Isotope Systematics and the Age of Authigenic Minerals in Shales of the Inzer Formation, the Southern Urals

I. M. Gorokhov; Горохов И. М.; T. S. Zaitseva; Зайцева Т. С.; A. B. Kuznetsov; Кузнецов А. Б.; G. V. Ovchinnikova; Овчинникова Г. В.; M. M. Arakelyants; Аракелянц М. М.; V. P. Kovach; Ковач В. П.; G. V. Konstantinova; Константинова Г. В.; T. L. Turchenko; Турченко Т. Л.; I. M. Vasil’eva; Васильева И. М.

doi:10.31857/S0869-592X2723-30

Isotope Systematics and the Age of Authigenic Minerals in Shales of the Inzer Formation, the Southern Urals

Authors: Gorokhov I.M.¹, Zaitseva T.S.¹, Kuznetsov A.B.¹, Ovchinnikova G.V.¹, Arakelyants M.M.², Kovach V.P.¹, Konstantinova G.V.¹, Turchenko T.L.¹, Vasil’eva I.M.¹
Affiliations:
1. Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences
2. Institute of the Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy, and Geochemistry, Russian Academy of Sciences
Issue: Vol 27, No 2 (2019)
Pages: 3-30
Section: ARTICLES
URL: https://journals.eco-vector.com/0869-592X/article/view/11479
DOI: https://doi.org/10.31857/S0869-592X2723-30
ID: 11479

Cite item

Full Text

Abstract
Full Text
About the authors
References
Supplementary files
Statistics

Abstract

The 2–5, 0.6–2, 0.3–0.6, 0.2–0.3 and 0.1–0.2 µm clay subfractions (SFs) separated from two shale samples of the Upper Riphean Inzer Formation, the southern Urals, were studied by the TEM, XRD, and U–Pb, Sm–Nd, Rb–Sr and K–Ar isotopic methods. All the SFs consist of the low-temperature 1Md illite; admixtures of quartz, chlorite and 2M1 illite occur only in the coarsest SFs. The clay particles are isometric, regardless of their size. The CIS (Crystallinity Index Standard) illite values for the all SFs are typical for the dia(kata)genetic zone. As the size of particles in the SF decreases from 2–5 to 0.1–0.2 µm, the CIS rises, the I002/I001 ratio on the XRD diagrams decreases, and the K content and the K/Rb ratio increase.

Leaching with 1N HCl and 1N ammonium acetate (NH4OAc) and subsequent U–Pb, Sm–Nd and Rb–Sr analyses of the untreated SF, acid (acetate) leachate and residue made possible to study the mixing systematics in mobile and silicate materials of the shales. The 238U/204Pb and 87Rb/86Sr ratios in the acid and acetate leachates are below, and the 147Sm/144Nd ratio is above those in the residues. Less radiogenic Pb and Sr and more radiogenic Nd are also common for the leachates compared to the residues. As the size of particles in the SFs decreases, the U, Pb, Sm, Nd and Sr contents in the residues are smoothly reduced, whereas the Rb content shows an increase. The 87Rb/86Sr and 87Sr/86Sr values in the residues for fine-grained SFs are well above, and the 238U/204Pb value is well below those for coarse-grained SFs. What is more, in the 87Rb/86Sr–87Sr/86Sr and 1/86Sr–87Sr/86Sr diagrams, data points for the residues of variable size are arranged on the mixing lines. The data points of respective acid and acetate leachates also form linear trends in the 238U/204Pb–206Pb/204Pb, 206Pb/204Pb–207Pb/204Pb, 147Sm/144Nd–143Nd/144Nd, and 87Rb/86Sr–87Sr/86Sr coordinates. The apparent Rb–Sr age values, calculated from the slopes of “inner isochrons” (“leachochrons”), along with the K–Ar ages are smoothly lowered from 835–836 and 721–773 m.y. for the 2–5 µm SF to 572–580 and 555–580 m.y. for the 0.1–0.2 µm SF. Hence the XRD and isotopic data testify that the clay as well as the mobile material of the shale represent the mixtures of at least two components, the silicate phase containing authigenic illites of different ages. The first illite generation enriched in coarse-grained 2–5 and 0.6–2 µm SFs was formed shortly after deposition of the Inzer sediments, and its age of 803–836 m.y. is in agreement with the stratigraphic age of the formation. Simple lithostatic burial or intensive lateral fluid flow induced by tectonic inversion in the eastern regions of the Urals paleobasin may be considered as the geological processes responsible for the forming of this illite. The second illite generation was formed 572–580 m.y. ago. As the starting points for its formation, alternatively, may be concerned either vertical tectonics or renewal of pore fluid compositions during deformations and metamorphism on the southern Urals area related to evolution of the Beloretsk metamorphic complex.

Keywords

Riphean, shales, fine-grained clay fractions, illite, isotope age, isotope mixing systematics, catagenesis, southern Urals

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Разрезы верхнего протерозоя, в том числе стратотипические, редко включают вулканиты – носители магматического циркона, возраст которого удобно и достаточно точно определяется U–Pb методом. В результате во многих случаях для получения информации об изотопном возрасте верхнепротерозойских неметаморфизованных отложений необходимо изучение аутигенных осадочных минералов. Среди них особое место занимает иллит. Этот обычный аутигенный минерал возникает в ходе диагенеза глинистого осадка через некоторое время после его отложения и последующего превращения в аргиллит. Верхнепротерозойские аргиллиты зачастую включают смесь нескольких генераций иллита (детритовых и аутигенных), образованных в разное время, в разных геохимических обстановках и различных по составу и структуре (см., например, Morton, 1985a; Bonhomme, 1987; Burley, Flisch, 1989; Lander et al., 1991; Mossman, 1991; Lanson, Besson, 1992; Gorokhov et al., 1994, 2001; Clauer, Chaudhuri, 1995; Горохов, 1996; Зайцева и др., 2009). Однако, поскольку каждой глинистой генерации свойственно индивидуальное распределение частиц по размерам, существует принципиальная возможность их разделения или обогащения с помощью седиментационного анализа (Clauer et al., 1990; Bros et al., 1992; Schaltegger et al., 1994; Zwingmann et al., 1999). В наиболее крупнозернистых и тонкозернистых субфракциях (СФ), в которых размер глинистых частиц варьирует в достаточно узких пределах и составляет соответственно первые микроны и доли микрона, обычно преобладают конечные члены этих смесей, представленные некогенетичными генерациями индивидуальных минералов (Gorokhov et al., 1994, 2001; Горохов и др., 1997, 2002, 2006, 2010; Grathoff et al., 1998, 2001; Зайцева и др., 2009). Минералогическая идентификация глинистого компонента СФ проводится с помощью рентгеноструктурного фазового анализа, а также путем определения политипии иллита и его индекса кристалличности (Kubler, 1966, 1990; Pevear, 1992; Grathoff, Moore, 1996, 2002; Meunier, Velde, 2004). Для датирования иллита часто используется методика выщелачивания и последующий изохронный анализ (Clauer et al., 1990, 1993; Clauer, Chaudhuri, 1995; Ohr et al., 1991, 1994; Bros et al., 1992; Gorokhov et al., 1994, 2001; Schaltegger et al., 1994; Gauthier-Lafaye et al., 1996; Горохов и др., 1997, 2002, 2007). При этом вычисленные значения возраста имеют геологический смысл только для тех фракций, которые содержат практически чистые или по меньшей мере сильно обогащенные конечные члены глинистых смесей. Для промежуточных же фракций значения возраста, как правило, не могут быть интерпретированы в рамках каких-либо геологических событий.

Реакция изотопных систем на изменение геохимической обстановки определяется химическими свойствами их компонентов, поэтому разные изотопно-геохронологические методы при анализе одного и того же осадочного материала могут давать неодинаковые возрастные значения, отвечающие совершенно различным этапам литогенеза. В этом случае комбинирование анализируемых материалов и методов позволяет получить более полную информацию о геологической и геохимической истории кластических осадочных пород.

Целью настоящей статьи является оценка возможностей комплексного применения U–Pb, Sm–Nd, Rb–Sr и K–Ar методов для определения возраста аутигенного иллита в древних неметаморфизованных глинистых отложениях. Объектом исследования служили аргиллиты инзерской свиты, входящей в состав стратотипа верхнего рифея – каратавской серии западного склона Южного Урала. На основе изучения этого стратотипа были апробированы Rb–Sr метод датирования глауконитов (Горожанин, Кутявин, 1986; Зайцева и др., 2008) и U–Pb метод датирования осадочных карбонатов (Овчинникова и др., 1998, 2000). Карбонатные горизонты каратавской серии стали основой для реконструкции фрагментов изотопной летописи стронция и углерода в неопротерозойском океане (Кузнецов и др., 1997, 2003, 2014; Подковыров и др., 1998), а также для разработки геохимических критериев диагенеза рифейских карбонатных пород. Все это позволило получить качественно новую информацию об истории развития уральского палеобассейна и условиях седиментации на пассивной окраине Восточно-Европейской платформы в позднем рифее.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Терригенно-карбонатная каратавская серия вскрыта на западном крыле Башкирского мегантиклинория (БМА). Она несогласно залегает на юрматинской серии (стратотипе среднего рифея) и несогласно перекрыта тиллитами, начинающими мощный терригенный комплекс ашинской серии венда (Козлов, 1982; Козлов и др., 1991; Стратотип…, 1983; Келлер и др., 1984; Маслов, Крупенин, 1991; Маслов и др., 2001). Каратавская серия расчленяется (снизу вверх) на зильмердакскую, катавскую, инзерскую, миньярскую, укскую и криволукскую свиты. Инзерская свита характеризуется частыми фациальными замещениями силикокластических и карбонатных отложений. Максимальная доля терригенных пород наблюдается в северных и центральных районах БМА, тогда как в южных и особенно в западных районах в составе свиты преобладают карбонатные породы. Такое фациальное разнообразие и сложное литологическое строение отражают эволюцию седиментационного палеобассейна: изменение скорости прогибания отдельных участков дна и смену источников сноса. В инзерское время произошло значительное ослабление привноса кластического материала с Восточно-Европейской платформы, расширение и углубление западных частей палеобассейна и, вероятно, появление восточных источников сноса (Маслов, 1997; Маслов и др., 2000, 2003, 2010). Силикокластический ашинский комплекс, перекрывающий на западном крыле БМА каратавские отложения с глубоким эрозионным размывом (Келлер и др., 1984), объединяет семь свит: толпаровскую, суировскую, бакеевскую, урюкскую, басинскую, куккараукскую и зиганскую (Вендская…, 1985). Ашинская моласса накапливалась в межгорных и краевых прогибах, образованных в ходе тиманского орогенеза (Беккер, 1988; Пучков, 1997, 2000). Значительная часть кластического материала, особенно в поздневендское время, поступала из восточных источников, находящихся за пределами Восточно-Европейской платформы (Маслов и др., 2003, 2010).

