Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Состояние проблемы и методология исследований 14
1.1. Основы Rb-Sr изотопной систематики 14
1.2. Геохимия Sr 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
1.3. Изотопное отношение 87Sr/86Sr в современном океане и сообщающихся морях 25
1.4. Карбонаты – природный материал для реконструкции отношения 87Sr/86Sr 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 35
Глава 2. Аналитическая методика 39
2.1. Предварительные этапы 39
2.2. Способы лабораторной обработки и селективного растворения образцов карбонатных пород 40
2.3. Изучение Rb-Sr систематики карбонатной составляющей образцов 42
Глава 3. Геохимическое и изотопное изучение карбонатных осадочных последовательностей протерозоя 50
3.1. Методический подход к реконструкции отношения 87Sr/86Sr 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 Геологическое положение, возраст и литология 54
Rb-Sr систематика некогенетичных карбонатных фракций 59
Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 64
Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 68
Отношение 87Sr/86Sr 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
Rb-Sr систематика некогенетичных карбонатных фракций 81
Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 81
Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 83
Отношение 87Sr/86Sr 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
Отношение 87Sr/86Sr 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 Rb-Sr систематика некогенетичных карбонатных фракций 111 Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 115 Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 119 Отношение 87Sr/86Sr в морской воде бурзянского бассейна 121
3.3.1.2. Каратавская серия (верхний рифей) 121 Геологическое положение, возраст и литология 121 Rb-Sr систематика некогенетичных карбонатных фракций 133 Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 141 Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 147 Отношение 87Sr/86Sr 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
Rb-Sr систематика некогенетичных карбонатных фракций 159
Изотопно-геохимическая характеристика карбонатной составляющей пород 171
Постседиментационные изменения и выбор наименее измененных образцов 175
Отношение 87Sr/86Sr 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 (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
Глава 5. Связь вариаций 87Sr/86Sr в докембрийском океане с крупными 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. Rb-Sr систематика стратиформных Mg- и Fe-карбонатов в докембрийских 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 Mg- 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 Fe-растворов 323
7.2.4. Стадийность формирования карбонатных пород 327
Заключение 333
- Гидротермальный поток в областях срединно-океанических хребтов и выветривания вулканических островов
- Туломозерская свита (ятулий), Онежский прогиб Геологическое положение, возраст и литология
- Палеопротерозой (ранний протерозой)
- Байкальский горизонт юга Сибирской платформы
Введение к работе
Актуальность работы
Вариации изотопного состава Sr 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 Sr в океанах и сообщавшихся с ними морях в любой момент
on о/:
геологического времени. В связи с этим величины отношения Sr/ Sr в морских бассейнах индивидуальны для каждого такого момента и наследуются в хемогенных (карбонатных, сульфатных и фосфатных) осадках при осаждении растворенного Sr в виде изоморфной примеси. Таким образом, заключенная в хемогенных породах Sr-изотопная информация отражает баланс "мантийного" и "континентального" потоков Sr, поступавших в палеоокеаны, и является инструментом для реконструкции геодинамической обстановки прошлого и корреляции географически удаленных карбонатных формаций. Расширение
on о/:
знаний о вариациях отношения Sr/ Sr в морской воде в совокупности с исследованием Rb-Sr 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 Sr в среде седиментации) и высокой вероятностью их эпигенетических преобразований, способных изменить первичные изотопные характеристики осадка. Кроме того,
on о/:
имеющиеся сведения о вариациях отношения Sr/ Sr 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 Sr-изотопными данными вторая половина верхнего рифея и венд. Однако даже в этих возрастных интервалах накопленные на сегодня сведения об изотопном составе Sr в карбонатных породах противоречивы, а отдельные
on о/:
фрагменты кривой вариаций отношения Sr/ Sr в палеоокеане, полученные в удаленных друг от друга регионах и в разных лабораториях, не согласуются между собой.
Наблюдаемый недостаток надежных Sr-изотопных данных в аналитической базе докембрия и отсутствие непротиворечивой стандартной
ОП О/Г
кривой вариаций отношения Sr/ Sr 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 Sr 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 Rb-Sr системами, пригодных для
on о/:
оценки отношения Sr/ Sr в среде осадконакопления;
on о/:
2) Построение новых фрагментов кривой вариаций отношения Sr/ Sr в
протерозойском океане на основе комплексного геохимического и Rb-Sr
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;
on о/:
-
Анализ вариаций отношения Sr/ Sr 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;
-
Расширение аналитической базы данных СИС в докембрии. Получение хемостратиграфических данных для карбонатов, не датированных изотопными методами, и привязка их к общей хроностратиграфической шкале протерозоя.
