстранд (Gustavson, 1966; Steltenpohl, 1987). Формации мраморов обычно коррелируют с позднеордовикскими и силурийскими формациями, расположенными южнее и содержащих палеозойскую фауну (Roberts, Gee, 1985; Spjeldnaes, 1985).

Кальцитовые мрамора формаций Фуглеван (15 обр.) и Хеккельстранд (11 обр.) содержат в среднем одинаковое количество Мп (<60 мкг/г) и Fe (<950 мкг/г), но различаются по содержанию Sr и отношению 87Sr/86Sr, 1730-4710 мкг/г и 0.70645-0.70701 в Фуглеван против 880-1310 мкг/г и 0.70615-0.70691 в Хеккельстранд. Учитывая, что большинство образцов удовлетворяют таким же жестким геохимическим критериям сохранности как и неизмененные осадочные известняки (Mn/Sr<0.2 и Fe/Sr<5.0), их первичные отношения 87Sr/86Sr могут быть использованы для характеристики среды седиментации (Melezhik et al., 2002а).

Полученные Sr-изотопные характеристики формаций Фуглеван и Хеккельстранд, позволяют коррелировать их с карбонатными породами позднерифейского возраста - 740-650 млн. лет назад. Таким образом, две формации серии Боген, которые ранее рассматривались как стратиграфические последовательности ордовик-силурийского возраста, на самом деле представлены тектоническими пластинами позднерифейского возраста.

6.4.2. Мрамора Мозамбикского складчатого пояса. Мозамбикский складчатый пояс расположен на юго-востоке Африки и является крупнейшим гранулито-гнейсовым поясом на этом континенте (Holmes, 1951). В его сложении участвуют пара- и ортопороды, которые интрудированы различными магматическими ассоциациями. Формирование пояса происходило в ходе по меньшей мере двух орогенических циклов кибарского (гренвильского) и панафрикаского (Pinna et al., 1993; Kröner et al., 2001, 2003; Johnson et al., 2005). Сложность внутренней структуры Мозамбикского пояса и высокая степень метаморфизма не позволяли сделать выбор между мезопротерозойским возрастом слагающих его пород, затем дважды переработанных в ходе кибарской и панафриканской коллизий, и неопротерозойским их возрастом (Pinna et al., 1993).

На территории Северного Мозамбика присутствуют несколько тектонических пластин мраморов, образующих протяженные до 100 км тела с мощностью от десятков до сотен метров. Объектами исследования были выбраны амфиболитовые мрамора комплекса Монтепеж, формирующего покров субширотного простирания в восточной части пояса, и метакарбонаты серии Жеси, расположенной вблизи западной границы пояса и испытавшей метаморфизм зеленосланцевой фации. Внутри комплекса Монтепеж мрамора локализованы в зонах, условно обозначаемых как Главная и Восточная (Melezhik et al., 2006, 2008).

На основании жестких значений геохимических критериев, из 22 проанализированных образцов в каждой зоне выбраны образцы, предположительно сохранившие отношение 875г/865г исходных осадков: в кальцитовом мраморе Главной зоны - 0.70516 и Восточной - 0.70650. В наименее измененных известняках серии Жеси это отношение заключено в пределах 0.70708-0.70714. Сопоставление полученных Бг-изотопных характеристик метакарбонатов с кривой вариаций отношения 875г/86Яг в протерозойском океане выявило в пределах единого комплекса Монтепеж три дискретные группы пород мезопротерозойского и неопротерозойского возраста. Согласно полученным хемостратиграфическим данным, формирование карбонатных осадков Главной зоны Монтепеж происходило 1250-1150 млн. лет назад, свидетельствуя о существовании в это время догренвильского океанического бассейна. Этот бассейн был закрыт в результате кибарского (гренвильского) тектоногенеза, а Африкано-Аравийский континент вошел в состав суперконтинента Родиния. В начале неопротерозоя произошла деструкция с отделением нескольких кратонов, между которыми возникли бассейны (Ртпа ^ а1., 1993; ТогбуПс ^ а1., 2001; 1л е1 а1„ 2008), и 740670 млн. лет назад возобновилось накопление карбонатных осадков в Восточной зоне Монтепеж. Появление карбонатных отложений серии Жеси 670-590 млн. лет назад свидетельствует о процессах растяжения в пределах пояса и новом развитии морских бассейнов в конце неопротерозоя.

ГЛАВА 7. ИЬ-вг СИСТЕМАТИКА СТРАТИФОРМНЫХ Mg- И Ре-КАРБОНАТОВ В ДОКЕМБРИЙСКИХ ФОРМАЦИЯХ

В сложении осадочных последовательностей докембрия принимают участие мощные пластовые тела магнезитовых и сидеритовых пород (Уа1сИуа, 1968; Гарань, 1963; Смолин и др., 1984; У^гег е1 а1., 1990; ЗсЬпе^ёегЬап е1 а1., 2006). Эти тела могут заполнять значительный стратиграфический объем. Принимая во внимание дефицит карбонатного материала, необходимого для реконструкции вариаций изотопного состава Бг в протерозойском океане, становится актуальным вопрос о возможности использования в этих целях магнезиальных и железистых карбонатов. Исследование магнезитовых и сидеритовых залежей в осадочной последовательности рифея Южного Урала позволяет решить эту задачу, так как этот разрез содержит несколько уровней с неизмененными морскими карбонатами, на основе которых ранее была получена 8г-изотопная характеристика докембрийского океана (глава 3).