Геохронологическая характеристика каратавской серии опирается на изохронные Pb–Pb возрасты известняков инзерской свиты (836 ± 25 млн лет; Овчинникова и др., 1998) и доломитов миньярской свиты (780 ± 80 млн лет; Овчинникова и др., 2000). Для глауконитов из нижней части укской свиты получены не слишком различающиеся K–Ar (670 ± 10 млн лет) и изохронные Rb–Sr (688 ± 10 и 663 ± 9 млн лет) датировки (Горожанин, Кутявин, 1986; Зайцева и др., 2008). Помимо этого, для различных горизонтов каратавской серии опубликованы K–Ar датировки минералогически не изученных глауконитов: верхняя часть катавской свиты – 938 млн лет, нижняя и средняя части инзерской свиты – 853–896 млн лет, верхняя пачка последней – 740–791 млн лет, миньярская свита – 680–713 млн лет, нижняя пачка укской свиты – 630–658 млн лет (Гаррис, 1977; Стратотип…, 1983). Для оценки максимального возрастного предела каратавской серии привлекались K–Ar датировки предположительно докаратавских габбро-диабазов – 1000–1150 млн лет (Стратотип…, 1983). Минимальный возраст серии ранее оценивался также на основании K–Ar датировок валовых проб габбро-диабазов, секущих отложения зильмердакской, инзерской и миньярской свит, – 559–653 млн лет (Стратотип…, 1983; Гаррис и др., 1986). В настоящее время для оценки минимального возраста каратавской серии используются U–Pb датировки метадацитов, метабазальтовых порфиритов и габбро-диабазов, прорывающих отложения аршинской серии на восточном крыле БМА (Краснобаев и др., 2007, 2012). Ранее аршинская серия считалась стратиграфическим аналогом ашинской серии, однако сейчас в региональной схеме она помещается между каратавской и ашинской сериями (Козлов и др., 2011).

Максимальный возраст средних горизонтов ашинской серии оценивается на основе U–Pb датировок детритовых цирконов из песчаников басинской (около 755 млн лет) и куккараукской (около 615 млн лет) свит (Кузнецов Н.Б. и др., 2012; Kuznetsov N.B. et al., 2014). Более детальная геохронологическая характеристика нижних горизонтов ашинской серии основана на изохронной Rb–Sr датировке минералогически не изученных глауконитов (617+12 млн лет; Козлов, Горожанин, 1993) и модельных Rb–Sr датировках (516–608 млн лет; Горожанин, Губеева, 1990) тонкозернистых иллитов из суировской свиты. Для средней части ашинской серии известны лишь K–Ar датировки минералогически не охарактеризованных глауконитов из песчаников урюкской (569–582 млн лет) и басинской (557–600 млн лет) свит (Стратотип…, 1983) и K–Ar датировка тонкозернистой (<0.1 мкм, 582 млн лет) субфракции басинского аргиллита (Зайцева и др., 2009), вероятно определяющая время погружения глинистых осадков басинской свиты.

Для того чтобы уточнить эволюцию состава источников сноса в рифейском палеобассейне, в настоящей работе было проведено Sm–Nd изучение валовых проб терригенных пород, представляющих разные части бассейна и разные горизонты инзерской свиты. Образцы отобраны в трех различных по составу разрезах свиты (рис. 1). Разрез Пороги (правый берег р. Сатка и пос. Пороги) расположен в северной части БМА, где свита (мощностью 200–250 м) сложена исключительно алевроглинистыми породами. Западный разрез в районе г. Миньяр представлен Каратавским структурным комлексом, в котором преобладают карбонатные породы. Мощность двух карбонатных пачек в разрезе Миньяр составляет 190 и 80 м, им подчинены две силикокластические пачки мощностью 70 и 50 м. Разрез Кулгунино находится в юго-западной части БМА (Алатауский антиклинорий) в верхнем течении р. Большой Шишеняк вблизи пос. Кулгунино. В этом районе (хребет Алатау) инзерская свита разделяется на две подсвиты. В основании нижней подсвиты присутствует маломощная пачка алевропелитов (10–15 м), заключающих многочисленные микрофоссилии шишенякской биоты верхнерифейского комплекса (Козлов и др., 1991), выше залегает толща светло-серых доломитизированных известняков (130–140 м) с низким содержанием силикокластической примеси (<2%) и пачкой строматолитов в верхней части. Верхняя подсвита представлена мелкозернистыми глауконит-кварцевыми песчаниками (110–120 м). Накопление терригенных илов и карбонатов нижней подсвиты происходило в умеренно глубоководных обстановках открытого морского палеобассейна, а накопление песчаников верхней подсвиты – в прибрежной обстановке в зоне действия приливных течений. В этом разрезе, помимо валовых проб терригенных пород, из базальной пачки инзерской свиты в верховьях реки М. Шишеняк к западу от пос. Кулгунино на расстоянии 4 м друг от друга были отобраны образцы аргиллитов 60-БШ и 64-БШ, тонкозернистые субфракции которых служили объектами детального изотопно-геохронологического изучения.

Рис. 1. Географическое расположение разрезов, в которых проводился отбор образцов (в том числе валовых проб для Sm–Nd изучения) пород инзерской свиты, и стратиграфическая колонка, включающая породы каратавской и ашинской серий в разрезе Кулгунино.

1 – аргиллиты; 2 – алевролиты и аргиллиты; 3 – тонкозернистые песчаники и алевролиты; 4 – крупнозернистые песчаники; 5 – крупнозернистые песчаники, конгломераты; 6 – известняки; 7 – глинистые известняки; 8 – доломиты; 9 – стратиграфические несогласия. Свиты каратавской серии: R3zl – зильмердакская; R3kt – катавская; R3in – инзерская; R3mn – миньярская; R3uk – укская. Свиты ашинской серии: V1bk – бакеевская; V2ur – урюкская; V2bs – басинская; V2kk – куккараукская; V2zn – зиганская. Показано стратиграфическое положение образцов, использованных для выделения тонкозернистых глинистых субфракций. Цифры в кружках обозначают разрезы, в которых были отобраны образцы: I – Кулгунино, II – Миньяр, III – Пороги.

МЕТОДИКА

Выделение, рентгеноструктурное и электронно-микроскопическое изучение глинистых субфракций. Масса каждого образца составляла около 1 кг. Фракции с размером частиц <5 мкм выделяли путем обычного седиментационного анализа в дистиллированной воде после осторожного дробления и измельчения образцов. Далее эти фракции разделяли с помощью центрифугирования и ультрафильтрации на субфракции (СФ) с размером частиц 2–5, 0.6–2, 0.3–0.6, 0.2–0.3 и 0.1–0.2 мкм (Turchenko et al., 1993). Частицы размером менее 0.1 мкм в изученных образцах отсутствовали.

Минеральный состав СФ и отношение интенсивностей пиков (001) и (002) иллита, которое может служить приближенной оценкой химического состава октаэдрических слоев этого минерала, определяли с помощью рентгеновского дифрактометра ДРОН УМ-1 с CoKa-излучением на ориентированных препаратах. Последние использовались также и для определения индекса кристалличности иллита – Ik. Этот индекс (Kubler, 1966, 1990) представляет собой ширину 10Å-пика иллита в угловых градусах (Kisch, 1980), измеренную на его полувысоте. Л. Варр и А. Райс (Warr, Rice, 1994) предложили межлабораторные стандарты для получения унифицированных значений индекса кристалличности (CIS). Такие значения получают в каждой лаборатории в результате калибровки с использованием пяти стандартных образцов, которые подготавливаются и изучаются с помощью принятой в этой лаборатории методики. Наши данные были преобразованы в CIS-значения с применением формулы:

(CIS) = (1.66 ± 0.08) (Ik) – (0.02 ± 0.02).

Морфологию глинистых частиц исследовали с помощью просвечивающего электронного микроскопа JEM-100B в Аналитическом центре МЕХАНОБР (Санкт-Петербург). Суспензии исследуемых СФ после ультразвуковой обработки помещали на углеродную подложку и высушивали. Использовались 5000–50000-кратные увеличения.

Выщелачивание. Целью процедуры выщелачивания является дифференцированное изучение химических элементов, находящихся в структуре глинистых минералов, и элементов, которые могут входить в состав аутигенных акцессорных минералов, таких как карбонаты и фосфаты, а также располагаться в легко обмениваемых межслоевых положениях и/или в адсорбированном состоянии на поверхности частиц (Горохов и др., 1997, 2007).

В ходе изучения U–Pb и Sm–Nd систематики инзерских аргиллитов навески СФ 60–300 мг при комнатной температуре выщелачивались в течение 15–30 мин 1N HCl, а при изучении Rb–Sr систематики для выщелачивания использовали 1N NH4OAc (ацетат аммония). Кислотную (ацетатную) вытяжку и остаток от выщелачивания разделяли центрифугированием, остаток 2–3 раза ополаскивали бидистиллированной водой, и промывные воды добавляли к вытяжке. Вытяжки, остатки и необработанные СФ анализировали U–Pb, Sm–Nd и Rb–Sr методами.