-
Оценка возможности использования разнотипных карбонатных пород (известняков, доломитов, магнезитов и сидеритов) как потенциальных источников Sr-хемостратиграфической информации для независимой корреляции докембрийских хемогенных осадков.
Основные защищаемые положения
1) Реконструкция изотопного состава Sr в протерозойских океанах возможна при исследовании осадочных карбонатных образцов, удовлетворяющих геохимическим критериям сохранности Rb-Sr систем и прошедших процедуру селективного растворения для частичного удаления вторичных карбонатных фаз. Наилучшим образом эту информацию сохраняют известняки с Mn/Sr<0.2, Fe/Sr<5 и Mg/Ca<0.024. В доломитах минимальные
величины отношения Sr/ Sr в каждой формации могут отражать
on о/:
максимальный предел Sr/ Sr в среде седиментации и/или раннего диагенеза осадков.
on о/:
2) Отношения 0/Sr/0USr 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 Sr 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 Sr 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 Sr 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 87Sr/86Sr от 0.7043 до 0.7038.
Установлено, что во время образования Родинии (в период гренвильского
on о/:
орогенического цикла) градиент роста отношения Sr/ Sr в океане был низким (<0.0010) в сравнении с этим градиентом в периоды Пан-Африканской и Альпийско-Гималайской орогении (>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
on о/:
(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 сидеритовых руд в нижнерифейских карбонатных отложениях Южного Урала было вызвано поступлением эпигенетических растворов, мобилизованных за пределами
карбонатных резервуаров и обогащенных радиогенным Sr. Практическое значение работы
on of.
Вариации отношения Sr/ Sr 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 1999-2010 гг. Часть материала была предоставлена В.А.Мележиком (Канада, Норвегия, Мозамбик, Северное Прионежье и Печенга), Д.В.Рычанчиком и А.Е.Ромашкиным (Заонежский район), Д.М.А.Семихатовым, П.Ю.Петровым и В.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, 10-05-00971 и 13-05-01059).
Структура и объем работы
Гидротермальный поток в областях срединно-океанических хребтов и выветривания вулканических островов
В областях срединно-океанических хребтов морская вода участвует в высокотемпературной (350-400оС) гидротермальной циркуляции сквозь базальтовые породы, при этом она выщелачивает Sr с характерным для этих пород низким отношением 87Sr/86Sr. Например, содержание Sr в водных рассолах из скважин Исландии составляет 10-13 мкг/г, а отношение 87Sr/86Sr – 0.7032-0.7044 (Clauer, Olafsson, 1981; Elderfield, Greaves, 1981). В неизмененных исландских базальтах значения отношения 87Sr/86Sr несколько меньше – 0.7024-0.7032 (Dasch et al., 1973; Zindler et al., 1979). Расчет массового баланса (Clauer, Olafsson, 1981) показал, что выходящий из базальтов рассол с концентрацией Sr, равной 11.5 мкг/г, и отношением 87Sr/86Sr, равным 0.7043 – на 90% содержит базальтовый Sr. Пробы глубинных вод, собранные в районах Атлантических и Восточно-Тихоокеанских рифтов, содержат следы гидротермальных растворов, концентрация Sr в которых составляет 8.1-10.2 мкг/г, а отношение 87Sr/86Sr – 0.7039-0.7057 (Albarede et al., 1981; Palmer, Edmond, 1989; Krabbenhoft et al., 2010). Образцы пород из этих же скважин содержат гидротермальные сульфиды и сульфаты, в которых присутствует Sr, выщелоченный из вмещающих базальтов (Albarede et al., 1981).
Помимо базальтов срединно-океанических хребтов гидротермальной переработке подвергаются вулканические базальты океанических островов (Rad et al., 2007; Allegre et al., 2010). Средняя концентрация Sr в гидротермальных источниках на Антильских островах равна 0.45±0.15 мкг/г, а отношение 87Sr/86Sr в растворах близко к 0.7035.