7.1. Магнезиты Сагкинского рудного поля. Южный Урал. Пластообразные тела (мощностью 20-60 м) крупнозернистых магнезитов заключены в слоистых и брекчиевидных доломитах нижнерифейской саткинской свиты (Анфимов и др., 1983; Маслов и др., 2001; Крупенин, 2005). Протяженность магнезитовых тел составляет первые километры, а в совокупности они образуют 12-километровую цепочку залежей, ориентированных согласно общему простиранию пород в структуре

Саткинской синклинали. Генезис саткинских магнезитов в последние годы рассматривается в рамках двух "прото-осадочных" моделей: элизионной с переносом тонкодисперсного седиментационного магнезита из вмещающих доломитов (Анфимов и др., 1983) и инфильтрационной с миграцией магнезиальных рассолов, полученных при эвапорации морской воды (Крупенин, Прохаска, 2005; Prochaska, Krupenin, 2013). Особняком здесь стоит гидротермально-метасоматическая модель с магматическим источником магния (Заварицкий, 1920). Несмотря на интерес к проблеме магнезитобразования, Rb-Sr систематика магнезитов изучалась лишь в единичных работах, связанных с палеозойскими отложениями Альпийского складчатого пояса (Frimmel, 1988; Frimmel, Niedermayr, 1991; Killias et al., 2006).

Восемь образцов саткинских магнезитов были отобраны из двух тел мощностью 30-50 м. Пятнадцать образцов доломитов представляют четыре уровня, удаленные от магнезитов на 1-2, 100-110, 210-240 и 520-530 м, соответственно. При приближении к магнезитовому телу отношение 87Sr/86Sr в околорудных доломитах увеличивается от 0.70659 до 0.70825, а между телами в доломитах оно варьирует в узких пределах 0.70816-0.70822. Магнезитам обоих тел свойственны высокие значения 87Sr/86Sr, которые уменьшаются по мере перехода от центральных зон к краевым: от 0.71793 до 0.71425 в первом теле и от 0.71935 до 0.71525 во втором (Кузнецов и др., 2007).

Из-за крайне низкого содержания Sr в магнезитах (1.0-4.8 мкг/г), отношение Rb/Sr в этих породах оказывается сравнительно большим, и радиогенная добавка 87Sr за счет распада 87Rb становится заметной величиной. Однако высокое отношение 87Sr/86Sr в большинстве образцов саткинских магнезитов нельзя объяснить исключительно этой добавкой за счет распада 87Rb in situ, как это предлагалось для магнезитов рудного поля Сунк в Альпах (Frimmel, 1988). Реакция карбонатной составляющей с ассоциированной силикокластической примесью также не позволяет объяснить высокие отношения 87Sr/86Sr в магнезитах, поскольку доля этой примеси в них очень мала (0.5-1.9%). Кроме того, содержание Rb и величина 87Sr/86Sr в карбонатной составляющей магнезитов не коррелируются с количеством силикатного материала в них. Следовательно, высокое отношение 87Sr/86Sr в магнезитах и его постепенное увеличение в околорудных доломитах свидетельствуют о том, что Mg-содержащие растворы были обогащены радиогенным 87Sr за пределами вмещающих карбонатных отложений.

Заметное различие отношений 87Sr/86Sr в саткинских морских известняках (0.70460-0.70472) и в магнезитах (0.71425-0.71935) предполагает, что формирование магнезиальных карбонатов происходило в среде с изотопно-геохимическими характеристиками, отличавшимися от характеристик в раннерифейском океане и захороненных морских водах (Кузнецов и др., 2007, 2008; Крупенин, Кузнецов, 2009).

7.2. Сидериты Бакальского рудного поля. Южный Урал. Сидеритовые тела находятся внутри карбонатных пачек бакальской свиты, имеют пластообразную и линзовидную форму и достигают 2-3 км в длину (Дружинин,

1971; Анфимов и др, 1984; Крупенин, 1999). На некоторых участках карбонатные пачки полностью замещены сидеритами, и мощность последних превышает 50-70 м. Пластообразная форма сидеритовых тел долгое время склоняла исследователей к концепции осадочно-диагенетического происхождения этих залежей в застойном лагунном бассейне (Наливкин, 1931; Старостина, 1962; Дружинин, 1971). Действительно, сидерит является обычным раннедиагенетическим минералом, который широко распространен в песчано-глинистых осадках различного возраста в виде конкреций и цементов (Raiswell, 1971; Пиррус, 1981; Fisher et al., 1998; Rossi et al, 2001).

Сидериты были отобраны из нескольких карбонатных пачек на территории Бакальского района. Пять образцов сидеритов (группа С-1) представляют периферийные зоны, находящихся вблизи вмещающих доломитов, четыре образца (группа С-2) — центральные части наиболее мощных (более 50 м) тел, и пять образцов (группа С-3) - маломощные рудные тела и зоны контакта сидеритов с глинистыми сланцами. Отношение 87Sr/86Sr в сидеритах С-1 варьирует в пределах 0.72257-0.73324, в сидеритах С-2 -0.73482-0.73876, а в сидеритах С-3 - 0.72707-0.73910. При переходе от периферии рудного тела к его центральной части в сидеритах прослеживается

й*7 ЯЛ on од

постепенное повышение отношения Sr/ Sr. Высокие отношения Sr/ Sr исключают морское происхождение сидеритов и указывают на метасоматическую природу сидеритизации (Кузнецов и др, 2005).

Наиболее вероятными резервуарами, способными продуцировать эпигенетические растворы в Бакальском рудном поле, являются глинистые породы мощной макаровской пачки (400-650 м) и несколько алевро-глинистых пачек (по 60-300 м) в верхней части бакальской свиты (Анфимов, 1982, 1997; Крупенин, 1999). Отношение 87Sr/86Sr в метапелитах бакальской свиты в позднерифейское время варьировало в интервале 0.730-0.750 (Горохов и др, 1982), что в среднем совпадает с этим отношением в сидеритах групп С-2 и С-3, находящихся внутри рудного поля (0.7348-0.7391). Этот факт может указывать на близость источника эпигенетических железосодержащих растворов. Метасоматическая природа сидеритов исключает их применение для Sr-хемостратиграфической корреляции в докембрии (Кузнецов и др, 2005).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Материалы, представленные в диссертации, подводят промежуточный итог двадцатилетней работы. Диссертация продолжает и развивает лучшие традиции, заложенные в ИГГД РАН. Здесь был проделан огромный путь, начиная с первых попыток определения изотопного состава Sr в метаосадочных породах архейского и протерозойского возраста (Герлинг, Шуколюков, 1957), разработки способов хроматографического выделения Rb и Sr из осадочных пород, постановки методик изотопного разбавления и подбора режимов измерения изотопного состава этих элементов на масс-спектрометрах разного типа (Герлинг и др, 1964; Варшавская, Горохов, 1967; Мельников, Горохов, 1976, 1977; Кутявин, Горохов, 1977; Горохов и др, 1982, 1991). В начале 1990-х