U–Pb анализ. Содержания U и Pb и изотопный состав Pb определяли из разных навесок. К анализируемому препарату добавляли раствор смешанного индикатора 235U–208Pb, и глинистый материал разлагали смесью HF + HNO3 в тефлоновом сосуде. Выпавшие в осадок фториды обрабатывали смесью HCl + HNO3, а иногда HClO4. После выпаривания досуха осадок растворяли в 0.5 N HBr. U и Pb выделяли на ионообменной колонке с анионитом Bio-Rad 1×8 в форме HBr (Manhes et al., 1978).

Изотопный состав U и Pb измеряли на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan MAT-261 в статическом режиме. Измеренные изотопные отношения Pb были исправлены на коэффициент фракционирования, установленный путем многократного измерения изотопного состава стандарта NIST (Национального Института стандартов и технологий США) SRM-982 и равный 0.13% на единицу массы. Уровень лабораторных загрязнений, определявшийся холостыми опытами, составлял 0.5 нг для U и 0.04 нг для Pb. Воспроизводимость определения отношения U/Pb оценивалась как ± 0.5%, изотопных отношений 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb как ± 0.10%, ± 0.15% и ± 0.20% соответственно. Обработку первичных данных проводили с использованием программы PBDAT (Ludwig, 1989).

Sm–Nd анализ. Для Sm–Nd изотопного анализа валовых проб инзерских терригенных пород и глинистых субфракций аргиллитов к анализируемому препарату добавляли раствор смешанного индикатора 149Sm–150Nd, и глинистый материал разлагали смесью HCl + HNO3 + HF + HClO4 при температуре 105°С (Горохов и др., 2007). После выпаривания остаток обрабатывали при нагревании смесью концентрированных HCl + HNO3. Осадок растворяли в 2.4N HCl и пропускали через ионообменную колонку (6 × 110 мм) со смолой Dowex AG 50W×8, 200–400 меш. Фракцию, содержащую редкоземельные элементы, собирали в ходе элюирования 4N HCl. Осадок после выпаривания растворяли в 0.1N HCl и вносили в ионообменную колонку (7×50 мм) со смолой LN-C50-A компании Elchrom, 100–150 мкм. Для выделения Nd использовали элюирование 0.3N HCl, а для выделения Sm – 0.7N HCl.

Изотопный анализ Sm и Nd выполняли на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan MAT 261 в статическом режиме. Нормализацию изотопных отношений Nd осуществляли относительно 148Nd/144Nd = 0.251578, что соответствует значению 146Nd/144Nd = 0.7219. Величина отношения 143Nd/144Nd в изотопном стандарте La Jolla в ходе работы составляла 0.511857 ± 0.000010 (2σср, n = 7). Содержания Sm и Nd в стандарте BCR-1 были равны соответственно 6.53 и 28.58 мкг/г. Лабораторное загрязнение по данным холостых опытов составляло 0.05 нг для Sm и 0.2 нг для Nd. Точность определения концентраций Sm и Nd принималась равной ± 0.5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd и 143Nd/144Nd соответственно ± 0.5% и ± 0.005%.

Rb–Sr анализ. Отношение 87Rb/86Sr определяли методом изотопного разбавления с индикаторами 87Rb и 84Sr, и величину 87Sr/86Sr вычисляли по результатам опытов с добавлением индикатора (Горохов и др., 1997). После растворения образца в смеси перегнанных концентрированных HF и H2SO4 химическое разделение Rb и Sr выполняли на ионообменной колонке со смолой Dowex AG50W × 8 (200–400 меш) и использованием 2.5N HCl в качестве элюента. Изотопный состав Sr измеряли в статическом режиме на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan MAT 261 с Re-лентами ионного источника. Нормализация изотопных отношений производилась к значению 86Sr/88Sr = 0.1194. Измерение отношения 87Sr/86Sr в стандартном карбонате стронция NIST SRM 987 в период работы дало значение 0.710250 ± 0.000016 (n = 16, 2sсредн).

Отношение 85Rb/87Rb определяли на одноколлекторном масс-спектрометре МИ 1320 с радиусом 20 см, углом отклонения 90° и трехленточным ионным источником с Re-лентами. Средние содержания Rb и Sr и отношение 87Sr/86Sr в стандартном образце полевого шпата NIST 70a в ходе выполнения настоящей работы составляли соответственно 521 и 65.5 мкг/г и 1.20012. Уровень лабораторных загрязнений в опыте для Rb и Sr не превышал соответственно 4.0 и 4.9 нг. Точность определения отношения 87Rb/86Sr в образцах оценивалась как ± 1%, отношения 87Sr/86Sr – ± 0.1%.

K–Ar анализ. Для определения содержания К применяли масс-спектрометрический метод изотопного разбавления с индикатором, обогащенным 41К. Навеску глинистой СФ (около 0.02 г) разлагали смесью HF + HCl + HNO3 + HClO4 в течение 48 часов при комнатной температуре. После выпаривания остаток растворяли в течение 24 часов в смеси концентрированных HNO3 + HCl, а затем переводили в хлориды. Калий выделяли ионообменным методом на смоле AG50W×8 (200–400 меш) в Н+-форме. В качестве элюента использовали 2.4N HCl. Фракцию, полученную на выходе ионообменной колонки, переводили в сульфат с помощью концентрированной H2SO4 и выпаривали досуха на горячей плитке. Изотопный анализ К выполняли на одноколлекторном масс-спектрометре МИ 1320. Для контроля правильности определения К использовали стандартные образцы: мусковит P-207, биотит LP-6 и биотит-70. В них установлены следующие содержания К (в %): 8.68, 8.44 и 7.82 соответственно; воспроизводимость этих определений составляла ± 3%.

Содержание радиогенного 40Ar в СФ определяли методом изотопного разбавления с 38Ar в качестве индикатора. Измерения проводили в статическом режиме на специализированном комплексе, созданном на базе масс-спектрометра МИ 1201 ИГ. Чувствительность комплекса по аргону 5×10-3 А/торр, уровень холостого опыта 5×10-10 см3 при нормальных условиях. Правильность и воспроизводимость определений контролировали систематическими измерениями изотопного состава воздушного аргона и анализами малых навесок (до 4 мг) стандартных образцов биотита Bern 4B, мусковита Bern 4M и мусковита Р-207. Полученные нами содержания радиогенного 40Ar в этих образцах составляют соответственно 9.39, 11.44 и 50.70 нг/г. Воспроизводимость определения содержаний радиогенного 40Ar в ходе работы была лучше чем ±1%.

Изотопный возраст: вычисление и константы. Вычисление параметров “внутренней Rb–Sr изохроны” по точкам, представляющим для каждой из СФ ацетатную вытяжку, остаток от выщелачивания и необработанный материал, осуществляли методом Макинтайра (McIntyre et al., 1966) со статистической оценкой погрешностей согласно Уильямсону (Williamson, 1968). Для вычисления изотопных возрастов использовали следующие константы: для Sm–Nd возраста — l147Sm = 6.54 × 10-12 год-1, для Rb–Sr возраста — l87Rb = 1.42 × 10-11 год-1, для K–Ar возраста – lK = 0.581 × 10-10 год-1, lb- = 4.962 × 10-10 год-1, 40K = 0.01167 (ат.%). Расчет величин εNd(T) и модельных возрастов TNd(DM) проводили на основании значений для CHUR: 143Nd/144Nd = 0.512638 и 147Sm/144Nd = 0.1967 (Jacobsen, Wasserburg, 1984) и DM: 143Nd/144Nd = 0.513151 и 147Sm/144Nd = 0.2136 (Goldstein, Jacobsen, 1988). Все значения погрешностей в тексте и на графиках выражены в виде двух стандартных отклонений (2s).

Систематика двухкомпонентного смешивания. Методологической основой для датирования разноразмерных СФ является систематика двухкомпонентного смешивания (Faure, Mensing, 2005). Если два компонента, каждый из которых содержит радиоактивный и радиогенный изотопы, смешиваются в различных пропорциях, фигуративные точки этих смесей в изохронных координатах, например, 238U/204Pb–206Pb/204Pb, 206Pb/204Pb–207Pb/204Pb, 147Sm/144Nd–143Nd/144Nd, 87Rb/86Sr–87Sr/86Sr и K–40Ar будут лежать на прямых линиях, соединяющих конечные члены смесей. Однако такие прямые могут рассматриваться и как U–Pb, Pb–Pb, Sm–Nd, Rb–Sr и K–Ar изохроны, если они имеют положительный наклон и все фигуративные точки представляют когенетичные геологические материалы. Важно, что линии смешивания не теряют свою прямолинейность во времени, если минеральные смеси после своего образования сохраняются как замкнутые геохимические системы (Горохов и др., 2002).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Минералогия глинистых субфракций. Распределение частиц по размерам внутри фракций < 5 мкм обоих образцов аргиллитов, по существу, одинаково (рис. 2а). Преобладают СФ с размером частиц более 0.3 мкм.

Рис. 2. Весовые доли частиц различного размера во фракции < 5 мкм обр. 60-БШ и 64-БШ (а) и зависимости отношения рефлексов I002/I001 на дифрактограммах (б) и стандартизированного индекса кристалличности иллита CIS (в) от размера частиц в глинистых субфракциях обр. 60-БШ и 64-БШ.

Минеральный состав СФ приведен в табл. 1. Большая часть СФ составлена диоктаэдрическим 1Md иллитом, и только в СФ 2–5 мкм он сопровождается небольшими количествами кварца, хлорита и 2M1 иллита. В то время как политип 1Md иллита образуется при низкой температуре и имеет диа- или катагенетическое происхождение, политип 2M1 представляет высокотемпературную форму этого минерала (Yoder, Eugster, 1955; Velde, 1965) и поэтому может рассматриваться как детритовый компонент инзерских аргиллитов.