Дополнительное количество малорадиогенного Sr поступает в океан в результате низкотемпературной (60-80оС) переработки базальтов, слагающих удаленные на 50-100 км фланги срединно-океанических хребтов (Butterfield et al., 2001). Средняя концентрация Sr в "холодных" рассолах вблизи тихоокеанского разлома Сан-Андреас составляет около 10 мкг/г, а отношение 87Sr/86Sr в нем – 0.7074. Это отношение заметно выше, чем отношение 87Sr/86Sr в "горячих" растворах, формирующихся непосредственно в осевых ячейках срединно-океанических хребтов. Такое различие объясняется тем, что на флангах хребтов выщелачиванию подвергаются базальты, уже ранее переработанные морской водой. Изучение базальтов в глубоководных скважинах Тихого, Индийского и Атлантического океанов показало, что отношение 87Sr/86Sr в таком потоке меняется от 0.7025 до 0.7073 и зависит от глубины переработки океанических базальтов (Davis et al., 2003).
Количество морской воды, циркулирующей в гидротермальных системах островных дуг и субдукционных зон, на порядок выше, чем в ячейках срединно-океанических хребтов. Как следствие, гидротермальная переработка 10% островодужных пород формирует поток стронция, соизмеримый со срединно-океаническим. Однако отношение 87Sr/86Sr в островодужных растворах обычно на 0.001-0.002 выше, чем в срединно-океанических, из-за того, что разрушаемые породы частично контаминированы коровым стронцием (Davis et al., 2003).
Учитывая глобальный характер системы рифтов, вулканических островов и островных дуг, можно предполагать существенную роль гидротермального потока в бюджете океанического Sr. Концентрация Sr в гидротермальном потоке, продуцируемом в районах срединно-океанических хребтов, может достигать 11.4+5.1 мкг/г (Veizer, 1989). Оценки годового потока гидротермального Sr значительно варьируют от 0.381012 г (Hodell et al., 1989) и 0.42+0.191012 г (Veizer, 1989) до 1.221012 г (Palmer, Edmond, 1989) и 1.271012 г (Chaudhuri, Clauer, 1986). Количество Sr, поставляемое в океан при гидротермальной переработке океанических островов, оценивается как 0.701012 г (Allegre et al., 2010). Среднее отношение 87Sr/86Sr в суммарном гидротермальном потоке в современных расчетах принимается равным 0.7035+0.0005 (Veizer, 1989; Palmer, Edmond, 1989; Allegre et al., 2010). Годовой вклад низкотемпературного потока Sr, выщелоченного из базальтов на флангах хребтов, оценивается в 0.711012 г (Davis et al., 2003) с усредненным отношением 87Sr/86Sr около 0.7064 (Palmer, Elderfield, 1985; Butterfield et al., 2001; Davis et al., 2003).
Еще один поток, который может быть причислен к названным выше, поступает в результате низкотемпературного выветривания базальтовых островов дождевыми водами (Louvat et al., 1997; Fridriksson et al., 2009). Высокая влажность особенно в тропических широтах продуцирует большие объемы дождевых осадков, которые размывают базальты и возвращаются в океан речными водами. Концентрация Sr в крупных островных реках варьирует от 0.03 до 0.2 мкг/г, что дает дополнительно не менее 0.151012 г стронция в год с отношением 87Sr/86Sr около 0.7045 (Allegre et al., 2010).
Годовой вклад диагенетического потока Sr, поступающего из современных глубоководных карбонатных осадков, достигает ощутимой величины 0.261012 г (Elderfield; Gieskes, 1982; Palmer, Elderfield, 1985; Palmer, Edmond, 1989) или 0.481012 г (Chaudhuri, Clauer, 1986) при среднем отношении 87Sr/86Sr (0.7088), близком к таковому в морской воде. Формирование этого потока обусловлено диагенетической перекристаллизацией карбонатных осадков, что приводит к обогащению стронцием поровых вод с последующей диффузией или отжатием их в морскую воду. Резкое повышение концентрации Sr в поровых водах осадочной колонки глубоководных карбонатов до величины, в 5-10 раз превосходящей таковую в морской воде, приходится на интервал глубин 80-200 м. В этом интервале происходит преобразование известкового ила в карбонатную породу, что отмечено практически во всех отчетах по Проекту глубоководного бурения – DSDP (Sayles, Manheim, 1975; Hawkesworth, Elderfield, 1978; Baker et al., 1982; Gieskes et al., 1986; Richter, DePaolo, 1987, 1988; Richter, 1993, 1996). Величина потока диагенетического Sr, возникающего при перекристаллизации мелководных карбонатов, представленных арагонитом и высокомагнезиальным кальцитом, точно не известна, но, по-видимому, достаточно заметна в общем балансе (Shields, 2007b).