годов были обозначены главные принципы, которые легли в основу методического подхода, необходимого для развития СИС в докембрии и реконструкции геохимического цикла стронция в осадочной оболочке древней Земли (Горохов и др., 1995; Gorokhov et al., 1996).

В ходе последующей работы были сформулированы требования к материалу, пригодному для определения изотопного состава Sr в среде седиментации (Кузнецов и др., 1997а, 2003в, 2006, 2007; Melezhik et al, 2001; Семихатов и др., 2002). Оптимизация разработанного методического подхода и его применение в ходе изучения десятков протерозойских осадочных последовательностей значительно расширили наши представления о вариациях отношения 87Sr/86Sr в докембрийском океане (Кузнецов и др., 1997, 2003а,б,в, 2005, 2006, 2008, 2011а; Горохов и др., 1998; Семихатов и др., 2002; Melezhik et al., 2005а; Kuznetsov et al., 2010, 2013a) по сравнению с пионерскими данными (Veizer, Compston, 1976; Veizer et al., 1983; Derry et al., 1989; Asmerom et al., 1991).

Выявлена связь реконструированных вариаций величины 87Sr/86Sr в морской воде с геологическими событиями докембрия и обозначены движущие факторы эволюции изотопного состава Sr в древнем океане (Кузнецов и др., 2003в, 2008, 2011а; Семихатов и др., 2002, 2009; Kuznetsov et al., 2010, 2013а). Продемонстрированы возможности СИС для межрегиональной корреляции, что позволило ограничить возраст карбонатных последовательностей, не имевших до этого изотопно-геохронологических характеристик (Кузнецов и др., 2003г, 2009, 2010; Melezhik et al., 2002а,b, 2003, 2006, 2008, 2009; Kuznetsov et al., 2013b).

Изучение изотопного состава Sr в карбонатных породах и, в частности, Sr-изотопная хемостратиграфия имеют большой потенциал в нескольких областях геологии. Этот метод открывает новые возможности для совершенствования общей хроностратиграфической шкалы протерозоя и играет важную роль в уточнении и детализации геодинамических моделей эволюции докембрийских осадочных бассейнов. Он также способен решать различные литолого-геохимические задачи и ограничивать модели генезиса неметаллических полезных ископаемых.

Список основных работ, опубликованных по теме диссертации:

1. Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Семихатов М.А., Мельников Н.Н., Козлов В.И. Изотопный состав стронция в известняках инзерской свиты стратотипа верхнего рифея, Южный Урал // Докл. Акад. наук. 1997. Т. 353. № 2. С. 249-254.

2. Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Мельников Н.Н., Константинова Г.В., Кутявин Э.П., Турченко Т.Л., Козлов В.И. Изотопные разновидности Sr в известняках каратауской серии // Рифей Северной Евразии. Геология. Общие проблемы стратиграфии. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. С. 182-186.

3. Семихатов М.А., Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Подковыров В.Н., Мельников Н.Н., Кислова И.В. Изотопный состав Sr в морской воде в начале позднего рифея: известняки лахандинской серии Учуро-Майского региона Сибири // Докл. Акад. наук. 1998. Т. 360. № 2. С. 236-240.

4. Овчинникова Г.В., Васильева И.М., Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Гороховский Б.М., Невский Л.К. U-Pb систематика карбонатных пород протерозоя: инзерская свита стратотипа верхнего рифея, Южный Урал. // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1998. Т. 6. № 4. С. 20-31.

5. Подковыров В.Н., Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Виноградов Д.П., Козлов В.И., Кислова И.В. Изотопный состав карбонатного углерода в стратотипе верхнего рифея (каратавская серия Южного Урала) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1998. Т. 6. № 4. С. 319.

6. Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Мележик В.А., Константинова Г.В., Мельников Н.Н. Изотопный состав стронция в верхнеятулийских доломитах туломозерской свиты, Юго-Восточная Карелия // Докл. Акад. наук. 1998. Т. 360. № 4. С. 533-536.

7. Овчинникова Г.В., Васильева И.М., Семихатов М.А., Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Гороховский Б.М., Левский Л.К. Возможности Pb-Pb датирования карбонатных пород с открытыми U-Pb системами: миньярская свита стратотипа верхнего рифея, Южный Урал // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000. Т. 8. № 6. С. 3-19.

8. Семихатов М.А., Овчинникова Г.В., Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Васильева И.М., Гороховский Б.М., Подковыров В.Н. Изотопный возраст границы среднего и верхнего рифея: Pb-Pb геохронология карбонатных пород лахандинской серии, Восточная Сибирь II Докл. Акад. наук. 2000. Т. 372. № 2. С. 216-221.

9. Melezhik V.A., Gorokhov I.M., Kuznetsov А.В., Fallick A.E. Chemostratigraphy of Neoproterozoic carbonates: implications for "blind dating" // Terra Nova. 2001. V. 13. № 1. P. 111.

10. Семихатов M.A., Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Константинова Г.В., Мельников Н.Н., Подковыров В.Н., Кутявин Э.П. Низкое отношение 87Sr/86Sr в гренвильском и пост-гренвильском палеоокеане: определяющие факторы // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2002. Т. 10. № 1. С. 3-46.