Таблица 1. Минералогические данные для тонкозернистых субфракций инзерских аргиллитов

Размер частиц, мкм	Политип иллита	CIS °D2q	I002/I001	Примеси
Обр. 60-БШ
2-5	1Md + 2M1	1.01	0.30	Q + Chl
0.6-2	1Md	1.23	н.о.	Q
0.3-0.6	1Md	1.46	0.33	-
0.2-0.3	1Md	1.51	0.24	-
0.1-0.2	1Md	1.47	0.20	-
Обр. 64-БШ
2-5	1Md + 2M1	1.01	0.84	Q + (Chl)
0.6-2	1Md	1.82	0.40	Q + (Chl)
0.3-0.6	1Md	1.97	0.54	Q + (Chl)
0.2-0.3	1Md	1.64	0.31	-
0.1-0.2	1Md	1.77	0.33	-

Примечание. Chl – хлорит, Q – кварц; н.о. – не определялся. Названия минералов, присутствующих в следовых количествах, даны в скобках.

Соотношение интенсивностей пиков (001) и (002) иллита, по мнению ряда авторов (Esquevin, 1969; Środoń, Eberl, 1984), позволяет приближенно оценивать химический состав этого минерала. Поскольку величина I002/I001 в обоих образцах выше 0.20 (табл. 1, рис. 2б), в октаэдрических слоях иллита всех СФ Al, по-видимому, преобладает над Fe и Mg. Доля последних, однако, судя по изменению величины этого отношения, увеличивается от “крупнозернистых” к “мелкозернистым” СФ, позволяя предполагать, что иллиты в этих СФ некогенетичны.

Значения стандартизированного индекса кристалличности (CIS) иллита в мелкозернистых СФ обоих образцов заметно выше (1.51°–1.97°) по сравнению с крупнозернистыми СФ (1.01°) (табл. 1, рис. 2в). Основными параметрами, контролирующими величину CIS, являются среднее число слоев и его вариации в слюдистом пакете, обеспечивающем когерентное рассеяние рентгеновских лучей, а также процент смектитовых слоев в минерале (Jaboyedoff et al., 2001). Таким образом, величина CIS отражает степень “совершенства” кристаллитов иллита, которая зависит от условий их формирования, в том числе давления, температуры, продолжительности термального воздействия и отношения вода/порода (Essene, Peacor, 1995). Хотя значения CIS иллита во всех СФ инзерских аргиллитов больше 0.42° и лежат, таким образом, в пределах, характерных для зоны диа(ката)генеза (Środoń, Eberl, 1984), их вариации в зависимости от размера глинистых частиц указывают на то, что условия формирования иллитов в мелкозернистых СФ отличались от соответствующих условий для крупнозернистых СФ.

Поскольку температура является важным фактором, контролирующим “совершенство” кристаллитов иллита (Kisch, 1983; Roberts, Merriman, 1985; Robinson, Bevins, 1986; Essene, Peacor, 1995; Meunier, Velde, 2004), различие CIS в крупно- и мелкозернистых СФ может свидетельствовать о различии температурных режимов образования иллитов в этих СФ. Некоторое влияние на величину CIS в СФ 2–5 мкм оказывает и присутствие следов 2M1 иллита. М. Кралик и Й. Шрамм (Kralik, Schramm, 1994), изучавшие неметаморфизованные аргиллиты в Северо-Восточных Альпах, показали, что индекс кристалличности иллита в интервале 0.70–1.50° ∆2θ изменяется обратно пропорционально содержанию политипа 2M1.

Морфология глинистых субфракций. Большая часть глинистых частиц во всех СФ обр. 60-БШ имеет изометричную неправильную форму, хотя нередки и кристаллы, более или менее сохранившие псевдогексагональный облик. На некоторых гранях в крупнозернистых СФ видны небольшие планкообразные прорастания (рис. 3а, 3б). По мере уменьшения размера СФ в них появляется, наряду с ксеноморфными пластинами, все большее число частиц с ровными прямолинейными гранями и их агрегатов (рис. 3в–3е).

Рис. 3. Микрофотографии минеральных частиц в различных размерных субфракциях обр. 60-БШ, полученные методом просвечивающей электронной микроскопии. (а) – СФ 2–5 мкм, масштабная линейка 2 мкм; (б) – СФ 0.6–2 мкм, масштабная линейка 0.5 мкм; (в) – СФ 0.3–0.6 мкм, масштабная линейка 0.5 мкм; (г) – СФ 0.2–0.3 мкм, масштабная линейка 0.2 мкм; (д, е) – СФ 0.1–0.2 мкм, масштабная линейка 0.1 мкм (д), 0.2 мкм (е).

Изотопная геохимия. Sm–Nd данные для валовых проб терригенных пород приведены в табл. 2, а результаты U–Pb, Sm–Nd, Rb–Sr и K–Ar анализа необработанных СФ, кислотных и ацетатных вытяжек и остатков от выщелачивания для изученных образцов аргиллитов представлены в табл. 3–6. Обращает на себя внимание плавное изменение большинства параметров в СФ по мере изменения размера частиц. В частности, уменьшение последних сопровождается ростом содержания К и отношения K/Rb (табл. 6).

Отношения 238U/204Pb (табл. 3) и 87Rb/86Sr (табл. 5) в кислотных и ацетатных вытяжках ниже, а отношение 147Sm/144Nd (табл. 4) выше, чем в остатках от выщелачивания. Для вытяжек также характерны менее радиогенные Pb и Sr и более радиогенный Nd по сравнению с остатками. Отсюда, в частности, следует, что в результате выщелачивания разноразмерных СФ в раствор, наряду с продуктами адсорбции на глинистых частицах, переходит несиликатная минеральная фаза, обогащенная обычными Pb и Sr и радиогенным Nd.

Таблица 2. Sm–Nd аналитические данные для валовых проб терригенных пород инзерской свиты

Номер образца	Порода	Разрез	Подсвита	Стратигра-фическое положение образца в подсвите	Sm, мкг/г	Nd, мкг/г	147Sm/ 144Nd	143Nd/ 144Nd	εNd(0)	εNd(T)	TNd(DM) млрд лет
ГС8-8-1	Аргиллит	Миньяр	Верхняя	Кровля пачки 3	9.92	66.6	0.0899	0.511559	-21.0	-9.6	2.0
ГС8-8-3	Аргиллит	Миньяр	Верхняя	Кровля пачки 3	4.64	30.3	0.0925	0.511596	-20.3	-9.2	2.0
58-2	Алевролит	Миньяр	Верхняя	Середина пачки 1	4.02	18.8	0.1291	0.511721	-17.9	-10.7	2.6
МИН-1	Алевролит	Миньяр	Верхняя	Середина пачки 1	2.50	11.6	0.1296	0.511895	-14.5	-7.3	2.3
ГС8-4-1	Аргиллит	Пороги	Верхняя	Кровля	10.28	60.7	0.1024	0.511642	-19.4	-9.4	2.1
ГС8-4-2	Аргиллит	Пороги	Нижняя	Основание	8.92	46.4	0.1163	0.511801	-16.3	-7.7	2.1
БШ-60	Аргиллит	Кулгунино	Нижняя	Основание	7.84	47.3	0.1001	0.511612	-20.0	-9.7	2.1
БШ-64	Аргиллит	Кулгунино	Нижняя	Основание	9.50	52.3	0.1097	0.511658	-19.1	-9.8	2.2

Примечание. Возраст пород инзерской свиты принят равным 836 млн лет (Овчинникова и др., 1998).

Таблица 3. U–Pb аналитические данные для тонкозернистых субфракций обр. 60-БШ

Субфракция, мкм

Препарат

U, мкг/г

Pb, мкг/г

Доля, переходящая в вытяжку, %

238U/204Pb

206Pb/204Pb

207Pb/204Pb

208Pb/204Pb

2-5

НО

3.21

0.11

3.40

8.14

1.94

6.21

3.4

23.8

28.4

3.75

40.0

21.721

19.806

22.273

15.952

15.804

15.996

44.552

41.929

45.291

0.6-2

НО

3.25

0.13

3.34

8.23

2.05

6.24

4.0

24.9

28.4

4.26

39.1

21.435

19.891

21.798

15.971

15.838

15.960

44.979

41.784

45.735

0.3-0.6

НО

2.62

0.14

2.51

7.24

2.28

5.24

5.3

31.5

25.9

4.30

35.1

21.094

19.706

21.687

15.916

15.789

15.978

44.730

41.441

46.258

0.2-0.3

НО

1.55

0.10

1.47

6.05

1.38

3.81

6.5

22.8

18.0

5.13

28.3

20.590

19.086

21.629

15.811

15.694

15.803

43.962

39.881

46.541

0.1-0.2

НО

1.57

0.14

1.24

5.28

2.19

3.28

8.9

41.5

21.3

4.30

28.4

20.954

19.299

22.217

15.832

15.755

15.968

44.732

40.448

47.985

Примечания. НО – необработанная субфракция; В – кислотная вытяжка; О – остаток от выщелачивания. Содержания (мкг/г) U и Pb в вытяжках и остатках даны в пересчете на 1 г необработанной субфракции.

Таблица 4. Sm–Nd аналитические данные для тонкозернистых субфракций обр. 60-БШ

Субфракция, мкм	Препарат	Sm, мкг/г	Nd, мкг/г	Доля, переходящая в вытяжку, %		147Sm/144Nd	143Nd/144Nd
Субфракция, мкм	Препарат	Sm, мкг/г	Nd, мкг/г	Sm	Nd	147Sm/144Nd	143Nd/144Nd
2-5	НО	9.77	60.31			0.0979	0.511573
	В	1.08	3.00	11.1	5.0	0.2170	0.512259
	О	8.25	58.42			0.0854	0.511551
0.6-2	НО	10.26	66.13			0.0938	0.511565
		10.29	66.48			0.0936	0.511562
	В	0.86	2.56	8.3	3.8	0.2026	0.512308
		0.84*	2.49*	8.3	3.8	0.2032*	0.512272*
	О	8.87	57.77			0.0928	0.511509
		8.59*	54.58*			0.0952*	0.511525*
0.2-0.3	НО	-	-			-	-
	В	0.38	1.22	15.2	8.0	0.1889	0.512340
	О	2.12	14.01			0.0915	0.511604
0.1-0.2	НО	2.38	13.24			0.1088	0.511724
	В	0.51	1.63	21.4	12.3	0.1897	0.512319
	О	1.87	11.54			0.0980	0.511671

Примечание. НО – необработанная субфракция, В – кислотная вытяжка, О – остаток после выщелачивания.

