Early riphean billyakh group, Anabar Uplift, Northern Siberia: isotope C–O geochemistry and Pb–Pb age of dolostones

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Расчленение огромного по продолжительности докембрия осложнено отсутствием быстро эволюционировавших групп организмов, подобных тем, на которые опирается стратиграфическая шкала фанерозоя. В разные годы для расчленения докембрия использовали различные подходы: структурно-вещественный, хронометрический и хроностратиграфический (Семихатов, 1995). Однако лишь последний доказал свою высокую перспективность, поскольку опирается на традиционное литостратиграфическое расчленение осадочных последовательностей с выделением опорных разрезов, анализом в них органических остатков и обязательным использованием изотопной хемостратиграфии и геохронологии. Главная особенность хроностратиграфического подхода заключается в том, что в основу выделения подразделений положены вещественные комплексы пород, которые получают непосредственную палеонтологическую и изотопно-геохронологическую характеристику. Это позволяет ограничивать подразделения определенными интервалами геологического времени, прослеживать их на площади и устанавливать эквиваленты в географически удаленных регионах.

Изотопно-геохронологическая информация о возрасте стратиграфического подразделения может быть получена на основе прорывающих магматических пород и обломочных цирконов из переслаивающихся терригенных отложений. Однако этот способ дает лишь верхнее и нижнее ограничение возраста, иногда в очень широких пределах. Поэтому особое значение в хроностратиграфии докембрия приобретают изотопные возрасты, полученные при изучении осадочных минералов (карбонатов, фосфатов, глобулярных и тонкозернистых слоистых силикатов), которые при определенных условиях дают прямую информацию о времени формирования осадочного подразделения.

Докембрийские отложения Сибири на Анабарском, Оленекском, Туруханском и Байкало-Патомском поднятиях и в Учуро-Майском регионе стали основой для разработки стратиграфических схем протерозоя Северной Евразии (Стратиграфия…, 1959; Злобин, 1968; Хоментовский и др., 1972; Шпунт и др., 1982; Семихатов, Серебряков, 1983). В современной мегаструктуре северной части Сибирской платформы особое место занимает Анабаро-Оленекская антеклиза, в центре которой расположен крупный выход пород кристаллического фундамента – Анабарское поднятие (рис. 1). По периферии Анабарского поднятия метаморфизованные архейские и нижнепротерозойские породы с угловым несогласием перекрыты верхнепротерозойско-палеозойским осадочным чехлом (рис. 2), базальные горизонты которого сложены рифейскими породами мукунской и билляхской серий. Отложения мукунской серии представлены песчаниками аллювиального, эолового и озерного генезиса (Петров, 2014). Билляхская серия, сложенная доломитами, трансгрессивно перекрывается терригенно-карбонатной старореченской свитой венда (Злобин, 1968). Начиная с позднего протерозоя, отложения чехла Анабарского поднятия не вовлекались в зоны складчатости и не были деформированы тектоническими процессами. Из-за положения северного края Сибирской платформы в высоких широтах процессы химического выветривания здесь почти не проявлены. Таким образом, совокупность геологических и географических факторов способствовала сохранению этого объекта для исследований.

 

Рис. 1. Положение Анабарского массива в пределах Сибирской платформы (а), схема его геологического строения (б) и положение района работ в бассейне р. Котуйкан (в). 1 – архей-нижнепротерозойский фундамент, 2 – рифейские терригенные отложения (мукунская серия), 3 – рифейские карбонатные отложения (билляхская серия), 4 – вендские отложения (старореченская свита). В скобках приведены названия стратиграфических подразделений на западном склоне Анабарского поднятия.

 

Интенсивное биостратиграфическое изучение рифейских отложений Анабарского поднятия в течение второй половины двадцатого столетия (Комар, 1966; Злобин, 1968; Голованов, 1970; Крылов, 1975; Шпунт и др., 1982; Головенок, Белова, 1984; Якшин, 1991; Вейс, Воробьева, 1992; Вейс и др., 2001; Сергеев и др., 2007) привело к разработке ряда индексов для строматолитов и органостенных и окремненных микрофоссилий, что сделало анабарский разрез одним из опорных для верхнего докембрия и позволило предположить существование в составе билляхской серии трех эратем рифея – нижнего, среднего и верхнего. В рифейских отложениях поднятия была выделена ассоциация органостенных микрофоссилий и реликты эвкариот, которые представляют особый “анабарский” тип микробиот, позднее переименованный в “котуйканский” (Sergeev, 2009; Vorob’eva et al., 2015). Это биостратиграфическое изучение значительно опередило изотопно-геохронологические исследования, в которых в то время использовались главным образом Rb–Sr и K–Ar геохронометры – глобулярные и тонкозернистые слоистые силикаты глауконитового и иллитового состава (Гаррис и др., 1964; Горохов и др., 1991, 1997а, 2001; Gorokhov et al., 1991; Зайцева и др., 2016). Определение U–Pb возраста бадделеитов из даек и силлов в осадочных породах чехла Анабарского поднятия, связанное с палеомагнитными исследованиями, было предпринято лишь в начале нынешнего века (Ernst et al., 2000; Эрнст и др., 2016). Однако положение многих из этих магматических пород в рифейском разрезе до сих пор еще недостаточно хорошо установлено, что не позволяло прийти к сколько-нибудь определенным стратиграфическим выводам. Поэтому изотопно-геохронологические исследования собственно осадочных образований Анабарского поднятия являются весьма актуальными. В предлагаемой работе представлены результаты U–Pb датирования доломитов билляхской серии, которые способствуют новому пониманию истории позднепротерозойского осадконакопления в этом регионе.