Туломозерская свита (ятулий), Онежский прогиб Геологическое положение, возраст и литология
Палеопротерозойские породы Балтийского и Канадского щитов сохранили вещественную информацию для реконструкции крупных геологических событий, происходивших на поверхности Земли в раннем протерозое. Наиболее полные палеопротерозойские разрезы, содержащие карбонатные породы, расположены на юге Балтийского щита в Онежском прогибе и на севере щита – в Имандра-Варзугском и Печенгском зеленокаменных поясах (Соколов и др., 1970; Салоп, 1973). Осадочно-вулканогенные толщи Онежского прогиба на юго-востоке Карелии и Печенгского зеленокаменного пояса на Кольском полуострове, представляют типовые разрезы палеопротерозоя на северо-западе Балтийского щита. Формирование палеопротерозойских отложений, в том числе карбонатных, происходило здесь в результате эволюции рифтогенных прогибов при переходе в океанические бассейне (Минц, 1993; Melezhik, Sturt, 1994; Sharkov, Smolkin, 1997). На Канадском щите объектом исследования стали карбонаты палеопротерозойской серии Ноб Лейк, вскрытой в Лабрадорском прогибе (Dimroth, 1970).
Палеопротерозойский комплекс вулканогенно-осадочных отложений Фенноскандинавского щита подразделяется на шесть неформальных литостратиграфических единиц в ранге над горизонтов: сумий, сариолий, ятулий, людиковий, калевий и вепсий. Эта последовательность является одним из наиболее полных разрезов палеопротерозоя и охватывает значительный интервал геологического времени - 2.55-1.65 млрд. лет (Соколов и др., 1970; Салоп, 1973; Семихатов и др., 1991). Терригенно-карбонатно-вулканогенные комплексы вскрыты в различных частях щита: на севере - в Печенга-Имандра-Варзугском поясе, на северо-западе - в поясах Кеми-Перапохья, Куасаамо и Кайну, на юго-западе - в районе Кийхтелюсваара, а также на юго-востоке - в Карельском кратоне. Наименее метаморфизованные разрезы палеопротерозоя расположены на юго-востоке Фенноскандинавского щита - в Онежской структуре (рис. 3). Ятулийские отложения здесь с размывом, а в некоторых районах с корой выветривания, залегают на сариолийских полимиктовых конгломератах, аркозовых песчаниках и туфах основного состава селецкой свиты, а выше несогласно перекрываются людиковийскими высокоуглеродистыми сланцами (шунгитами) и туфобазальтами заонежской свиты. Вышележащая вулканокластическая суйсарская свита завершает разрез людиковия и несогласно перекрывается калевийскими граувакковыми песчаниками и алевролитами вашозерской свиты.
Внутри ятулийского надгоризонта выделяются три свиты, согласно сменяющие друг друга в разрезе: кварцито-песчаниковая янгозерская (50-90 м) с базальными конгломератами, вулканогенная медвежьегорская (30-70 м) и пестроцветная кварцито-карбонатная туломозерская (400-800 м). Отложения последней представляют типовой разрез верхнего ятулия в Карельском регионе.