Содержания (мкг/г) Sm и Nd в вытяжках и остатках даны в пересчете на 1 г необработанной субфракции. (*) Параллельный эксперимент с выщелачиванием.

Таблица 5. Rb–Sr аналитические данные для тонкозернистых субфракций инзерских аргиллитов

Размер частиц, мкм	Препарат	Доля, переходящая в вытяжку, %		Rb, мкг/г	Sr, мкг/г	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr
Размер частиц, мкм	Препарат	Rb	Sr	Rb, мкг/г	Sr, мкг/г	87Rb/86Sr	87Sr/86Sr
Обр. 60-БШ
2-5	НО			161	81.1	5.803	0.78325
	В	0.2	9.7	0.264	7.85	0.0974	0.71469
	О			161	76.9	6.124	0.78614
0.6-2	НО			175	83.0	6.130	0.78381
	В	0.2	11.0	0.409	9.11	0.130	0.71498
	О			179	75.4	6.931	0.79336
0.3-0.6	НО			205	67.5	8.863	0.80326
	В	0.3	19.0	0.683	12.8	0.155	0.71599
	О			206	55.5	10.86	0.82443
0.2-0.3	НО			224	35.4	18.65	0.87540
	В	0.4	37.9	0.798	13.4	0.173	0.71753
	О			228	22.6	30.03	0.97348
0.1-0.2	НО			231	32.9	20.67	0.88367
	В	0.5	42.9	1.10	14.1	0.226	0.71814
	О			231	18.7	36.77	1.01801
Обр. 64-БШ
2-5	НО			167	82.9	5.857	0.78207
	НО			167	81.2	6.002	0.78343
	В	0.2	15.6	0.342	12.8	0.0775	0.71262
	О			165	68.3	7.072	0.79566
0.6-2	НО			179	88.0	5.914	0.78064
	НО			179	87.6	5.954	0.78127
	В	0.2	13.8	0.298	12.1	0.0710	0.71345
	О			175	74.3	6.869	0.79100
0.3-0.6	НО			206	79.1	7.598	0.79056
	НО			206	79.2	7.601	0.79095
	В	0.4	16.6	0.911	13.1	0.202	0.71517
	О			203	65.5	9.077	0.80540
0.2-0.3	НО			229	46.0	14.62	0.83920
	НО			227	45.7	14.55	0.83931
	В	0.5	34.0	1.14	15.6	0.212	0.71636
	О			228	29.7	22.67	0.90676
0.1-0.2	НО			226	39.4	16.81	0.85323
	НО			229	39.9	16.82	0.85343
	В	0.6	49.4	1.39	19.6	0.205	0.71601
	О			223	20.2	32.81	0.98525

Примечание. НО – субфракция, не обработанная раствором ацетата аммония; В – ацетатная вытяжка; О – остаток от выщелачивания. Содержания (мкг/г) Rb и Sr в вытяжках приведены в расчете на 1 г необработанной субфракции.

Таблица 6. K–Ar аналитические данные для тонкозернистых субфракций инзерских аргиллитов

Номер образца	Субфракция, мкм	К, %	K/Rb	40Arрад, нг/г	K–Ar возраст, млн лет
60-БШ	2-5	3.69	229	246.8	773
	0.6-2	4.15	237	252.2	714
	0.3-0.6	4.99	243	274.1	657
	0.2-0.3	5.76	257	272.1	578
	0.1-0.2	5.92	256	266.6	555
64-БШ	2-5	3.76	225	231.2	721
	0.6-2	4.12	230	237.3	683
	0.3-0.6	4.96	241	261.8	635
	0.2-0.3	5.66	248	268.7	580
	0.1-0.2	5.72	251	271.5	580

Доли выщелачиваемых элементов увеличиваются от относительно крупнозернистых СФ к мелкозернистым, особенно наглядно это выражено для Rb и Sr (табл. 5). Содержание Rb в остатках от выщелачивания растет в обоих образцах по мере уменьшения величины частиц, и только в СФ 0.1–0.2 мкм обр. 64-БШ оно несколько снижается (рис. 4а). Содержания же U, Pb, Sm, Nd и Sr в этих остатках плавно уменьшаются в указанном направлении (рис. 4б, 5а, 5б), и то же можно сказать об отношении 238U/204Pb (табл. 3). Напротив, измеренные отношения 87Rb/86Sr и 87Sr/86Sr в остатках от выщелачивания для мелкозернистых СФ значительно выше, чем для крупнозернистых (рис. 6а, 6б).

Рис. 4. Содержания Rb (а) и Sr (б) в глинистых остатках после выщелачивания 1N NH4OAc в зависимости от размера частиц в субфракциях.

Рис. 5. Содержания U и Pb (а) и Sm и Nd (б) в глинистых остатках обр. 60-БШ после выщелачивания 1N HCl в зависимости от размера частиц в субфракциях.

Рис. 6. Зависимость отношения 87Sr/86Sr от величин 87Rb/86Sr (а) и 1/86Sr (б) для глинистых остатков разноразмерных глинистых субфракций обр. 60-БШ и 64-БШ после выщелачивания 1N NH4OAc.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Изотопная систематика глинистых СФ и продуктов их лабораторного выщелачивания как результат двухкомпонентного смешивания. Прямолинейная зависимость для остатков от выщелачивания разноразмерных СФ в координатах 87Rb/86Sr–87Sr/86Sr (рис. 6а) может рассматриваться или как изохрона, или как линия смешивания двух различных компонентов. Интерпретация ее как изохроны означала бы, что все изученные глинистые СФ либо когенетичны, т.е. кристаллизовались в одно и то же время с единым первичным отношением 87Sr/86Sr, либо образовались в разное время, но впоследствии были изотопно уравновешены по отношению к содержащемуся в них Sr.

Первая трактовка подразумевает, что весь иллит в инзерских аргиллитах образовался в ходе единого геологического события в одной и той же среде, а различие размеров частиц определялось продолжительностью их кристаллизации. Такая возможность в некоторой степени поддерживается данными электронной микроскопии, свидетельствующими об отсутствии резкого различия морфологии частиц в крупнозернистых и мелкозернистых СФ. Эта трактовка, однако, вступает в очевидное противоречие с результатами химического и изотопного изучения разноразмерных СФ, которые демонстрируют уменьшение отношения K/Rb и концентраций К, Mg, Fe и Rb и увеличение содержаний Al, Sr, Sm, Nd, U и Pb в направлении от мелкозернистых СФ к крупнозернистым (табл. 1, 3–6). Механизмом, обеспечивающим различие концентраций в частицах разного размера, могло бы быть так называемое “созревание Оствальда” – возникновение крупных минеральных частиц за счет растворения и перекристаллизации мелких в замкнутой системе (Baronnet, 1982), но в этом случае крупные кристаллы иллита должны были бы, напротив, характеризоваться меньшим содержанием Sr и более высоким Rb/Sr отношением (Eberl et al., 1990; Kralik, Schramm, 1994). Кроме того, в рамках предположения о кристаллизации иллита из единого флюида трудно объяснить различие отношений 238U/204Pb, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 147Sm/144Nd, 143Nd/144Nd, 87Rb/86Sr и 87Sr/86Sr в кислотных и ацетатных вытяжках из разноразмерных СФ (рис. 7а–г).

Альтернативная трактовка, т.е. “вторичная” гомогенизация изотопного состава Sr в некогенетичных разноразмерных СФ, также представляется маловероятной из-за неопределенности механизма, который мог бы привести к такому результату. В кристаллических породах в качестве механизма изотопной гомогенизации во многих случаях рассматривалась термальная диффузия (Faure, Mensing, 2005). В осадочной обстановке, однако, диффузионные процессы, которые могли бы привести к миграции радиогенных изотопов в твердой фазе, не изучались. В любом случае, низкотемпературные условия, в которых находились инзерские аргиллиты на протяжении своей геологической истории (подробнее см. ниже), не кажутся способствующими диффузионной миграции компонентов Rb–Sr системы. Таким образом, прямая линия на рис. 6а, по-видимому, не должна быть интерпретирована ни как “первичная”, ни как “вторичная” изохрона.

В то же время приведенные выше вариации K–Rb–Sr, Sm–Nd и U–Pb параметров в сочетании с параллельными тенденциями изменения минералогических характеристик (величин I002/I001 и CIS) в разноразмерных СФ позволяют предполагать, что глинистый материал обоих образцов инзерских аргиллитов состоит из смеси иллитов двух генераций. Об этом же свидетельствуют и прямолинейные зависимости, образуемые фигуративными точками остатков от выщелачивания разноразмерных СФ для обоих образцов на графике в координатах 1/86Sr–87Sr/86Sr (рис. 6б). Согласно данным рентгеновской дифрактометрии, доминирующим компонентом фракции с размером частиц < 5 мкм в инзерских аргиллитах является низкотемпературный 1Md иллит, и только самые крупнозернистые СФ содержат незначительные примеси других минералов. Поэтому можно полагать, что конечные члены твердофазных смесей на рис. 6а, 6б представляют собой две различные генерации 1Md иллита.

Первый конечный член смесей представлен в обоих образцах крупнозернистыми (0.6–2 и 2–5 мкм) СФ, содержащими Al-иллит с низкими отношениями K/Rb и Rb/Sr и высоким отношением 238U/204Pb. Второй член (СФ 0.1–0.2 мкм) составлен иллитом с меньшими содержанием Al и отношением 238U/204Pb и более высокими отношениями K/Rb и Rb/Sr. Однородность глинистого материала аргиллитов и близость мест отбора могут объяснить попарное сходство минералогических и K–Rb–Sr характеристик конечных членов смесей в обоих образцах. Таким образом, прямая линия на рис. 6а отражает варьирующее соотношение обоих компонентов смеси в разноразмерных глинистых СФ, и ее наклон не имеет геохронологического смысла.