U–Pb ДАТИРОВАНИЕ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

Современный уровень U–Pb и Pb–Pb методов датирования открывает возможность корректного определения возраста карбонатных осадочных пород (Moorbath et al., 1987; Jahn, Cuvellier, 1994; Babinski et al., 1995; Russell et al., 1996; Овчинникова и др., 1998, 2000, 2007, 2012; Bolhar et al., 2002; Семихатов и др., 2003; Кузнецов и др., 2005, 2008; Kuznetsov et al., 2013; Каурова и др., 2010; Romero et al., 2013). Начальные содержания U и Pb в осадочных карбонатах очень малы (Каурова и др., 2010) и зависят от концентраций этих элементов в морской воде и коэффициентов распределения между карбонатными минералами и водной фазой. Однако накопление и превращение осадка в породу сопровождается изменениями его химического и минерального состава. Уже в процессе раннего диагенеза (в том числе раннего образования доломита за счет высокомагнезиального кальцита) отдельные компоненты осадка взаимодействуют друг с другом, со средой (морской водой) и остаточными поровыми водами, стремясь к установлению в системе физико-химического равновесия. Происходит перераспределение U и Pb между карбонатными минералами и поровыми водами, и в результате первичный карбонатный материал обычно обедняется ураном и обогащается свинцом (Jahn, Cuvellier, 1994; Овчинникова и др., 1998). Поэтому значения U–Pb и Pb–Pb возраста карбонатных осадочных пород в большинстве случаев следует интерпретировать как время раннего диагенеза карбонатных осадков, которое для протерозойских известняков и доломитов в пределах погрешности определения обычно близко ко времени осадконакопления. Аналитическая надежность значений возраста при этом находится в прямой зависимости от диапазона вариаций отношения ²³⁸U/²⁰⁴Pb в изученных образцах.

После того как метастабильная первичная карбонатная ассоциация превращается в стабильный низкомагнезиальный кальцит (или доломит) и остаточное поровое пространство становится замкнутым, порода ведет себя преимущественно как закрытая геохимическая система. Тем не менее вторичные преобразования на стадии эпигенеза могут приводить к повторному перераспределению U и Pb между карбонатными фазами и эпигенетическими флюидами, создавая препятствия на пути изотопного датирования карбонатных осадочных пород, а часто делая его невозможным. Поэтому получение надежных Pb–Pb датировок требует анализа наименее измененных образов, что при работе с докембрийским материалом выражается в стремлении не ограничиваться использованием обычных петрографических сведений о сохранности первичных текстурно-структурных особенностей карбонатов, а привлекать для оценки их геохимической сохранности элементные и изотопные отношения в датируемых образцах (Каурова и др., 2010).

Работы, выполненные в течение последних трех десятилетий (Smith et al., 1994; Russell et al., 1996; Овчинникова и др., 1998, 2012; Семихатов и др., 2000, 2003; Кузнецов и др., 2003, 2008; Kuznetsov et al., 2013; Sarangi et al., 2004; Babinski et al., 2007; Romero et al., 2013), продемонстрировали, что известняки являются наилучшим материалом для прямого Pb–Pbизотопного датирования карбонатных осадков. Однако опыт работы с докембрийскими доломитами на многих континентах показал, что эти породы также в ряде случаев пригодны для оценки возраста формирования карбонатных осадков (Moorbath et al., 1987; Jahn et al., 1990; Babinski et al., 1995; Овчинникова и др., 2000, 2007; Bolhar et al., 2002; Каурова и др., 2010), хотя геохимические критерии получения изотопно-геохронологических характеристик их исходного осадочного материала до сих пор не найдены.

 

Рис. 2. Строение разреза докембрийских отложений западного склона Анабарского массива. 1 – метаморфические породы фундамента, 2 – гравелиты, 3 – песчаники, 4 – аргиллиты, 5 – доломиты, 6 – строматолитовые карбонаты, 7 – доломиты с кремнями, 8 – линзы с глауконитом, 9 – дайки диабазов. Указанные на рисунке датировки (млн лет): 1401 ± 10 и 1417 ± 44 – Rb–Sr и K–Ar возрасты глауконита юсмастахской свиты (Зайцева и др., 2016); 1384 ± 2 – U–Pb возраст бадделеита Чиэресской дайки (Ernst et al., 2000); 1485 ± 13 и 1459 ± 20 – Rb–Sr и K–Ar возрасты глауконита усть-ильинской свиты (Горохов и др., 1991; Зайцева и др., 2016); 1690 ± 28 – U–Pb возраст обломочного циркона песчаников мукунской серии (Khudoley et al., 2015); 1502 ± 6, 1498 ± 2 и 1502 ± 2 – U–Pb возраст бадделеитов из долеритовых силлов, рвущих доломиты билляхской серии (Эрнст и др., 2016); 560 – Rb–Sr возраст тонкозернистой субфракции иллита из аргиллитов старореченской свиты (Горохов и др., 2010). Сокращения: У-И – усть-ильинская, Ст – старореченская.

 

Рис. 3. Места отбора изученных образцов доломитов билляхской серии в долине р. Котуйкан. 1–9 – свиты: 1 – бурдурская, 2 – лабазтахская, 3 – усть-ильинская, 4 – котуйканская, 5, 6 – юсмастахская (5 – нижняя подсвита, 6 – верхняя подсвита), 7 – старореченская, 8 – немакит-далдынская, 9 – медвежинская; 10 – котуйский комплекс габбро-долеритов; 11 – номера образцов.