Палеопротерозойские породы в Онежской структуре претерпели низкотемпературный метаморфизм зеленосланцевой фации во время полистадийного регионального метаморфизма в интервале 1.89-1.79 млрд. лет назад (Соколов и др., 1970; Сацук и др., 1988). Геохронологическая характеристика типового разреза ятулия базируется на изохронной Pb-Pb датировке доломитов туломозерской свиты - 2090+70 млн. лет (Овчинникова и др., 2007). Возрастные рамки для этой свиты оцениваются также и на основании С-хемостратиграфических корреляций. На севере Финляндии в поясе Перапохья ятулийские карбонатные формации Пойкима и Рантама с высокими положительными значениями 8 С (+6.7+2%о, Karhu, 1993) подстилаются базальтами Йоуттиапа, Sm-Nd возраст которых равен 2090+70 млн. лет (Huhma et al., 1990), а в поясе Куасаамо стратиграфические аналоги ятулийской доломитовой формации Саркилампи (8 С = +8.1+0.1%о, Karhu, 1993) перекрываются кварцитовыми песчаниками формации Рукатунтури, которая прорвана диабазовой дайкой, содержащей циркон с U-Pb возрастом 2078+8 млн. лет (Silvonnoinen, 1991). На юге Финляндии, в районе Кийхтелюсваара-Куопио, ятулийские карбонаты залегают между базальтами Ораваара и вулканическими лавами Койвусаaри, содержащими цирконы с U-Pb возрастом 2105+15 и 2062+2 млн. лет, соответственно (Huhma, 1986; Pekkarinen, Lukkarinen, 1991). Перечисленные датировки показывают, что карбонатные отложения с устойчиво высокими значениями 13С (+6...+18) появляются в палеопротерозойской летописи северо-западной части Балтийского щита в интервале от 2.33 до 2.06 млрд. лет назад (Karhu, 1993; Melezhik et al., 1997b, 1999).
Сводный разрез отложений туломозерской свиты составлен по материалам четырех скважин: 7, 9, 5177 и 4699 (рис. 4). Первые две (скв. 7 и 9) характеризуют западную часть Прионежья, а другие (скв. 5177 и 4699) - восточную. Эти пары скважин удалены друг от друг на 60-70 км и вскрывают отложения свиты от кровли почти до самого основания. Литологическое строение свиты прослеживается в кернах и совпадает со строением свиты в наземных выходах. В составе свиты выделено восемь пачек, из которых пачки B, D, F, G и H представляют карбонатные породы, а А, С и Е - алевролиты и кварциты с прослоями карбонатов (Ахмедов и др., 1996; Melezhik et al., 1999). Карбонатные пачки сложены преимущественно слоистыми и строматолитовыми доломитами с варьирующим содержанием силикокластической примеси (0.9-29.3%), значительную долю в которой составляет кварц. Маломощные пакеты известняков присутствуют в пачке А (40 м) и в основании пачки F (3 м) в западной части Северного Прионежья и выклиниваются в восточном направлении. В туломозерских доломитах и алевролитах встречаются брекчии растворения, многочисленные псевдоморфозы по кристаллам гипса-ангидрита и реже псевдоморфозы по галиту (Melezhik et al., 2005b). Карбонатные пачки B и D восточной части Прионежья содержат небольшие включения магнезитов. Существенной особенностью строения туломозерской свиты в западной части Онежской зоны является присутствие в пачке А мощного (70 м) слоя известняков и тонких алевролитовых прослоев в карбонатных пачках D и F, а также полное отсутствие в этом разрезе тонких прослоев магнезитов в пачках B и D.
Палеопротерозой (ранний протерозой)
Имеющаяся сегодня Sr база данных для палеопротерозоя опирается на анализ около 200 образцов. Многие опубликованные значения 87Sr/86Sr, характеризующие палеопротерозойскую морскую воду, получены при изучении слабоизмененных известняков и доломитов, представляющих различные платформенные фациальные обстановки. Геохимические критерии оценки сохранности Rb-Sr систем карбонатных образцов опираются на эмпирические данные о перераспределении Mn, Fe и Sr и изменении 18О в ходе низкотемпературного пресноводного диагенеза (Brand, Veizer, 1981; Banner, Hanson, 1990). Однако в случае раннепалеопротерозойских карбонатных пород они не всегда пригодны. Как правило, многие палеопротерозойские породы метаморфизованы в условиях от пренит-пумпеллиитовой субфации до амфиболитовой фаций. Кроме того, возможно, что химический состав океанической воды раннего палеопротерозоя отличался от позднепротерозойского и фанерозойского (Schidlowski et al., 1976; Shen et al., 2002, 2003; Kasting, 2005; Schneiderhan et al., 2006). Дефицит растворенного кислорода мог создавать восстановительные условия в среде седиментации, что благоприятствовало бы вхождению Mn и Fe в карбонатные минералы. Тем не менее, в большинстве случаев образцы в палеопротерозойских карбонатных формациях с наибольшим содержанием Sr, повышенным 18О и минимальными Mn/Sr и Fe/Sr характеризуются низкими отношением 87Sr/86Sr. Эта тенденция прослеживается как для известняков, так и для доломитов. Все палеопротерозойские образцы, проанализированные в других лабораториях, не подвергались процедуре селективного растворения.