11. Melezhik V.A., Roberts D„ Gorokhov I.M., Fallick A.E., Zwaan K.B., Kuznetsov A.B., Pokrovsky B.G. Isotopic evidence for a complex Neoproterozoic to Silurian rock assemblage in the North-Central Norwegian Caledonides // Precambrian Res. 2002. V. 114. № 1/2. P. 55-86.

12. Melezhik V.A., Gorokhov I.M., Fallick A.E., Roberts D., Zwaan K.B., Kuznetsov A.B., Pokrovsky B.G. Isotopic stratigraphy suggests Neoproterozoic âges and Laurentia ancestry for high-grade marbles from the North-Central Norwegian Caledonides // Geol. Mag. 2002. V. 139. №4. P. 375-393.

13. Кузнецов А.Б., Мележик В.А., Горохов И.М., Мельников Н.Н., Фаллик Э. Изотопный состав Sr в нижнепротерозойских карбонатах с аномально высоким содержанием 13С, надсерия Каниаписко, Лабрадорский трог Канадского щита //. Стратиграфия. Геол. корреляция. 2003. Т. 11. № 3. С. 3-14.

14. Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И.М., Мельников Н.Н., Константинова Г.В., Кутявин Э.П. Изотопный состав Sr в карбонатных породах каратавской серии Южного Урала и стандартная кривая вариаций отношения 87Sr/86Sr в позднерифейском океане // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2003. Т. 11. № 5. С. 3-39.

15. Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Горохов И.М., Каурова O.K., Крупенин М.Т., Маслов А.В. Sr-изотопная характеристика и Pb-Pb возраст известняков бакальской свиты (типовой разрез нижнего рифея, Южный Урал) // Докл. Акад. наук. 2003. Т. 391. № 6. С. 794-798.

16. Семихатов М.А., Овчинникова Г.В., Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Каурова O.K., Петров П.Ю. Pb-Pb изохронный возраст и Sr-изотопная характеристика верхне-юдомских карбонатных отложений (венд Юдомо-Майского прогиба, Восточная Сибирь) // Докл. Акад. наук. 2003. Т. 393 № 1. С. 83-87.

17. Melezhik V.A., Zwaan В.К., Motuza G., Roberts D., Solli A., Fallick A.E., Gorokhov I.M., Kuznetsov A.B. New insights into the geology of high-grade Caledonian marbles based on isotope chemostratigraphy // Norwegian J. Geol. 2003. V. 83. P. 209-242.

18. Семихатов M.A., Кузнецов А.Б., Подковыров B.H, Бартли Дж., Давыдов Ю.В. Юдомский комплекс стратотипической местности: С-изотопные хемостратиграфические корреляции и соотношение с вендом // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2004. Т. 12. № 5. С. 3-29.

19. Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Крупенин М.Т., Горохов И.М., Маслов А.В., Каурова O.K., Эльмис Р. Формирование и преобразование карбонатных пород и сидеритовых руд бакальской свиты нижнего рифея (Южный Урал): Sr-изотопная характеристика и Pb-Pb возраст // Литология и полезн. ископаемые. 2005. № 3. С. 227-249.

20. Melezhik V.A., Fallick А.Е., Rychanchik D.V., Kuznetsov A.B. Palaeoproterozoic evaporites in Fennoscandia: implications for seawater sulphate, the rise of atmospheric oxygen and local amplification of the 813C excursion //Terra Nova. 2005. V. 17. № 2. P. 141-148.

21. Melezhik V.A., Roberts D., Fallick A.E., Gorokhov I.M., Kuznetsov A.B. Geochemical preservation potential of high-grade calcite marble versus dolomite marble: implication for isotope chemostratigraphy// Chem. Geol. 2005. V. 216. № 3/4. P. 203-224.

22. Melezhik V.A., Fallick A.E., Kuznetsov A.B. Palaeoproterozoic, rift-related, 13C-rich, lacustrine carbonates, NW Russia. Part II: Global isotopic signal recorded in the lacustrine dolostone // Trans. Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 2005. V. 95. № 3/4. P. 423-444.

23. Кузнецов А.Б., Семихатов M.A., Маслов A.B., Горохов И.М., Прасолов Э.М., Крупенин М.Т., Кислова И.В. Sr- и С-изотопная хемостратиграфия типового разреза верхнего рифея (Южный Урал): новые данные // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14. № 6. С. 25-53.

24. Летникова Е.Ф., Кузнецов А.Б., Вещева С.В., Ковач В.П. Вендская пассивная континентальная окраина юга Сибирской платформы: геохимические, Sm-Nd и Sr-изотопные свидетельства // Докл. Акад. наук. 2006. Т. 409. № 2. С. 235-240.

25. Melezhik V.A., Kuznetsov А.В., Fallick А.Е., Smith R.A., Gorokhov I.M., Jamal D., Cataune F. Depositional environments and an apparent age for the Geci meta-Iimestones: constraints on geological history of northern Mozambique // Precambrian Res. 2006. V. 148. № 1/2. P. 19-31.

26. Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Мележик В.А., Горохов И.М., Васильева И.М., Гороховский Б.М. Pb-Pb возраст ятулийскнх карбонатных пород: туломозерская свита юго-восточной Карелии // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 15. № 4. С. 20-33.

27. Дюфур М.С., Кольцов А.Б., Золотарев A.A., Кузнецов А.Б. Корундсодержащие метасоматиты Центрального Памира // Петрология. 2007. Т. 15. № 2. С. 160-177.

28. Кузнецов А.Б., Крупенин М.Т., Горохов И.М., Маслов A.B., Константинова Г.В., Кутявин Э.П. Изотопный состав Sr в нижнерифейских карбонатных породах магнезитсодержащей саткинской свиты, Южный Урал // Докл. Акад. наук. 2007. Т. 414. № 2. С. 233-238.

29. Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Семихатов М.А., Горохов И.М., Каурова O.K., Крупенин М.Т., Васильева И.М., Гороховский Б.М., Маслов A.B. Sr изотопная характеристика и Pb-Pb возраст карбонатных пород саткинской свиты, нижнерифейская бурзянская серия Южного Урала // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2008. Т. 16. № 2. С. 1634.