 

Протерозойские карбонатные отложения чехла Анабарского поднятия, в том числе билляхской серии, представлены исключительно доломитами. Они являются удобным объектом для продолжения поиска методического подхода к изотопно-геохронологическому исследованию этих пород. Основу настоящей работы составила новая представительная коллекция, собранная сотрудниками ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) в ходе полевых исследований при подготовке к изданию комплекта Государственной геологической карты листа R-48 (Хатанга) масштаба 1 : 1000 000 (третьего поколения) (Государственная…, 2016).

Целью работы было получение новых изотопно-геохимических и геохронологических данных для рифейских карбонатных пород билляхской серии с последующим контролем и уточнением стратиграфической схемы для осадочной последовательности Анабарского поднятия. В задачи работы входило получение С–О изотопных и U–Pb (Pb–Pb) характеристик доломитов, как источников информации о среде, условиях и времени их образования, и рассмотрение возможности применения этих характеристик в геохронологических построениях, а также сравнение полученных изотопных характеристик и возрастов карбонатных отложений чехла Анабарского поднятия с соответствующими характеристиками пород в типовых разрезах верхнего протерозоя.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Наиболее представительная последовательность рифейских отложений западного склона Анабаро-Оленекской антеклизы вскрыта вдоль бассейна р. Котуйкан и на ограниченном участке бассейна среднего течения р. Котуй (рис. 3), где эти отложения залегают с резким угловым несогласием и местами с корой выветривания на породах фундамента (рис. 2). Базальные горизонты указанной последовательности расчленяются на две контрастные по составу и условиям формирования серии – нижнюю терригенную мукунскую (650–750 м) и вышележащую преимущественно карбонатную билляхскую (900–1100 м) (Комар, 1966; Злобин, 1968; Голованов, 1970; Шпунт и др., 1982). Накопление континентальных отложений мукунской серии происходило в условиях аллювиальной, эолово-аллювиальной и озерно-аллювиальной фаций (Петров, 2014), вследствие чего эти отложения не содержат органических остатков. Напротив, билляхская серия, которая отлагалась в пределах разнообразных морских фаций (от открытоморских шельфовых до литоральных), содержит таксономически богатый набор строматолитов, органостенных и окремненных микрофоссилий (Комар, 1966; Голованов, 1970; Шпунт и др., 1982; Головенок, Белова, 1984; Якшин, 1991; Вейс, Воробьева, 1992; Вейс и др., 2001; Сергеев и др., 2007; Vorob’eva et al., 2015). На западном склоне Анабарского поднятия различные горизонты билляхской серии трансгрессивно, а местами и с небольшим несогласием перекрываются породами старореченской свиты (80–180 м) верхнего венда, на которые, в свою очередь, со следами размыва налегают верхневендско-нижнекембрийские немакит-далдынская и маныкайская свиты.

Билляхская серия объединяет три свиты (снизу вверх) – усть-ильинскую (55–65 м), котуйканскую (250–320 м) и юсмастахскую (650–830 м). Две последние расчленяются на подчиненные подразделения, иногда понимаемые как самостоятельные свиты (Злобин, 1968; Семихатов, Серебряков, 1983; Государственная…, 2016).

Усть-ильинская свита в нижней части представлена песчаниками и алевролитами с подчиненными прослоями гравелитов и аргиллитов, а в верхней – ритмично чередующимися темно-серыми до черных аргиллитами и полевошпат-кварцевыми алевролитами с редкими прослоями известково-доломитовых алевролитов и доломитов. Количество последних растет вверх по разрезу. В аргиллитах отчетливо выражена горизонтальная слоистость, подчеркнутая распределением слюды, глинистого материала, тонко распыленного органического вещества и рудных минералов. В различных частях разреза свиты встречается глауконит.

Котуйканская свита связана постепенными переходами с отложениями усть-ильинской свиты и представляет собой сложную по составу и разнообразную по окраске толщу пород с многочисленными пластами строматолитов, с онколитами и катаграфиями, подразделяющуюся на две подсвиты. Нижняя подсвита сложена чередующимися пестроцветными строматолитовыми доломитами и хемогенно-глинистыми и глинисто-алевритистыми доломитами с прослоями темно-серых доломитовых мергелей, доломитовых брекчий, алеврито-глинистых пород и алевролитов. Верхняя подсвита котуйканской свиты включает меньше терригенного материала и представлена светло-серыми грубо-плитчатыми и массивными строматолитовыми доломитами, которые на нижних уровнях заключают прослои темно-серых аргиллитов, а у кровли содержат пласты тонкослоистых доломитовых мергелей.

Юсмастахская свита залегает со следами размыва на верхнекотуйканских отложениях и расчленяется на две подсвиты. Эти подсвиты различаются по составу пород, характеру их переслаивания, набору строматолитов и микрофоссилий и, по-видимому, разделены поверхностью размыва (Злобин, 1968; Шпунт и др., 1982). Такие различия в строении и наличие седиментологического несогласия привели к выводу о возможности перевода подсвит юсмастахской свиты в разряд самостоятельных свит – некюлээхской и чурбукской (Злобин, 1968; Государственная…, 2016). Однако по стратиграфическому объему эти свиты отвечают соответственно нижней и верхней подсвитам юсмастахской свиты, и поэтому в настоящей работе мы сохраняем за верхним подразделением рифейского разреза Анабарского поднятия традиционное название “юсмастахская свита”.

Разрез нижней подсвиты юсмастахской свиты начинается с небольшой пачки кварцевых и полевошпат-кварцевых бурых песчаников, которые в верхней части чередуются с редкими прослоями глинистых доломитов и мергелей. Завершает разрез нижней подсвиты толща плитчатых и массивных темноокрашенных, главным образом строматолитовых доломитов, содержащих тонкие прослои оолитовых доломитов, линзы плоскогалечных конгломерато-брекчий и зеленовато-серых глинистых доломитов. Вблизи кровли подсвиты залегают прослои алевритисто-песчанистых доломитов.