В палеопротерозое 17 карбонатных формаций содержат единичные образцы пригодные для характеристики отношения 87Sr/86Sr в морской воде. Однако только для шести из них датировки получены по минералам из вулканогенных прослоев в самой формации или по осадочным геохронометрам и могут считаться достоверными (Kuznetsov et al., 2010, 2013a).
Значения 87Sr/86Sr в пяти образцах известняков из наиболее древних палеопротерозойских формаций Гандарелла (2.42 млрд. лет, надсерия Мина, Бразилия) и Дошланд (2.33 млрд. лет, надсерия Трансвааль, Южная Африка) позволяют заключить, что это отношение повышалось от 0.70314-0.70339 до 0.70433-0.70452 около 2.33 млрд. лет назад (Bekker et al., 2001, 2003b; Frauenstein et al., 2009) (рис. 44). В браунитах и сидеритах, происходящих из железорудной формации Хотазел (2.2 млрд. лет, надсерия Трансвааль, Южная Африка) оно заключено в пределах 0.7028-0.7032 (Schneiderhan et al., 2006). Однако учитывая сложный генезис марганцево-железистых карбонатов, эти данные вряд ли могут быть использованы для оценки отношения 87Sr/86Sr в палеопротерозойской морской воде (Kuznetsov et al., 2010, 2013a).
Значительная по объему информация об изотопном составе Sr в океане палеопротерозоя получена при изучении карбонатных пород, обогащенных 13С. Формирование таких осадков происходило в так называемую ломагунди-ятулийскую эпоху 2.32-2.06 млрд. лет назад. Один из образцов доломитов принадлежит формации Олдер надсерии Каниаписко (2.15 млрд. лет, Восточная Канада) – 0.70479 (Кузнецов и др., 2003а), второй – формации Фехо-де-Фуни надсерии Мина (2.20-2.00 млрд. лет, Бразилия) – 0.70302 (Bekker et al., 2003b), третий – формации Нэш Форк группы Либбли Крик (2.15-2.0 млрд. лет, штат Вайоминг, США) – 0.70495 (Bekker et al., 2003a) и четвертый – формации Кона
(2.11-2.0 млрд. лет, Великие Озера, США) – 0.70495 (Bekker et al., 2006). Большая группа 18-ти наименее измененных образцов из карбонатных пачек морских фаций ятулия Балтийского щита (табл. 21) существенно дополняет картину вариаций изотопного состава Sr в палеопротерозойском океане (рис. 44). Отношение 87Sr/86Sr 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; Kuznetsov et al., 2010). Значения отношения 87Sr/86Sr в известняках куэтсярвинской свиты (2.06 млрд. лет назад, Кольский п-ов) фиксируют повышение этого отношения на заключительном этапе ломагунди-ятулийской эпохи – 0.70407-0.70431 (Кузнецов и др., 2011а).
Опубликованные значения отношения 87Sr/86Sr в постятулийском океане 2.0-1.7 млрд. лет назад варьируют от 0.70474 до 0.70600 (формация Коулес Лейк, Канада, Veizer et al., 1992b; формация Дак Крик, Австралия, Veizer et al., 1992а; формации Уцинги и Тальзелей, Канада, Whittaker et al., 1998; формация Ольбанел, Канада, Mirota, Veizer, 1994). Минимальные значения этого отношения в трех карбонатных формациях из средней части серии МакАртур в Австралии, возраст которых равен 1650 млн. лет (U-Pb датировки цирконов, Page et al., 2000), показывают, что величина 87Sr/86Sr в конце палеопротерозоя достигла максимума – 0.70616-0.70651 (формации Эмили, Тина и Ревард, Veizer, Compston, 1976; Veizer et al., 1992b).