30. Овчинникова Г.В, Кузнецов А.Б., Васильева И.М., Горохов И.М., Крупенин М.Т., Турченко Т.Л. Pb-Pb возраст преобразования осадочных фосфоритов в нижнерифейских карбонатных отложениях, саткинская свита Южный Урал // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2008. Т. 16. № 2. С. 35-40.

31. Зайцева Т.С., Горохов И.М., Ивановская Т.А., Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Аракелянц М.М., Мельников H.H., Яковлева О.В. Мессбауэровские характеристики, минералогия и изотопный возраст (Rb-Sr, K-Ar) верхнерифейских глауконитов укской свиты Южного Урала// Стратиграфия. Геол. корреляция. 2008. Т. 16. № 3. С. 3-25.

32. Melezhik V.A., Bingen В., Fallick А.Е., Gorokhov I.M., Kuznetsov A.B., Sandstad J.S., Solli A., Bjerkgard Т., Henderson I., Boyd R., Jamal D., Moniz A. Isotope chemostratigraphy of marble in northern Mozambique: apparent depositional ages and tectonostratigraphic implications // Precambrian Res. 2008. V. 162. № 3/4.P. 540-558.

33. Кузнецов А.Б., Летникова Е.Ф., Терлеев A.A., Константинова Г.В., Кутявин Э.П. Sr изотопная хемостратиграфия карбонатных отложений енисейской серии, хребет Азыртал восточного склона Кузнецкого Алатау // Докл. Акад. наук. 2009. Т. 424. №4.510-516.

34. Melezhik V.A., Pokrovsky B.G., Fallick А.Е., Kuznetsov A.B., Bujakaite M.I. Constrain on 87Sr/86Sr of Late Ediacaran seawater: insight from high-Sr Siberian limestones // J. Geol. Soc. London. 2009. V. 166. № 1. P. 183-191.

35. Семихатов M.A., Кузнецов А.Б., Маслов A.B., Горохов И.М., Овчинникова Г.В. Стратотип нижнего рифея - бурзянская серия Южного Урала: литостратиграфия, палеонтология, геохронология, Sr- и С- изотопные характеристики карбонатных пород // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2009. Т. 17. № 6. С.17-45.

36. Крупенин М.Т., Кузнецов А.Б. Sr-изотопная характеристика магнезитов и вмещающих карбонатных пород, нижний рифей, Южно-Уральская провинция // Литосфера. 2009. № 5. С. 56-71.

37. Кузнецов А.Б., Летникова Е.Ф., Вишневская И.А., Константинова Г.В., Кутявин Э.П., Гелетий H.K. Sr хемостратиграфия карбонатных отложений осадочного чехла Тувино-Монгольского микроконтинента // Докл. Акад. наук. 2010. Т. 432. № 3. С. 350-355.

38. Kuznetsov A.B., Melezhik V.A., Gorokhov I.M., Melnikov N.N., Konstantinova G.V., Kutyavin E.P., Turchenko T.L. Sr isotopic composition of Paleoproterozoic 13C-rich carbonate rocks: the Tulomozero Formation, SE Fennoscandian Shield // Precambrian Res. 2010. V. 182. № 4. P. 300-312.

39. Кузнецов А.Б., Горохов И М., Овчинникова Г.В., Мележик В.А., Васильева И.В., Гороховский Б.М., Константинова Г.В., Мельников H.H. Rb-Sr и U-Pb систематика метаосадочных карбонатных пород: палеопротерозойская куэтсярвинская свита Печенгского зеленокаменного пояса, Кольский полуостров // Литология и полезн. ископаемые. 2011. № 2. С. 170-184.

40. Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Летникова Е.Ф., Каурова O.K., Гороховский Б.М. U-Pb возраст и Sr-хемостратиграфия известняков сорнинской свиты, хребет Азыр-Тал Кузнецкого Алатау // Докл. Акад. наук. 2011. Т. 437. № 2. С. 220-223.

41. Летникова Е.Ф., Кузнецов А.Б., Терлеев A.A., Вишневская И.А., Константинова Г.В. Геохимические и изотопные (Sr, С, О) характеристики венд-кембрийских карбонатных отложений хр. Азыр-Тал (Кузнецкий Алатау): хемостратиграфия и обстановки седиментогенеза // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 10. С. 1466-1487.

42. Кузнецов А.Б., Константинова Г.В., Мельников H.H., Турченко Т.Л. Изотопный состав Sr во внутриконтинентальных морях Средиземноморско-Черноморского пояса // Докл. Акад. наук. 2011. Т. 439. № 3. С. 399-402.

43. Кузнецов А.Б., Горохов И.М., Мележик В.А., Мельников H.H., Константинова Г.В., Турченко Т.Л. Изотопный состав Sr в нижнепротерозойских карбонатных конкрециях, заонежская свита юго-восточной Карелии // Литология и полезн. ископаемые. 2012. № 4. С. 360-375.

44. Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И М. Изотопный состав Sr в водах Мирового океана, окраинных и внутренних морей: возможности и ограничения Sr-изотопной хемостратиграфии // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 6. С. 3-19.

45. Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Васильева И М., Горохов И М., Летникова Е.Ф., Гороховский Б.М. U-Pb возраст и Sr-изотопная характеристика надтиллитовых известняков неопротерозойской цаганоломской свиты, бассейн р. Дзабхан, Западная Монголия // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 6. С. 28-40.

46. Kuznetsov A.B., Gorokhov I.M., Melezhik V.A. Sr isotopes in sedimentary carbonates // Reading the Archive of Earth's Oxygenation. Volume 3: Global Events and the Fennoscandian Arctic Russia - Drilling Early Earth Project. V.A. Melezhik, L.R. Kump, A.E. Fallick, H. Strauss, E.J. Hanski, A.R. Prave, A. Lepland (eds.). Springer. Heidelberg. 2013, pp. 1459-1467.