Верхняя подсвита юсмастахской свиты разделяется на две толщи, нижняя из которых представлена голубовато- и коричневато-серыми окремненными доломитами с прослоями строматолитовых разностей и более редких мергелей. В верхней толще преобладают темно-серые и розовато-серые строматолитовые доломиты и подчиненные тонкие прослои доломитовых мергелей, а иногда и алевролитов.

Органостенные микрофоссилии, обнаруженные в отложениях билляхской серии, отражают этап эволюционного развития микробиот в раннем рифее, который предшествовал взрывообразной диверсификации эвкариот в позднем рифее (Sergeev, 2009; Vorob’eva et al., 2015). Среди микрофоссилий доминируют акинеты Archaeoellipsoides и Myxococcoides grandis, а также энтофизалесовые цианобактерии. В нижней части серии присутствуют трихомы Filiconstrictosus, Partitiofilum и Orculiphycus.

На основании биостратиграфических исследований второй половины XX столетия вся осадочная последовательность, объединяемая под названием “билляхская серия”, считается рифейской (Савицкий, Соболевская, 1955; Стратиграфия…, 1959). Однако если относительно раннерифейского возраста усть-ильинской и котуйканской свит у исследователей существует полное согласие, то дискуссии о принадлежности различных горизонтов юсмастахской свиты к нижнему, среднему или даже верхнему рифею (Злобин, 1968; Шпунт и др., 1982; Семихатов, Серебряков, 1983; Покровский, Виноградов, 1991; Вейс, Воробьева, 1992; Вейс и др., 2001; Knoll et al., 1995; Sergeev et al., 1995; Горохов и др., 2001; Khudoley et al., 2015; Зайцева и др., 2016; Государственная…, 2016; Эрнст и др., 2016) продолжаются уже более полувека и не утихают до сих пор. Такое разнообразие представлений о возрасте отложения юсмастахских осадков подчеркивает актуальность и необходимость изотопно-геохронологических исследований в этом направлении.

Согласно данным U–Pb, Sm–Nd и K–Ar изучения дорифейских пород Анабарского поднятия (Тарасов и др., 1963; Бибикова и др., 1987; Гусев и др., 2012), метаморфические процессы (метаморфизм гранулитовой фации, ретроградный метаморфизм и связанные с ними бластомилонитизация и мигматизация) происходили в этих породах 2.75–1.97 млрд лет назад. Цирконы в геологически наиболее молодых дорифейских гранитоидах имеют U–Pb возрасты 1843 ± 12 и 1760 ± 20 млн лет (Розен и др., 2000). Таким образом, процессы магматизма, метаморфизма и возникновения главных структурных элементов в высокометаморфизованных архейско-нижнепротерозойских образованиях Анабарского поднятия завершились 2000–1760 млн лет назад (Бибикова и др., 1987; Смелов и др., 2012; Глуховский и др., 2015).

Максимальный возрастной предел отложений чехла Анабарского поднятия определяется U–Pb возрастом обломочных цирконов из базальных горизонтов мукунских песчаников (1681 ± 28 млн лет; Khudoley et al., 2015). U–Pb возраст бадделеитов из долеритовых силлов в породах билляхской серии оценивается как 1502 ± 6, 1502 ± 2 и 1498 ± 2 млн лет (Эрнст и др., 2016), но положение некоторых силлов в разрезе серии еще требует уточнения. Для глауконитов усть-ильинской свиты, подстилающей котуйканские отложения, Rb–Sr и K–Ar методами получены возрасты соответственно 1483 ± 10 и 1459 ± 20 млн лет (Горохов и др., 1991; Gorokhov al., 1991), а Rb–Sr и K–Ar датировки Al-глауконита из нижней подсвиты юсмастахской свиты равны соответственно 1401 ± 10 и 1417 ± 44 млн лет (Зайцева и др., 2016). U–Pb возраст бадделеита из диабазовой дайки, прорывающей отложения нижней подсвиты юсмастахской свиты на восточном склоне Анабарского поднятия, равен 1384 ± 2 млн лет (Ernst et al., 2000). Таким образом, возраст билляхской серии, вероятно, заключен в промежутке 1500–1400 млн лет. Вендский возраст диагенеза погружения отложений старореченской свиты, которая несогласно залегает на породах билляхской серии, установлен Rb–Sr методом (~560 млн лет) по тонкозернистой субфракции иллита, выделенной из аргиллитов верхней части этой свиты (Горохов и др., 2010).

МЕТОДИКА

Образцы доломитов билляхской серии были отобраны на правом и левом берегу р. Котуйкан на протяжении 80 км вблизи притоков рек Чуостах, Некюлюээх, Дегде (Джогджо), В. Тогой, Н. Тогой и Кокор (рис. 3).

Содержания Сa и Mg в карбонатной составляющей доломитов после растворения при нагревании навески 0.1 г в 10%-ной HCl определяли в лаборатории МЕХАНОБР-АНАЛИТ (Санкт-Петербург) методом оптико-эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-OES) на спектрометре ICAP-7200 (Thermо Fisher Scientific). Содержания Mn и Fe после растворения навески 2 г в 10%-ной HCl определяли в Центральной аналитической лаборатории ВСЕГЕИ тем же методом с использованием спектрометра Optima 4300 (Perkin Elmer). В этом же растворе определяли содержание Sr методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на масс-спектрометре Agilent 7700.