Байкальский горизонт юга Сибирской платформы
Байкальский комплекс объединяет верхнепротерозойские терригенно-карбонатные отложения Байкало-Патомского региона, Бирюсинского Присаянья и Енисейского кряжа (Хоментовский, 1984, 2002; Шенфиль, 1991; Дольник, 2000; Рифей и венд…, 2005). Отложения байкальского комплекса в Байкало-Патомском регионе вскрыты вдоль юго-восточной границы Сибирской платформы и протягиваются узкой полосой от юго-западной оконечности оз. Байкал на северо-восток до слияния р.Лена и р.Большой Патом, а далее на юго-восток до р.Чара и р.Токко (рис. 51). Схема структурно-фациального районирования этого региона представлена в недавно опубликованной монографии, посвященной стратиграфии Сибирской платформы (Рифей и венд.., 2005). В Байкало-Патомском регионе обособляются Иркутная, Прибайкальская, Витимо-Чайская и Жуинско-Ленская структурно-фациальные зоны, различающиеся строением разреза и объемом слагающих толщ. В Иркутной зоне байкальскому комплексу соответствуют отложения олхинской свиты, в Прибайкальской зоне – отложения байкальской серии, а в Витимо-Чайском и Жуинско-Ленском – отложения дальнетайгинской и жуинской серий.
Особенности структурного положения и строения верхнепротерозойских отложений юга Сибирской платформы позволили выделить их в общесибирский стратиграфический горизонт – байкалий. Несмотря на длительную историю изучения и обширный фактический материал, накопленный за несколько десятков лет исследования, вопрос о возрасте байкальского комплекса остается остродискуссионным (Тетяев, 1916; Обручев, 1932; Старостина, 1935; Павловский, 1960; Мац, 1972; Салоп, 1964; Хоментовский и др., 1972, 1998; Дольник, Воронцова, 1974; Дольник, 1982; Станевич и др., 2006 и др.). Отсутствие каких-либо изотопно-геохронологических характеристик отложений и противоречивые интерпретации имеющегося биостратиграфического материала породили несколько точек зрения на возраст байкалия.
Самую низкую стратиграфическую позицию байкальскому комплексу отводят Т.А.Дольник (1982, 2000) и С.А.Анисимова (2005), которые на основе анализа распространения строматолитов и микрофитолитов в разрезах Байкало-Патомского региона, коррелируют комплекс с отложениями керпыльской и лахандинской серий Учуро-Майского региона, что ограничивает возраст отложений концом среднего и началом верхнего рифея. Сторонники иной точки зрения, опирающиеся на биостратиграфические данные (отдельные таксоны микрофитофоссилий – Bavlinella, Digitus, Leiovalia, Octoedryxium, Polytrichoides и др.), сопоставляют отложения байкальского комплекса с верхним рифеем, совмещая его нижнюю границу с основанием лахандинской серии гипостратотипа рифея (Станевич, Файзулина, 1992, Станевич и др., 2006). Большая группа исследователей, анализируя историко-геологические данные и распространение строматолитов, микрофитолитов и микрофоссилий в верхнем протерозое Байкало-Патомского и Учуро-Майского регионов, помещают байкальский комплекс в пределы терминальной части верхнего рифея с нижней границей около 850 млн. лет (Хоментовский, 1984, 2002, Шенфиль, 1991; Наговицин и др., 2004; Рифей и венд..., 2005).
Впервые предположение о более молодом вендском возрасте верхних горизонтов байкалия возникло после получения Sr-изотопных характеристик карбонатных пород жуинской серии Патомского нагорья (Горохов и др., 1995а). Полученные позднее Sr-изотопные данные для известняков улунтуйской свиты Прибайкалья показали, что средние горизонты байкалия могут быть коррелированны с вендскими породами донемакит-далдынского возраста (Кузнецов и др., 2003г), а карбонатные породы дальнетайгинской и жуинской серий Патомского нагорья – с отложениями выше тиллитов Марино и Гаскье (Покровский и др., 2006). Предположение о "постварангеровском" возрасте аналогов байкалия получило дополнительные аргументы после находок возможных следов ихнофоссилий и эдиакарской биоты в основании оселковой серии Бирюсинского Присаянья (Советов, Комлев, 2005).