Фигуративные точки кислотных и ацетатных вытяжек для СФ обр. 60-БШ и 64-БШ образуют в координатах 238U/204Pb–206Pb/204Pb, 206Pb/204Pb–207Pb/204Pb, 147Sm/144Nd–143Nd/144Nd и 87Rb/86Sr–87Sr/86Sr индивидуальные линейные тренды (рис. 7а–7г). Это позволяет предполагать, что и вытяжки для каждого из образцов в терминах U–Pb, Sm–Nd и Rb–Sr систематики представляют собой смеси двух конечных членов. Здесь такие члены, однако, должны быть представлены относительно легкоподвижными Sr, Sm, Nd, U и Pb, основная часть которых, вероятно, находится в диагенетических акцессорных карбонатах или фосфатах, а также в межслоевых пространствах иллитовых минералов. Предположение о существовании подобных смесей, однако, не обязательно подтверждается или опровергается нанесением данных на графики в координатах 1/86Sr–87Sr/86Sr, 1/144Nd–143Nd/144Nd или 1/204Pb–206Pb/204Pb, хотя примеры таких зависимостей и существуют (Горохов и др., 2007). Действительно, фиксированные концентрации подвижных Sr, Nd и Pb в такого рода конечных членах и их смесях могут существовать лишь в случаях, когда эти конечные члены представлены растворимыми акцессорными минералами. В то же время фиксированные отношения 87Rb/86Sr и 87Sr/86Sr, 147Sm/144Nd и 143Nd/144Nd, 238U/204Pb, 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb во флюидах, которые для некоторых изотопных систем находились в равновесии с соответствующими генерациями иллита в ходе кристаллизации последних, кажутся в обычных условиях вполне допустимыми. Н. Клауэр и его соавторы (Clauer et al., 1997) изучали глинистые минералы в фанерозойских породах юго-восточной части Центрального Французского массива и получили на изохронной диаграмме для солянокислых вытяжек из равноразмерных глинистых СФ (< 0.2 мкм) линию с нереальным Rb–Sr возрастом 1330 млн лет. Они рассматривали эту линию как результат смешивания двух некогенетичных флюидов, которые отличались друг от друга как распределением редкоземельных элементов, так и величиной отношения 87Sr/86Sr. И.М. Горохов и его соавторы (Gorokhov et al., 2001; Горохов и др., 2002) интерпретировали сходные картины, полученные для верхнедокембрийских аргиллитов, подобным же образом. Такая же интерпретация представляется возможной и для инзерских аргиллитов, особенно в связи с тем, что наклоны прямых линий для вытяжек на диаграмме в “изохронных” координатах 87Rb/86Sr–87Sr/86Sr (рис. 7г) и 206Pb/204Pb–207Pb/204Pb (рис. 7б) отвечают нереальным Rb–Sr возрастам ~2060 млн лет для обр. 60-БШ и ~1500 млн лет для обр. 64-БШ и Pb–Pb возрасту ~ 2350 млн лет для обр. 60-БШ, а прямые в координатах 238U/204Pb–206Pb/204Pb и 147Sm/144Nd–143Nd/144Nd (рис. 7а, 7в) вообще имеют отрицательные наклоны.

Рис. 7. Связь отношений 238U/204Pb и 206Pb/204Pb (а), 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb (б), 147Sm/144Nd и 143Nd/144Nd (в) и 87Rb/86Sr и 87Sr/86Sr (г) в кислотных (а, б, в) и ацетатных (г) вытяжках из разноразмерных СФ обр. 60-БШ и 64-БШ. Условные обозначения см. рис. 6.

Предположение о том, что изотопный состав Sr, выщелачиваемого из тонкозернистых СФ аргиллитов, может характеризовать обстановку, в которой происходила кристаллизация глинистых минералов, было высказано Н. Клауэром (Clauer, 1976, 1979) и получило ряд подтверждений в более поздних работах этого автора (Clauer et al., 1984, 1990; Clauer, Chaudhuri, 1995). Изучение глинистых СФ в целом ряде рифейских, вендских и кембрийских аргиллитов Северной Евразии (Gorokhov et al., 1994, 2001; Горохов и др., 2002, 2006), в свою очередь, показало, что в этих разновозрастных породах содержатся по меньшей мере две некогенетичные генерации иллита, а мобильный Sr также включает более чем одну изотопную разновидность. Имеются основания полагать, что в таких случаях изотопные разновидности мобильного Sr характеризуют флюиды, которые на разных этапах существования породы служили средой кристаллизации разновозрастных генераций аутигенных минералов. При этом не обязательная, но вероятная когенетичность мобильного и неподвижного Sr в СФ открывает возможность датирования СФ иллита с помощью изохронного анализа триплетов выщелачивания. Такие “внутренние Rb–Sr изохроны”, впрочем, дают возраст реальных этапов литогенеза только для тех СФ, которые составлены конечными членами минеральных смесей, представляющими собой моногенерации иллита. Поэтому этот способ определения возраста применим лишь в тех случаях, когда в кислотных (или ацетатных) вытяжках удается доказать присутствие двух некогенетичных компонентов и можно предполагать существование в прошлом изотопного равновесия между аутигенными минералами и диа(ката)генетическим флюидом.

К сожалению, наша попытка использования “внутренних изохрон”, построенных в рамках U–Pb систематики, для оценки возраста этапов литогенеза инзерских аргиллитов оказалась неудачной, несмотря на то что вариации отношения 238U/204Pb как в мобильной фазе (рис. 7а), так и в остатках после выщелачивания (табл. 3) позволяли предполагать наличие в этих фазах смесей некогенетичных компонентов. В координатах 238U/204Pb–206Pb/204Pb диапазон кажущихся возрастов индивидуальных размерных СФ по триплетам кислотная вытяжка–остаток от выщелачивания–необработанная субфракция составляет 370–670 млн лет и с учетом стратиграфического положения пород инзерской свиты и Pb–Pb возраста 836 ± 25 млн лет, полученного для ее известняков (Овчинникова и др., 1998), мог бы соответствовать постседиментационным преобразованиям глинистых осадков. Такой возможности не противоречит предполагаемый Pb–Pb возраст эпигенетической сульфидной минерализации (470 млн лет) в вышележащих породах миньярской свиты (Овчинникова и др., 2000). Однако простой интерпретации этих линейных последовательностей как “внутренних изохрон” мешает то труднообъяснимое обстоятельство, что вычисленные U–Pb возрастные значения (600–670 млн лет) для мелкозернистых (0.1–0.2 и 0.2–0.3 мкм) СФ существенно выше соответствующих значений (370–430 млн лет) для крупнозернистых (0.3–0.6, 0.6–2 и 2–5 мкм) СФ. Поэтому нет уверенности в том, что подвижные и неподвижные U–Pb компоненты инзерских аргиллитов когда-либо находились в изотопном равновесии. Остается неясной и другая проблема: в каких минеральных фазах глинистых пород содержатся компоненты U–Pb системы?

Sm–Nd систематика триплетов выщелачивания также не дает повода для оптимизма. Кажущиеся возрасты, которые отвечают наклону линий, соединяющих фигуративные точки кислотной вытяжки, остатка после выщелачивания и необработанной субфракции, для СФ 2–5, 0.6–2, 0.2–0.3 и 0.1–0.2 мкм равны соответственно 840, 1050, 1150 и 1090 млн лет. Здесь так же, как и в U–Pb систематике, трудно объяснить возрастание полученных значений с уменьшением размера частиц в СФ, поэтому возникает сомнение в существовании в инзерских аргиллитах изотопного равновесия между подвижными и неподвижными компонентами Sm–Nd системы. Так или иначе датировки, полученные в рамках этой изотопной аксиоматики, трудно интерпретировать.

Кажущиеся возрасты, вычисленные из наклонов “внутренних Rb–Sr изохрон” (рис. 8, 9), равно как и K–Ar возрасты (табл. 6), постепенно уменьшаются от соответственно 835–836 и 721–773 млн лет для СФ 2–5 мкм до 572–580 и 555–580 млн лет для СФ 0.1–0.2 мкм (рис. 10а, 10б). Поскольку ранний диагенез карбонатных пород инзерской свиты происходил 836 ± 25 млн лет назад (Овчинникова и др., 1998), эти возрастные интервалы представляются разумными оценками периода постседиментационной эволюции глинистых осадков. Наши предыдущие исследования верхнепротерозойских и нижнепалеозойских осадочных последовательностей Северной Евразии дали ряд примеров соответствия Rb–Sr возраста ранних генераций аутигенного иллита процессам близким во времени к моменту отложения глинистых осадков (Gorokhov et al., 1994; Горохов и др., 1997, 2006, 2010; Zaitseva et al., 2011). Согласующиеся же Rb–Sr и K–Ar датировки, полученные для самой мелкозернистой СФ, дают основание полагать, что содержащаяся в ней вторая генерация 1Md иллита образовалась 555–580 млн лет назад. В рамках аксиоматики смешивания очевидно, что все СФ, содержащие глинистые частицы промежуточных размеров, включают смеси этих некогенетичных генераций и их кажущиеся возрасты не имеют геохронологического смысла.

Рис. 8. “Внутренние изохроны” для необработанных глинистых субфракций (НО), ацетатных вытяжек (В) и остатков после выщелачивания (О) обр. 60-БШ.

Рис. 9. “Внутренние изохроны” для необработанных глинистых субфракций (НО), ацетатных вытяжек (В) и остатков после выщелачивания (О) обр. 64-БШ.

Рис. 10. Зависимость кажущихся Rb–Sr (а) и K–Ar (б) возрастов и первичных отношений 87Sr/86Sr, вычисленных для “внутренних изохрон” (в), от размера глинистых частиц в субфракциях обр. 60-БШ и 64-БШ.

При переходе от крупнозернистых СФ к мелкозернистым первичное отношение 87Sr/86Sr возрастает от 0.7135 до 0.7162 в обр. 60-БШ и от 0.7117 до 0.7143–0.7146 в обр. 64-БШ (рис. 10в). Его значения, однако, для всех СФ превышают соответствующие отношения в морской воде инзерского палеобассейна (Кузнецов А.Б. и др., 1997, 2003, 2014). Причинами этого могут быть (1) кристаллизация аутигенного глинистого материала вскоре после седиментации в среде, которая не находилась в изотопном равновесии со Sr морской воды, или (2) образование глинистых минералов в более позднее время в контакте с флюидами, отличавшимися по изотопному составу Sr от среды седиментации.