47. Kuznetsov A.B., Ovchinnikova G.V., Gorokhov I.M., Letnikova E.F., Kaurova O.K., Konstantinova G.V. Age constraints on the Neoproterozoic Baikal Group from combined Sr isotopes and Pb-Pb dating of carbonates from the Baikal type section, southeastern Siberia // J. Asian Earth Sciences. 2013. V. 62. P. 51-66.

48. Крамчанинов А.Ю., Кузнецов А.Б. Вариации 588Sr и 87Sr/86Sr в неопротерозойских осадочных карбонатах, цаганоломская свита Западной Монголии // Докл. Акад. наук. В печати.

Подписано в печать 17.05.2013г. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл. печ. л. 2.2. Тираж 150 экз. Заказ № 3099.

Отпечатано в ООО «Издательство "ЛЕМА"» 199004, Россия, Санкт-Петербург, В.О., Средний пр., д. 24 тел.: 323-30-50, тел./факс: 323-67-74 e-mail: izd_lerna@mail.ru http://www.lemaprint.ru

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Кузнецов, Антон Борисович, Санкт-Петербург

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОХРОНОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

На правах рукописи

05201351729

КУЗНЕЦОВ АНТОН БОРИСОВИЧ

ЭВОЛЮЦИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СТРОНЦИЯ В ПРОТЕРОЗОЙСКОМ ОКЕАНЕ

Специальность: 25.00.09 геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых,

Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ 2013

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение 6

Глава 1. Состояние проблемы и методология исследований 14

1.1. Основы ЯЬ-Бг изотопной систематики 14

1.2. Геохимия Бг в гидросфере 19

1.2.1. Континентальный речной и подземный сток 20

1.2.2. Гидротермальный поток в областях срединно-океанических хребтов и выветривания вулканических островов 22

1.2.3. Диагенетический карбонатный поток 24

87

1.3. Изотопное отношение 8г/ Бг в современном океане и сообщающихся морях 25

87 86

1.4. Карбонаты - природный материал для реконструкции отношения Бг/ Бг в морской воде прошлого 29

1.4.1. Формирование морских карбонатов 29

1.4.2. Карбонатонакопление и природное фракционирование изотопов стронция в морской воде 31

1.4.3. Диагенез карбонатных осадков 32

1.5. Заключение 3 5

Глава 2. Аналитическая методика 39

2.1. Предварительные этапы 3 9

2.2. Способы лабораторной обработки и селективного растворения образцов карбонатных пород 40

2.3. Изучение ЯЬ-Бг систематики карбонатной составляющей образцов 42

Глава 3. Геохимическое и изотопное изучение карбонатных осадочных

последовательностей протерозоя 50

87 86

3.1. Методический подход к реконструкции отношения йг/ аг в протерозойской морской воде 50

3.2. Ранний протерозой 54 3.2.1. Балтийский щит 54 3.2.1.1. Туломозерская свита (ятулий), Онежский прогиб 54 Геологическое положение, возраст и литология 54

ЛЬ-Бг систематика некогенетичных карбонатных фракций 59

Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 64

Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 68

87

Отношение Бг/ Бг в ятулийских морских бассейнах 2.09 млрд. лет назад 72

3.2.1.2. Куэтсярвинская свита (ятулий), Печенгский зеленокаменный пояс 75

Геологическое положение, возраст и литология 75

ЯЬ-Бг систематика некогенетичных карбонатных фракций 81

Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 81

Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 83

87

Отношение Бг/ Бг в морских бассейнах 2.06 млрд. лет назад 87

3.2.2. Канадский щит 87

3.2.2.1. Серия Ноб Лейк, Лабрадорский прогиб, Канада 87

Геологическое положение, возраст и литология 87

Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 93

Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 98

87 86

Отношение аг/ Бг в морских бассейнах 2.15 млрд. лет назад 101

3.3. Рифей 103

3.3.1. Башкирский антиклинорий, Южный Урал 103

3.3.1.1. Бурзянская серия (нижний рифей) 103 Геологическое положение, возраст и литология 103 ЯЬ-Бг систематика некогенетичных карбонатных фракций 111 Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 115 Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 119

87 86

Отношение 8 г/ Бг в морской воде бурзянского бассейна 121

3.3.1.2. Каратавская серия (верхний рифей) 121 Геологическое положение, возраст и литология 121 ЯЬ-Бг систематика некогенетичных карбонатных фракций 133 Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 141 Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 147

87 86

Отношение Бг/ Бг в морской воде каратавского бассейна 153

3.3.2. Керпыльская (средний рифей) и лахандинская (верхний рифей) серии,

Учуро-Майский регион, Восточная Сибирь 153

Геологическое положение, возраст и литология 153

ЯЬ-8г систематика некогенетичных карбонатных фракций 159

Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 171

Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 175

87 86

Отношение Бг/ Эг в морской воде на границе среднего и верхнего рифея 179

3.4. Венд 181

3.4.1. Усть-юдомская свита, юдомская серия, Учуро-Майский регион 181 Геологическое положение, возраст и литология 181 Rb-Sr систематика некогенетичных карбонатных фракций 183 Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 185 Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 187

3.4.2. Цаганоломская свита, Западная Монголия 188 Геологическое положение, возраст и литология 188 Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 193 Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 198

Глава 4. Эволюция изотопного состава Sr в протерозойском океане 201 (синтез оригинальных и опубликованных данных)

4.1. Палеопротерозой (ранний протерозой) 203

4.2. Мезопротерозой (ранний и средний рифей) 210

4.3. Неопротерозой (поздний рифей и венд) 217

87 86

Глава 5. Связь вариаций Sr/ Sr в докембрийском океане с крупными 235 геодинамическими событиями.