Изотопный анализ С и О в доломитах выполнен методом GF IRMS на масс-спектрометре Delta V+ с использованием приставки GasBenchII. Разложение образцов карбонатных пород проведено в ортофосфорной кислоте при 70°С. Погрешности определения величин δ¹³С и δ¹⁸О составляли ±0.05 и ±0.1‰ (1σ) соответственно. Величины δ¹³С и δ¹⁸О выражены относительно международных стандартов V-PDB  и V-SMOW.

При изучении U–Pb систематики использовали валовые карбонатные составляющие пород (ВСС – bulk carbonate constituent). Измельченные образцы обрабатывали 0.5 N HBr при комнатной температуре до полного растворения карбонатного материала. Раствор делили на две аликвоты, одна из которых предназначалась для измерения изотопного состава Pb, а другая – для определения содержаний U и Pb с использованием смешанного индикатора ²³⁵U–²⁰⁸Pb. Для выделения U использовали экстракционную смолу UTEVA SPEC, а для выделения Pb – ионообменную смолу Bio-Rаd 1×8 (100–200 меш) в 0.5 N HBr (Manhes et al., 1978; Овчинникова и др., 1998, 2012).

Изотопный состав U и Pb определяли на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI. Измеренные изотопные отношения Pb были исправлены на коэффициент фракционирования, установленный путем многократного измерения изотопного состава Pb в стандарте NIST SRM 982 и равный 0.13% на единицу массы. Уровень лабораторных загрязнений, определявшийся холостыми опытами, не превышал для U 0.01 нг, а для Pb 0.1 нг. Обработку первичных изотопных данных проводили с использованием программы, составленной Н.Н. Мельниковым (Мельников, 2010), а вычисление параметров изохрон – с использованием программы ISOPLOT (Ludwig, 2003). Погрешности вычисленных значений возраста даны на уровне ±2σ.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Геохимия и изотопный состав углерода и кислорода в доломитах. Результаты химического и С–О изотопного анализа карбонатных пород представлены в табл. 1.

 

Таблица 1. Химический и изотопный состав доломитов билляхской серии

Номер образца	Н.О. %	Ca %	Mg %	Mn мкг/г	Fe мкг/г	Sr мкг/г	Mg/Ca	Mn/Sr	Fe/Sr	δ13C V-PDB ‰	δ18O V-SMOW ‰
Юсмастахская свита (верхняя подсвита)
1100/5	1	22.1	12.8	41	770	32	0.58	1.3	24	–0.8	27.3
1103/1	1	22.0	12.7	93	1540	13	0.58	7.2	119	–0.6	24.4
1104/1	3	21.9	12.6	108	1610	17	0.58	6.4	95	–0.5*	24.8*
2043/1	4	22.1	12.8	36	520	15	0.58	2.4	35	0.8 0.7*	25.6 24.9*
2050/1	2	22.1	13.2	93	1120	19	0.60	4.9	59	0.5	26.1
2059/3	15	19.0	11.2	62	1610	20	0.59	3.1	81	–0.4	26.4
3087/2	1	21.9	13.6	65	1050	22	0.62	3.0	48	0.0 –0.1*	26.0 25.3*
3087/4	1	22.1	13.6	72	769	18	0.62	4.0	43	0.3*	24.7*
6010/2	1	–	–	62	770	28	–	2.2	28	–0.1	26.1
Юсмастахская свита (нижняя подсвита)
1099/1	5	21.5	12.5	44	518	17	0.58	2.6	30	0.4*	25.5*
1099/2	6	21.2	12.4	49	660	15	0.58	3.3	44	0.3 0.3*	25.0 24.1*
2048/3	3	21.5	13.0	59	692	16	0.60	3.7	43	–0.1*	25.2*
3086/2	5	21.5	13.4	66	840	11	0.62	6.1	76	0.2	23.7
3086/3	2	21.6	13.4	70	574	14	0.62	5.0	41	0.2*	24.1*
3086/4	4	21.7	13.3	1080	10700	28	0.61	38.6	382	–0.7	26.6
Котуйканская свита
1076/2	3	22.7	12.1	67	1260	24	0.53	2.8	53	–2.7 –3.0*	25.3 25.1*
1093/1	2	21.8	12.6	93	979	17	0.58	5.5	58	–0.4*	25.9*
1094/2	1	–	–	193	1820	16	–	12.1	114	–1.4	25.5
3075/1	2	22.0	12.6	178	1960	14	0.57	12.7	140	–0.5	25.6
3075/2	3	22.0	12.6	116	1260	18	0.57	6.4	70	–0.5 –0.6*	26.2 26.0*
3075/5	2	21.5	12.4	255	3430	12	0.58	21.3	286	–0.7	24.8

Примечание. Н.О. – остаток, не растворимый в 10%-ной HCl; * – изотопный С–О анализ выполнен Э.М. Прасоловым в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург).

 