Первый механизм подразумевает существование на ранней стадии захоронения осадков замкнутой геохимической системы, исключающей заметную миграцию химических элементов в ходе аутигенного минералообразования (см., например, Bloch, Hutcheon, 1992; Clauer, Chaudhuri, 1995). В этом случае отношение 87Sr/86Sr в поровом флюиде, не обменивающемся более с морской водой, повышается за счет конгруэнтного растворения детритового материала, служащего источником катионов, которые необходимы для аутигенного минералообразования. Доля силикатного Sr в поровом флюиде может доходить до 45% (Awwiller, 1994). Аутигенные минералы, кристаллизующиеся в такой обстановке, будут иметь повышенное первичное отношение 87Sr/86Sr по сравнению с отношением в одновозрастной морской воде (Clauer et al., 1990; Gorokhov et al., 1994).

Второй механизм требует изменения флюидного режима на некоторой стадии литогенеза. Это может происходить в результате проникновения внешнего флюида в осадочную толщу под влиянием тектонических факторов. Равным образом такое изменение может быть вызвано глубоким погружением осадочной последовательности или, напротив, ее поднятием в зону циркуляции метеорных вод. В этом случае новообразование или перекристаллизация глинистого материала происходит в условиях открытой системы, а интенсивность процесса регулируется проницаемостью породы.

Геологические события, приведшие к образованию двух генераций иллита в инзерских аргиллитах. Глинистый компонент инзерских аргиллитов включает две аутигенные генерации иллита в различных пропорциях. Эти две генерации возникли в средах с различающимися отношениями 87Sr/86Sr. Частицы обеих генераций имеют изометричную форму и псевдогексагональный облик.

Первая генерация иллита преобладает в СФ 2–5 и 0.6–2 мкм. Их Rb–Sr возрасты составляют соответственно 835–836 и 803–806 млн лет (рис. 8, 9). СФ 2–5 мкм, однако, содержит небольшую примесь детритового 2M1 иллита. Поэтому можно полагать, что возраст первой генерации иллита в инзерских аргиллитах лежит в интервале 803–836 млн лет.

Наиболее распространенный механизм образования аутигенного иллита в ходе погружения глинистых осадков связан с трансформацией смешанослойного иллит-смектита за счет K и Al, поступающих в поровый флюид из разрушающихся в условиях диагенеза обломочных полевых шпатов и слюд (Boles, Franks, 1979; Środoń, Eberl, 1984; Meunier, Velde, 2004). Образование иллита регулируется целым рядом факторов, среди которых следует выделить температуру и химический состав диагенетического флюида, интенсивность флюидного потока, а также длительность периода захоронения осадков.

Обычно предполагается, что процесс иллитообразования происходит в интервале температур 55–145°С (Hower et al., 1976; Boles, Franks, 1979; Środoń, Eberl, 1984; Freed, Peacor, 1989), т.е. после погружения осадков на глубину 2 км и более. Однако температура трансформации смектита и смешанослойных глинистых минералов в иллит в значительной степени определяется отношением вода/порода и может быть более низкой. В проницаемых зонах, где циркуляция флюида весьма интенсивна, преобразование смектита в иллит наблюдалось на глубине около 500 м при температуре лишь около 20–30°С (Buatier et al., 1992). Такая возможность связана скорее с горизонтальными движениями земной коры, чем с вертикальной тектоникой. На переход смектит–иллит влияет также текстура осадков: при прочих равных условиях слоистые аргиллиты содержат большую долю иллита по сравнению с массивными (Freed, Peacor, 1989). В некоторых случаях микротрещиноватость значительно увеличивает поток флюида через аргиллиты, делая его соизмеримым по величине с потоком в песчаниках (Capuano, 1993).

Присутствие в пелитовых породах карбонатов из-за наличия в последних Ca и Mg, тормозящих иллитизацию смектита (Roberson, Lahann, 1981), может увеличивать время, разделяющее седиментацию и диа(ката)генез. С другой стороны, высокие концентрации в диа(ката)генетическом флюиде калия и кремнезема за счет растворения К-полевого шпата, слюд и каолинита при низком содержании карбонатов в породе способствуют началу иллитизации при относительно низкой температуре (Singer, Stoffers, 1980; Bjørkum, Gjelsvik, 1988; Hamilton et al., 1992; Small, 1993). Д. Харпер и его соавторы (Harper et al., 1995) показали, что вторичный иллит в верхнекембрийских породах юго-запада провинции Онтарио, Канада, образовался при температуре 40–50°С, совместимой с геотермическими градиентами и историей погружения изученных толщ. К такому же выводу на основании детального изучения геохимии изотопов кислорода и водорода в этих породах пришли К. Зиглер и Ф. Лонгстаф (Ziegler, Longstaffe, 2000a, 2000b). Примеры и возможные механизмы низкотемпературного формирования иллита на малых глубинах рассматривались и в работах других авторов (Bethke, Altaner, 1986; Deconinck et al., 1988; Kirsimäe et al., 1999; Kirsimäe, Jørgensen, 2000; Moore, 2000; Huggett et al., 2001; Huggett, Cuadros, 2005).

Иное объяснение возникновению иллита на глубине около 500 м в нормально погружавшихся осадках Парижского седиментационного бассейна дали Ж.-Р. Моссман, Н. Клауэр и их соавторы (Mossman et al., 1992; Clauer et al., 1995, 1996). Эти исследователи предположили, что процесс иллитизации был здесь высокотемпературным и инициировался периодическими аномальными термальными импульсами, совпадавшими во времени с раннеюрской тектонотермальной активностью. Подобным же образом краткие эпизоды поступления горячих рассолов активизировали образование иллита независимо от глубины погружения и в других регионах (Morton, 1985b; Elliot, Aronson, 1987; Hay et al., 1988).

В изученном разрезе инзерские аргиллиты перекрываются толщей карбонатных пород, скоррелированных с нижнеинзерскими известняками северо-западной части Башкирского антиклинория, возраст раннего диагенеза которых по данным Pb–Pb метода составляет 836 ± 25 млн лет (Овчинникова и др., 1998). Таким образом, судя по своему Rb–Sr возрасту (803–836 млн лет), иллит первой генерации формировался сразу после накопления вышележащих карбонатов, и маловероятно, что в это время аргиллиты могли находиться на глубине более 450–500 м (рис. 11).

Рис. 11. Кривая глубины погружения пород инзерской свиты во времени.

В позднерифейской истории Уральского палеобассейна не упоминается о каком-либо значительном тектоническом событии, которое могло бы стать причиной интенсивных горизонтальных флюидных потоков. Однако именно в осадках инзерского времени отмечается тенденция нарушения типичной для южноуральских позднерифейских разрезов литофациальной зональности (Маслов, 1997). Можно предполагать, что в инзерское время в Уральском палеобассейне располагавшийся на Русской платформе и господствовавший на протяжении всего позднего рифея западный источник сноса был значительно редуцирован.

Согласно данным, полученным по валовым пробам терригенных пород инзерской свиты (табл. 2), Sm–Nd модельные возрасты большинства образцов варьируют в пределах 2.0–2.2 млрд лет. Возрастные значения одинаковы в образцах из основания и кровли свиты во всех изученных разрезах в разных частях БМА и несколько выше, чем соответствующее значение для аргиллита из верхней подсвиты в разрезе Миньяр – 1.9 млрд лет (Маслов и др., 2003). Заметное удревнение модельного возраста (2.3–2.6 млрд лет) показывают только образцы нижней части верхней подсвиты в разрезе Миньяр. Таким образом, начало позднеинзерского времени отмечено событием, которое привело к поступлению в палеобассейн более древнего материала, возможно, из источника, расположенного к востоку от БМА. В седиментологическом контексте это событие произошло сразу после накопления нижней, самой мощной карбонатной пачки свиты (“подинзерских слоев”). Такая смена источников сноса могла быть следствием изменения тектонического режима в восточных частях Уральского палеобассейна.

Мощность разрезов инзерской свиты на относительно коротком участке, в пределах 60 км на восток от изученного разреза в Алатауском антиклинории, увеличивается в 2 раза. При этом отмечается смена морских карбонатных фаций глинисто-алевритовыми и далее прибрежными алеврито-песчаными фациями (Маслов, 1988). Последнее предполагает, что накопление инзерских осадков могло происходить в условиях относительно быстрого прогибания восточных частей палеобассейна (рис. 12). В результате этого прогибания изменилась внутренняя архитектура инзерского бассейна седиментации. Давление, возникшее в результате погружения и сжатия наиболее глубоких его частей, привело к возникновению уровней с повышенным пластовым давлением захороненных поровых вод. Отток этих вод происходил не только вверх, но и в стороны по “водоносным горизонтам” вдоль напластования пород. Один из таких проводящих каналов, возможно, находился в пределах или соседствовал с маломощным глинистым пластом, включающим обр. 60-БШ и 64-БШ и расположенным между литифицированными карбонатами катавской и инзерской свит. При этом элизионные воды, отжатые с глубин около 1000 м, мигрировали бы в западные части палеобассейна.

Рис. 12. Предполагаемая тектоническая схема строения рифейского палеобассейна на Южном Урале ~820 млн лет назад. Условные обозначения см. на рис. 1.

Предполагаемое перемещение флюида могло обеспечить в изученном горизонте более высокие температуру и отношение вода/порода, чем в процессе обычного литостатического погружения осадка. Поэтому проникновение извне элизионных вод 803–836 млн лет назад допустимо рассматривать как вероятную причину формирования первой генерации аутигенного иллита в инзерских аргиллитах, подобно тому, как это установлено для песчаников Северного моря (Darby et al., 1997). Таким образом, несмотря на то что факты низкотемпературного иллитообразования в древних глинистых породах других регионов (Gorokhov et al., 1994; Горохов и др., 1997; Kirsimäe et al., 1999; Kirsimäe, Jørgensen, 2000; Moore, 2000) не позволяют исключить литостатическое погружение из числа вероятных причин, приведших к возникновению иллита первой генерации в инзерских аргиллитах, тектоническая гипотеза кажется вполне правдоподобной.