5.1. Палеопротерозой (ранний протерозой) 235

5.2. Мезопротерозой (ранний и средний рифей) 238

5.3. Неопротерозой (поздний рифей и венд) 251

Глава 6. Стронциевая изотопная хемостратиграфическая корреляция 256

6.1. Основы метода 256

6.2. Байкальский горизонт юга Сибирской платформы 260

6.2.1. Байкальская серия, южное и северное Прибайкалье 262

6.2.2. Олхинская свита, Иркутное Присаянье 268

6.2.3. Дальнетайгинская и жуинская серии, Патомское нагорье 269

6.3. Карбонатные чехлы микроконтинентов и палеоподнятий Центрально- 275 Азиатского пояса

6.3.1. Тувино-Монгольский микроконтинент (иркутная и забитская свиты) 276

6.3.2. Батеневское палеоподнятие, хребет Азыртал Кузнецкого Алатау (енисейская 286 серия)

6.4. Метаморфизованные карбонатные породы (мрамора) 295

6.4.1. Каледониды Северной Норвегии 295

6.4.2. Мрамора Мозамбикского складчатого пояса 301

Глава 7. ЯЬ-Бг систематика стратиформных и Ре-карбонатов в докембрийских 308 формациях

7.1. Магнезиты Саткинского рудного поля, Южный Урал 308

7.1.1. Геологическое строение и отбор образцов 309

7.1.2. Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 313

7.1.3. Стадийность формирования карбонатных пород и вероятный источник 316 растворов

7.2. Сидериты Бакальского рудного поля, Южный Урал 317

7.2.1. Геологическое строение и отбор образцов 318

7.2.2. Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 320

7.2.3. Механизм образования сидеритов и источник эпигенетических Ре-растворов 323

7.2.4. Стадийность формирования карбонатных пород 327

Заключение 333

Список литературы 340

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы

Вариации изотопного состава Бг в океане возникали под влиянием внешних геологических факторов, определявших изменение скорости выветривания пород в двух глобальных изотопных резервуарах, соответствующих океанической и континентальной коре. Длительное время пребывания растворенного стронция в океанической воде, которое на три порядка превышает время ее перемешивания, обеспечивало изотопную гомогенизацию Бг в океанах и сообщавшихся с ними морях в любой момент геологического времени. В связи с этим величины отношения Бг/ Бг в морских бассейнах индивидуальны для каждого такого момента и наследуются в хемогенных (карбонатных, сульфатных и фосфатных) осадках при осаждении растворенного Бг в виде изоморфной примеси. Таким образом, заключенная в хемогенных породах Бг-изотопная информация отражает баланс "мантийного" и "континентального" потоков Бг, поступавших в палеоокеаны, и является инструментом для реконструкции геодинамической обстановки прошлого и корреляции географически удаленных

87 86

карбонатных формаций. Расширение знаний о вариациях отношения Б г/ 8 г в морской воде в совокупности с исследованием ЯЬ-Бг систематики хемогенных пород и минералов определило развитие нового направления - стронциевой изотопной хемостратиграфии (СИС), позволяющей на новой методической основе решать задачи в области геодинамики, стратиграфии, литологии и геохимии осадочных пород. Особое значение метод СИС имеет для корреляции и непрямого датирования отложений в протерозое, поскольку он обеспечивает более высокую разрешающую способность по сравнению с биостратиграфическим методом.

Становление протерозойской СИС началось лишь в 90-х годах прошлого века, и до сих пор ее аналитическая база в десятки раз меньше, чем аналогичная база фанерозойской СИС. Существенное отставание протерозойской СИС во многом обусловлено объективными причинами: фрагментарностью геологической летописи протерозоя, ограниченным распространением карбонатов (главных носителей информации об изотопном составе 8г в среде седиментации) и высокой вероятностью их эпигенетических преобразований, способных изменить первичные изотопные характеристики осадка. Кроме того, имеющиеся

87 ох

сведения о вариациях отношения аг/ Бг в морских карбонатных породах протерозоя крайне неравномерно распределены по стратиграфической шкале. Для отложений нижнего протерозоя и начала рифея получены единичные результаты, для среднего рифея - несколько десятков. Наиболее насыщены 8г-изотопными данными вторая половина верхнего рифея и венд. Однако даже в этих возрастных интервалах накопленные на сегодня сведения об изотопном составе Бг в карбонатных породах противоречивы, а отдельные фрагменты кривой вариаций

87 86

отношения Эг/ 8г в палеоокеане, полученные в удаленных друг от друга регионах и в разных лабораториях, не согласуются между собой.

Наблюдаемый недостаток надежных Бг-изотопных данных в аналитической базе докембрия и отсутствие непротиворечивой стандартной

87 86

кривой вариаций отношения Бг/ Бг в протерозойском океане значительно сужают возможности докембрийской СИС при решении палеогеодинамических, стратиграфических и литолого-геохимических задач. Получение новых данных, анализ опубликованных ранее материалов и использование потенциальных возможностей СИС на единой методической основе делает эту работу весьма актуальной.

Цели работы

Реконструкция вариаций изотопного состава Бг в протерозойском океане и оценка возможностей использования полученной информации для решения проблем геодинамики, хемостратиграфии и рудогенеза. Задачи исследования

1) Критическое рассмотрение способов пробоподготовки и анализа, применяемых в мировой практике стронциевой изотопной хемостратиграфии, и разработка геохимического подхода к выбору карбонатных образцов с наименее измененными в ходе литогенеза ЯЬ-Бг системами, пригодных для оценки

87

отношения Эг/ Бг в среде осадконакопления;

87 86

2) Построение новых фрагментов кривой вариаций отношения Бг/ 8г в протерозойском океане на основе комплексного геохимического и ЯЬ-8г изотопного исследования карбонатных пород в стратотипах нижнего протерозоя, рифея и венда Северной Евразии и Северной Америки, унификация и обобщение всех имеющихся для протерозоя результатов с использованием единого методического подхода;

87 86

3) Анализ вариаций отношения Бг/ Бг в протерозойском океане как показателя эволюции вещества в осадочной оболочке Земли и установление связи выявленных экстремумов с наиболее крупными тектоническими, палеогеографическими и палеоклиматическими событиями докембрия;

4) Расширение аналитической базы данных СИС в докембрии. Получение хемостратиграфических данных для карбонатов, не датированных изотопными методами, и привязка их к общей хроностратиграфической шкале протерозоя.