Таблица 2. U–Pb аналитические данные для доломитов билляхской серии

Номер  образца	U, мкг/г	Pb, мкг/г	238U/204Pb	206Pb/204Pb	207Pb/204Pb	208Pb/204Pb
Юсмастахская свита (верхняя подсвита)
1100/5*	0.0513	0.106	34.6	26.385	16.120	39.482
1103/1	0.0241	0.0322	53.6	27.771 27.668	16.524 16.501	37.578 37.633
1104/1	0.0878	0.201	29.5	23.947 23.856	16.157 16.149	37.146 37.154
2043/1	0.0584	0.239	16.4	22.747	16.051	38.036
2050/1*	–	0.0742	–	34.580	17.656	38.505
2059/3	0.0762	0.221	25.4	25.869	16.301	41.948
3087/2	0.401	0.409	81.9	39.960	17.645	38.364
3087/4	0.136	0.201	52.2	32.771	17.026	38.505
6010/2	0.0931	0.268	22.3	20.776	15.806	36.763
Юсмастахская свита (нижняя подсвита)
1099/1	0.0995	0.386	17.5	22.462	16.010	39.403
1099/2	–	0.570	–	18.900	15.685	37.045
2048/3	0.0565	0.156	24.9	24.469	16.202	38.256
3086/2	0.0325	0.225	9.24	19.962	15.781	37.069
3086/3	0.0589	0.0963	47.6	33.277	17.030	38.808
3086/4	0.174	0.702	17.12	23.218	16.080	39.704
Котуйканская свита
1076/2	0.0863	0.301	18.2	20.229	15.825	36.568
1093/1	0.0346	0.729	2.97	17.835	15.591	37.811
1094/2	0.0582	5.20	0.685	17.181	15.505	36.979
3075/1	0.134	0.504	17.4	21.233	15.914	37.301
3075/2	0.181	0.485	25.7	25.259	16.250	36.950
3075/5*	0.0695	0.166	29.1	25.952	16.220	37.162

Примечание. * – образцы, точки которых отклоняются от Pb–Pb изохроны и поэтому не учитывались при вычислении Pb–Pb возраста.

 

Котуйканская свита. Изученные 6 образцов доломитов содержат 1–3% некарбонатной примеси. Отношения Mg/Ca в них варьируют от 0.53 до 0.58, указывая на присутствие в доломитах некоторого количества кальцитовой составляющей. Содержания Mn, Fe и Sr в карбонатном материале этих пород колеблются в пределах соответственно 67–255, 979–3430 и 12–24 мкг/г, а отношения Mn/Sr и Fe/Sr лежат соответственно в интервалах 2.8–21.3 и 53–286. Величины δ¹³С и δ¹⁸О изменяются соответственно от –3.0 до –0.5‰ и от 24.8 до 26.2‰.

Юсмастахская свита. В 6 образцах нижней подсвиты содержание некарбонатной примеси составляет 2–6%. Отношение Mg/Ca варьирует в пределах 0.58–0.62 и близко к стехиометрической величине в доломите (0.61). Диапазон колебаний содержаний Mn, Fe и Sr в карбонатной составляющей пяти образцов невелик – соответственно 44–70, 518–840 и 11–17 мкг/г, но эти содержания резко возрастают в обр. 3086/4 до 1080, 10700 и 28 мкг/г соответственно. Естественно, в этом образце наблюдаются и аномальные величины отношений Mn/Sr и Fe/Sr, соответственно 38.6 и 382. Значения δ¹³С и δ¹⁸О в обр. 3086/4 (соответственно –0.7 и 26.6‰) также выбиваются из общей картины для нижней подсвиты, где они лежат в интервалах от –0.1 до +0.4 и 23.7–25.5‰ соответственно.

Содержания некарбонатной составляющей в 8 из 9 образцов доломитов верхней подсвиты невелики (1–4%), но один из проанализированных образцов (обр. 2059/3) содержит 15% нерастворимого остатка. Отношение Mg/Ca в карбонатном материале так же, как и в нижней подсвите, варьирует в пределах 0.58–0.62. Содержания Mn, Fe и Sr в карбонатной составляющей девяти образцов доломитов колеблются в интервалах 36–108, 520–1610 и 13–28 мкг/г соответственно, а пределы вариаций отношений Mn/Sr и Fe/Sr в этих образцах составляют соответственно 1.3–7.2 и 24–119. Значения δ¹³С и δ¹⁸О в доломитах верхней подсвиты изменяются соответственно от –0.8 до +0.8‰ и от 24.4  до 27.3‰.

Таким образом, значения δ¹⁸О во всех доломитах превышают пороговую величину 20.6‰, которая, как будет показано ниже, определяет пригодность образцов для получения С-изотопной хемостратиграфической информации. Интервалы вариаций δ¹³С составляют: в котуйканской свите от –3.0 до –0.5‰, в юсмастахской свите от –0.8 до +0.8‰.

U–Pb изотопная систематика доломитов. Концентрации U и Pb и изотопный состав Pb определены в 21 образце доломитов билляхской серии (в 6 образцах котуйканской свиты и 15 образцах юсмастахской свиты) (табл. 2).

Котуйканская свита. Доломиты котуйканской свиты содержат 0.0346–0.181 мкг/г U и 0.301–5.20 мкг/г Pb, причем отношение ²³⁸U/²⁰⁴Pb в этих породах изменяется в диапазоне 0.685–29.1. Изотопное отношение ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb в доломитах котуйканской свиты варьирует в диапазоне 17.181–25.952, отношение ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb – в диапазоне 15.505–16.250 и отношение ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb – в диапазоне 36.568–37.811.

Юсмастахская свита. В доломитах юсмастахской свиты содержание U колеблется в пределах 0.0241–0.401 мкг/г (в нижней подсвите – 0.0325–0.174 мкг/г, в верхней – 0.0241–0.401 мкг/г), а Pb – в пределах 0.032–0.702 мкг/г (в нижней подсвите – 0.096–0.702 мкг/г, в верхней – 0.032–0.409 мкг/г). Изотопные отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb в этих породах лежат соответственно в пределах 18.900–39.960 (18.900–33.277 в нижней подсвите и 22.747–39.960 в верхней), 15.685–17.656 (15.685–17.030 в нижней подсвите и 15.806–17.656 в верхней) и 36.763–41.948 (37.045–39.704 в нижней подсвите и 36.763–41.948 в верхней).

 

Рис. 4. График ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb для образцов доломитов билляхской серии. (а) – котуйканская свита, (б) – нижнеюсмастахская подсвита, (в) – верхнеюсмастахская подсвита. Светло-серым показаны образцы, точки которых отклоняются от Pb–Pb изохроны и не учитывались при вычислении Pb–Pb возраста.