Альтернативой тектонической гипотезе может быть значительно более быстрое (в течение 30 млн лет) накопление вышележащих отложений каратавской серии, включая миньярскую, укскую и, вероятно, криволукскую свиты. Суммарная мощность осадков названных свит без учета размывов и уплотнения варьирует от 1.6 до 2.2 км, что обеспечивает литостатическое образование аутигенного иллита.

Rb–Sr возраст второй генерации иллита в самых мелкозернистых (0.1–0.2 мкм) СФ лежит в интервале 572–580 млн лет (рис. 8, 9). Поскольку Rb–Sr возраст глауконита, выделенного из алевритистого песчаника бакеевской свиты, составляет 617 ± 12 млн лет (Козлов, Горожанин, 1993), иллит второй генерации в инзерских аргиллитах, очевидно, образовался в постбакеевское время. Силикокластическая толща, перекрывающая бакеевскую свиту и включающая породы урюкской, басинской, куккараукской и зиганской свит (рис. 1), была сформирована в интервале 617–543 млн лет, поскольку в раннем кембрии область Южного Урала испытала поднятие и, начиная с этого момента, седиментация в восточных районах не происходила вплоть до раннего ордовика, а в западных даже до девона.

Иллит второй генерации мог образоваться в инзерских аргиллитах под влиянием какого-либо из постпозднерифейских событий в Уральском палеобассейне. На протяжении венда территория Южного Урала испытала несколько крупных тектонических перестроек, связанных с развитием горного сооружения: региональное поднятие в толпаровско-суировское время, трансгрессию в бакеевское время, приближение северо-западного источника сноса в урюкское время, расширение и углубление палеобассейна в басинское время (Беккер, 1988; Пучков, 1997, 2000).

Благоприятные условия для формирования второй генерации иллита существовали в урюкско-басинское время, в период углубления Уральского палеобассейна. K–Ar датировки глауконитов урюкской и басинской свит лежат в интервалах 569–582 и 557–600 млн лет соответственно (Стратотип…, 1983), а K–Ar возраст тонкозернистого аутигенного иллита басинской свиты равен 582 млн лет (Зайцева и др., 2009). 572–580 млн лет назад глубина погружения пород инзерской свиты в районе опробования вновь достигала критического уровня иллитообразования – 2000–2500 м (рис. 11). Таким образом, к возникновению второй генерации иллита в инзерских аргиллитах могло привести простое литостатическое погружение осадков.

Если же рассматривать другие возможные причины образования второй генерации иллита 572–580 млн лет назад, следует упомянуть важное событие в послебакеевской истории Южного Урала – деформации и метаморфизм пород Башкирского мегантиклинория, связанные с эволюцией Белорецкого метаморфического комплекса (Giese et al., 1999; Пучков, 2000; Glasmacher et al., 2001). Остывание пород этого комплекса, метаморфизованных в условиях от амфиболитовой до зеленосланцевой фации, происходило 597–542 млн лет назад (Glasmacher et al., 1999, 2001). Указанные события завершились накоплением крупногалечных конгломератов куккараукской свиты, в составе которых присутствуют гальки метаморфизованных терригенных и карбонатных пород, базитов, гранитов, красных яшмоидов и фенгитов (Маслов и др., 1999, 2010; Пучков, 2000). Эти масштабные тектонические события, несмотря на географическую удаленность мест их проявления, могли влиять на гидрогеологический и температурный режимы рифейских отложений. Примеры подобных соотношений хорошо известны. У. Шалтеггер и его соавторы (Schaltegger et al., 1994) получили по фракциям <0.2 мкм кембрийских глинистых сланцев Северо-Западного Марокко Rb–Sr датировки в интервале 309–348 млн лет и считали их результатом герцинского метаморфизма, минералогические проявления которого были обнаружены на расстоянии более 30 км от района исследований. Дж. Мортон (Morton, 1985a) интерпретировал Rb–Sr изохрону, полученную по фракциям <0.2 мкм верхнедевонского аргиллита Вудфорд, как отражение главной деформационной фазы позднепалеозойской уачитанской орогении на юго-востоке Северо-Американского континента, даже несмотря на то что этот аргиллит находился далеко от области главных деформаций и его удаление от зоны надвига составляло 60–350 км. M. Боном (Bonhomme, 1987) предположил, что тектонические обстановки растяжения или сжатия, вызывающие увеличение теплового потока и миграцию геоизотерм по направлению к поверхности, могут быть причиной широкомасштабных катагенетических событий на больших площадях. При этом повышение температуры и конвективное движение флюидов приводят к протяженному катагенетическому изменению слоистых силикатов и появлению молодых генераций глинистых минералов в неметаморфизованных аргиллитах. Из этого следует, что метаморфическое окружение даже в областях, где отсутствуют его видимые доказательства, вызывает в породах осадочного чехла изменения, которые могут быть датированы изотопными методами.

Таким образом, иллит второй генерации в тонкозернистых СФ инзерских аргиллитов мог образоваться 542–597 млн лет назад, когда на территории Южного Урала заканчивалось формирование Белорецкого метаморфического комплекса. Исследования проявлений начального метаморфизма в докембрийских и палеозойских глинистых и аспидных сланцах Башкирского мегантиклинория (Matenaar et al., 1999; Glasmacher et al., 2004) обнаружили в некоторых инзерских породах значения CIS иллита близкие к границе зон диагенеза и анхиметаморфизма. Этот вариант интерпретации позволяет объяснить также существующее различие Rb–Sr и K–Ar датировок иллита первой генерации (соответственно 803–836 и 683–773 млн лет) как результат преимущественной потери этим иллитом радиогенного 40Ar по сравнению со 87Sr при вторичном термальном воздействии (см., например, Clauer et al., 2003). Средой формирования иллита второй генерации в аргиллитах инзерской свиты при такой интерпретации были бы инфильтрационные воды, проникавшие в породы по ослабленным зонам в ходе тектонических подвижек.

Наконец, вторая генерация иллита могла возникнуть в ходе поднятия и регрессивного катагенеза пород инзерской свиты в раннекембрийское время (рис. 11). Вертикальные движения, связанные с тектонической инверсией, приводят к значительным изменениям гидрологического режима, влияют на температуру и состав поровых флюидов и, таким образом, могут вызывать регрессивный катагенез и способствовать новообразованию глинистых минералов (Schoonmaker et al., 1986). На поздних стадиях восходящих движений плит иллит может возникать в результате подпитывания порового пространства метеорными водами. Последние участвуют в формировании иллита наряду с глинистой составляющей породы (Ayalon, Longstaffe, 1988; Ziegler, Longstaffe, 2000a, 2000b). Если иллит второй генерации формировался таким образом, возрастные значения 572–580 млн лет для СФ 0.1–0.2 мкм следует рассматривать как несколько завышенные за счет присутствия в этих СФ, наряду с новообразованным, некоторого количества древнего иллита.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Из изложенного можно сделать следующие выводы: (1) даже тонкозернистый материал аргиллитов (фракция <5 мкм) содержит смесь по меньшей мере двух некогенетичных генераций иллита; (2) для идентификации и датирования этих генераций – конечных членов минеральных смесей требуются гранулометрическая сепарация вещества аргиллитов на субмикронном уровне, процедура выщелачивания и элементный и изотопный анализ мобильных и неподвижных компонентов в выделенных субфракциях в сочетании с рентгеновским изучением глинистого материала; (3) хотя U–Pb и Sm–Nd методы полезны при изучении систематики смешивания в аргиллитах, для определения изотопного возраста моногенераций иллита наиболее эффективными являются Rb–Sr и K–Ar методы; (4) интерпретация полученных изотопных датировок должна основываться на детальной независимой информации, касающейся генетической истории анализируемого глинистого материала. Последняя требует привлечения всей суммы имеющихся геологических, литологических, минералогических и биостратиграфических данных.

Однако вполне очевидно, что здесь есть еще много нерешенных или требующих дальнейшего изучения проблем. Часть из них касается изотопной систематики аргиллитов: (1) нахождение конечных членов смеси, т.е. субфракций, представляющих некогенетичные моногенерации иллита, и (2) поиск вещественной составляющей, которая вносит основной вклад в химический и изотопный состав кислотных и ацетатных вытяжек при выщелачивании. Другие проблемы связаны с идентификацией геологических событий и механизмов, способных приводить к образованию некогенетичных генераций иллита в изучаемых глинистых субфракциях. Среди них важное место занимает вопрос о возникновении иллита на малых глубинах и, возможно, при низких температурах, так как именно при этих условиях можно надеяться на получение для древних аргиллитов возрастных значений, близких ко времени седиментации. В этом смысле согласованность Rb–Sr датировок (803–836 млн лет) иллита первой генерации в инзерских аргиллитах со значением Pb–Pb возраста 836 ± 25 млн лет для непосредственно перекрывающих их известняков (Овчинникова и др., 1998) и общим стратиграфическим положением инзерской свиты внушает известный оптимизм.

Новые геохронологические данные о возрасте аутигенного иллита инзерской свиты в стратотипе верхнего рифея находят связь с главными этапами формирования Уральского палеобассейна в ходе его эволюции от пассивной окраины в позднем рифее до предгорного прогиба в позднем венде.

Благодарности. Авторы выражают искреннюю благодарность А.В. Маслову за консультации и полезные замечания, касающиеся палеогеографических и палеогеодинамических проблем эволюции Уральского бассейна в рифее и венде. Мы также весьма признательны Н.Н. Мельникову, Э.П. Кутявину, Б.М. Гороховскому, Е.Н. Самсоновой и А.В. Баскакову за помощь при масс-спектрометрических измерениях и химической подготовке образцов для изотопного анализа и Г.В. Котову за получение электронных микрофотографий.

Источник финансирования. Работа выполнена в рамках Программ фундаментальных исследований ОНЗ РАН III.8 “Комплексные исследования по актуальным проблемам наук о Земле” и Президиума РАН № 19 (№ 0153-2018-0009) при финансовой поддержке РФФИ (проект 15-05-09095).