5) Оценка возможности использования разнотипных карбонатных пород (известняков, доломитов, магнезитов и сидеритов) как потенциальных источников Бг-хемостратиграфической информации для независимой корреляции докембрийских хемогенных осадков.

Основные защищаемые положения

1) Реконструкция изотопного состава 8 г в протерозойских океанах возможна при исследовании осадочных карбонатных образцов, удовлетворяющих геохимическим критериям сохранности Ш>8г систем и прошедших процедуру селективного растворения для частичного удаления вторичных карбонатных фаз. Наилучшим образом эту информацию сохраняют известняки с Мп/8г<0.2, Ре/8г<5 и М£/Са<0.024. В доломитах минимальные величины отношения 878г/868г в

87

каждой формации могут отражать максимальный предел Бг/ аг в среде седиментации и/или раннего диагенеза осадков.

87 86

2) Отношения Бг/ 8г в наименее измененных образцах карбонатных пород типовых разрезов нижнего протерозоя Балтийского (туломозерская и куэтсярвинская свиты) и Канадского (формация Олдер) щитов, рифея Южного Урала (бурзянская и каратавская серии) и Учуро-Майского региона (керпыльская и лахандинская серии), венда Западной Монголии (цаганоломская свита) и Восточной Сибири (усть-юдомская свита) представляют базовые фрагменты кривой вариаций этого отношения в океанах раннего протерозоя (0.703430.70479), раннего (0.70456-0.70481), конца среднего (0.70563-0.70592) и позднего (0.70519-0.70609) рифея, раннего (0.70676-0.70786) и позднего (0.70829-0.70853) венда.

3) Вклад мантийного потока 8г в докембрийские океаны был преобладающим на протяжении раннего протерозоя и большей части рифея. Величина этого потока была максимальной в ятулийскую эпоху и определяющей

даже во время гренвильской орогении. Вклад континентального потока Бг в докембрийские океаны стал заметным в начале раннего протерозоя, кратковременно увеличился на границе раннего и позднего протерозоя, играл ведущую роль во второй половине позднего рифея и достиг максимума в конце венда.

4) Метод стронциевой изотопной хемостратиграфии позволяет устанавливать возрастное положение осадочных и метаморфизованных верхнепротерозойских карбонатных формаций, не датированных методами

изотопной геохронологии. В опорных разрезах юго-восточного обрамления Сибирской платформы возраст иркутной свиты Тувино-Монгольского массива ограничен средним рифеем, забитской свиты Тувино-Монгольского массива и баракунской свиты Патомского нагорья - ранним вендом, байкальской серии Прибайкалья - вендом и енисейской серии хребта Азыртал - вендом-ранним кембрием. В каледонидах Северной Норвегии доказан позднерифейский возраст осадконакопления метакарбонатных пород серии Боген, а в Мозамбикском складчатом поясе Восточной Африки выделены карбонаты, отлагавшиеся на нескольких этапах - в среднем и позднем рифее и в раннем венде и впоследствии метаморфизованные.

Научная новизна

Обнаружено увеличение мантийного потока Бг в ятулийские морские бассейны около 2.1 млрд. лет назад, вызванное, вероятно, активизацией рифтогенеза при распаде суперконтинента Протопангея или группы архейских суперконтинентов (Кенорлэнд, Склавия, Суперея) и приведшее к понижению отношения 878г/86Бг от 0.7043 до 0.7038.

Установлено, что во время образования Родинии (в период гренвильского

87

орогенического цикла) градиент роста отношения Бг/ Бг в океане был низким (<0.0010) в сравнении с этим градиентом в периоды Пан-Африканской и Альпийско-Гималайской орогений (>0.0024). Главными факторами, объясняющими противоречие между масштабом гренвильского орогенеза и

87

низкой долей радиогенного 8г в гренвильском и пост-гренвильском океанах, являются высокая доля догренвильского мантийного вещества в коре гренвилид и поступление в океан в начале позднего рифея значительных объемов свежего мантийного материала.

Выявлено принципиальное отличие Sr-изотопной характеристики

87 86

(отношения Sr/ Sr) карбонатных отложений байкальского надгоризонта Сибири (0.7076-0.7087) от аналогичной характеристики всех известных разрезов среднего и верхнего рифея Сибири, Урала, Канады, Шпицбергена, Африки и Австралии (0.7052-0.7072). Это различие позволяет утверждать, что карбонатные породы байкалия (сибирского регионального надгоризонта) отлагались в венде, а не в рифее, как это предполагалось на основании целого ряда биостратиграфических и историко-геологических данных.

Определено, что между эпохами формирования "рифейского" и "венд-кембрийского" карбонатных чехлов Тувино-Монгольского массива существовал промежуток более 600-700 млн. лет. Уточнен и значительно сужен период накопления карбонатных осадков енисейской серии Батеневского палеоподнятия, укладывающийся теперь в интервал от 580 до 520 млн. лет назад. Установленные возрастные рамки для названных карбонатных формаций изменяют утвержденные ранее региональные стратиграфические схемы.

В пределах структурного комплекса Монтепеж осевой части Мозамбикского пояса выявлены мезопротерозойская и две неопротерозойские карбонатные пластины, совмещенные в ходе кибарской (гренвильской) и панафриканской орогений. Присутствие разновозрастных карбонатных отложений в названной структуре предполагает продолжительную эволюцию Мозамбикского океана, начиная с догренвильской эпохи вплоть до коллизии Восточной и Западной Гондваны, с развитием нескольких морских бассейнов.

Установлено, что формирование магнезитовых и сидери