 

Рис. 5. Объединенная изохрона в координатах ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb для 18 образцов доломитов котуйканской и юсмастахской свит. 1 – котуйканская свита, 2 – нижняя подсвита юсмастахской свиты, 3 – верхняя подсвита юсмастахской свиты.

 

На графиках в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb фигуративные точки, представляющие котуйканскую свиту и нижнюю и верхнюю подсвиты юсмастахской свиты (рис. 4), располагаются вдоль прямых линий, наклоны которых одинаковы в пределах аналитических погрешностей и отвечают соответственно Pb–Pb возрастам 1457 ± 220, 1502 ± 24 и 1536 ± 77 млн лет. На этих графиках три точки, отвечающие образцам 1100/5, 2050/1 и 3075/5, отклоняются от аппроксимирующих прямых, и существующие отклонения пока не удается объяснить какими-либо минералогическими или геохимическими причинами. Поэтому указанные образцы исключены из дальнейших вычислений. Объединенная Pb–Pb изохрона для всей совокупности проанализированных билляхских доломитов (котуйканской и юсмастахской свит), включающая оставшиеся 18 образцов (рис. 5), дает возраст 1513 ± 35 млн лет при СКВО = 3.4. Небольшой избыточный разброс точек, превышающий аналитическую погрешность и определяющий повышенную величину СКВО = 3.4 в заключительной выборке, включающей 18 доломитов билляхской серии, может свидетельствовать либо о контаминации карбонатной составляющей свинцом силикокластической примеси (полевые шпаты содержат обычно на два порядка больше Pb, чем доломиты), либо о нарушении на протяжении геологической истории пород U–Pb систем в изученных образцах, либо, наконец, о несколько различном изотопном составе первичного Pb в доломитах изученных стратиграфических подразделений. Первая из этих причин кажется наименее вероятной, во-первых, потому, что содержание некарбонатной примеси в большинстве изученных образцов мало и не превышает 4% (табл. 1), а во-вторых, потому, что точки доломитов с повышенным содержанием такой примеси (5–6%) характеризуются наименьшими отклонениями от аппроксимирующей прямой линии на рис. 5. Вторая причина представляется возможной в связи с тем, что в большей части изученных доломитов отношение Mg/Ca меньше стехиометрического (0.61) и подразумевает присутствие в минералах некоторого количества кальцита, который может быть результатом эпигенетического преобразования карбонатного материала. Третья причина обусловлена возможностью различия условий диагенеза и соответственно состава (в том числе изотопного) диагенетических флюидов, контактировавших с доломитами в различных частях разреза билляхской серии. Эта причина представляется наиболее вероятной, так как вычисление показывает небольшое плавное изменение изотопных отношений первичного Pb в изученных доломитах от котуйканской свиты (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 16.341 ± 0.022, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.451 ± 0.010) к нижней (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = =16.229 ± 0.004, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb =15.429 ± 0.002) и верхней (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 16.129 ± 0.022, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = = 15.401 ± 0.011) подсвитам юсмастахской свиты.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Карбонатные породы билляхской серии как источник хемостратиграфической информации. Карбонатные породы, и в частности доломиты, являются важным источником хемостратиграфической информации, так как способны при определенных условиях отражать первичные С–О изотопные характеристики среды седиментации. Высокое содержание углерода в доломитах в сочетании с низкой его концентрацией в эпигенетических растворах способствует сохранению первичного значения d¹³С в этих карбонатных породах.

В качестве одного из критериев сохранности первичных С-изотопных систем докембрийских карбонатов используется отношение Mn/Sr, пороговые значения которого для доломитов у разных авторов варьируют от Mn/Sr < 10 (Kaufman, Knoll, 1995; Knoll et al., 1995) до Mn/Sr < 6 (Семихатов и др., 2004, 2009; Кузнецов и др., 2006). Кроме того, показано, что величина δ¹⁸О в неизмененных (“лучших”) морских карбонатах верхнего протерозоя составляет 24.2 ± 2.5‰ (Veizer, Hoefs, 1976; Ray et al., 2003), а в эпигенетически измененных карбонатных породах опускается ниже 20.6‰ (Kaufman, Knoll, 1995). Учитывая изложенное, в настоящей работе при выборе образцов доломитов, пригодных для реконструкции изотопного состава углерода в протерозойской морской воде, отдавалось предпочтение тем из них, которые не несут внешних признаков вторичных изменений, содержат низкую долю силикокластической примеси, характеризуются отношением Mn/Sr < 6, значениями δ¹⁸О ≥ 20.6‰ и достаточно удалены от поверхностей размыва.

Значения δ¹⁸О (23.6–28.1‰) во всех изученных образцах котуйканской и юсмастахской свит превышают пороговую величину 20.6‰ (табл. 1). Однако критерию Mn/Sr < 6 соответствуют в котуйканской свите лишь 2 образца из 6, а в юсмастахской – 11 образцов из 15 (в нижней подсвите – 4 из 6, в верхней – 7 из 9). Соответственно диапазоны валидных значений δ¹³С составляют: в доломитах котуйканской свиты от –3.0‰ до –0.4‰, а в доломитах юсмастахской свиты от –0.8‰ до +0.8‰ (в нижней подсвите от –0.1‰ до +0.4‰, в верхней – от –0.8‰ до +0.8‰). Эти результаты согласуются с данными, полученными ранее для доломитов котуйканской свиты (от –1.7 до –0.7‰; Покровский, Виноградов, 1991, и от –2.7 до –0.7‰; Knoll et al., 1995) и юсмастахской свиты (от –0.6 до +0.4‰; Покровский, Виноградов, 1991, и от –1.6 до +1.2‰; Knoll et al., 1995), и вообще характерны для карбонатных пород раннего и начала среднего рифея (Семихатов и др., 2009).

Изотопная геохронология карбонатных пород билляхской серии. Единое значение Pb–Pb возраста 1513 ± 35 млн лет, полученное для доломитов котуйканской и юсмастахской свит, в сочетании с ранее опубликованным нами Rb–Sr возрастом глауконита из нижележащей усть-ильинской свиты (1483 ± 10 млн лет; Горохов и др., 1991; Gorokhov et al., 1991) позволяет предполагать, что осадки всех трех свит билляхской серии отлагались около 1.5 млрд лет назад в ходе единого непродолжительного цикла. При этом описанные перерывы между подсвитами (Злобин, 1968; Шпунт и др., 1982) представляют собой локальные седиментологические несогласия или диастемы. Эта оценка возраста относит билляхскую серию в полном объеме к нижнему рифею (Семихатов и др., 2015).

Недавно опубликованные Rb–Sr и K–Ar датировки Al-глауконита из нижней подсвиты юсмастахской свиты (соответственно 1401 ± 10 и 1417 ± 44 млн лет; Зайцева и др., 2016) и ранее полученный Rb–Sr возраст усть-ильинских глауконитов (Горохов и др., 1991; Gorokhov et al., 1991) уже явились важным свидетельством принадлежности значительной части билляхской серии к нижнему рифею. В обоих случаях изотопно-геохронологическое изучение мономинеральных размерных и плотностных фракций глобулярных слоистых силикатов сопровождалось моделированием распределения октаэдрических катионов и сопоставлением полученных результатов с данными мессбауэровской спектроскопии. В основе использованного подхода лежит предположение о том, что формирование и преобразование Rb–Sr и K–Ar систем в глобулярных слоистых силикатах синхронны с этапами структурной эволюции последних и определяются событиями геологической и геохимической истории осадочных толщ (Горохов и др., 1995б, 1997б; Зайцева и др., 2008, 2016, 2017).

Однако несмотря на то, что моделирование распределения октаэдрических катионов в сочетании с получением реальных мессбауэровских спектров в большинстве изученных до сих пор ситуаций позволяет отличить “омоложенные” возрастные значения от стратиграфически значимых (Зайцева и др., 2016, 2017), в случае юсмастахского Al-глауконита, как следует из результатов настоящей работы, достигнуть такой цели не удалось. Возможно, это произошло потому, что, как отмечали сами авторы вышеупомянутой статьи (Зайцева и др., 2016), распределение катионов в октаэдрической сетке упомянутого нижнеюсмастахского Al-глауконита лишь приближенно можно считать упорядоченным, отвечающим стадии диагенеза и определяющим отсутствие каких-либо последующих нарушений, так как при моделировании в данном случае не учитывалось наличие триоктаэдрических фрагментов (хлоритовых слоев) в структуре этого сложного смешанослойного минерала. Во всяком случае, статистический параметр R, отражающий меру идентичности моделированного и экспериментально полученного мессбауэровских спектров и в случае их полного совпадения стремящийся к единице, для упомянутого Al-глауконита оказался равным 7.7, тогда как, например, для глауконитов усть-ильинской свиты его величина была более чем в два раза меньше (R = 2.9; Зайцева и др., 2016). Поэтому допустимые пределы отклонения этого параметра от единицы при кристаллохимических исследованиях еще предстоит оценить для того, чтобы с его помощью можно было проводить корректную оценку стратиграфического значения Rb–Sr и K–Ar изотопных датировок.

В пользу предположения о том, что весь комплекс осадков билляхской серии отлагался на протяжении относительно короткого интервала времени, а описанные перерывы между ее отдельными подразделениями (Злобин, 1968; Шпунт и др., 1982), вероятно, представляют собой диастемы, могут свидетельствовать не только близкие изотопно-углеродные данные для карбонатных пород котуйканской и юсмастахской свит, но и ранее опубликованные Б.Г. Покровским и В.И. Виноградовым (1991) и недавно подтвержденные нами (Горохов и др., 2018) результаты изотопного анализа Sr в доломитах билляхской серии. Величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в этих породах оставались практически постоянными за время накопления карбонатных отложений всей серии. Диапазоны вариаций первичного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в доломитах котуйканской и юсмастахской свит, приведенные в статье Б.Г. Покровского и В.И. Виноградова, составляют соответственно 0.70464–0.70594 и 0.70368–0.70521 и согласуются с этими значениями в океане раннего рифея (Кузнецов и др., 2014).

Следует отметить, что в рифее это не единственный случай, когда Pb–Pb возраст карбонатных пород согласуется с возрастами прорывающих силлов и интрузий. Одним из первых удачных примеров являются изотопно-геохронологические данные для пород гипостратотипа рифея в Учуро-Майском регионе Сибири. Pb–Pb возраст известняков нерюенской свиты из основания лахандинской серии равен 1025 ± 40 млн лет (Семихатов и др., 2000). При этом U–Pb возраст бадделеита из синседиментационных силлов, залегающих вблизи кровли этой серии, составляет 1005 ± 4 и 974 ± 7 млн лет (Rainbird et al., 1998), а Sm–Nd возраст этих же силлов – 981 ± 69 млн лет (Павлов и др., 2002).

Другим примером можно считать развитую в центральной части Индии серию Семри (800–1000 м), которая в нижней части разреза содержит известняковые формации Кайрахат и Рохтас. Формация Кайрахат согласно перекрыта терригенной формацией Деонaр, содержащей туфы с цирконами, U–Pb возрасты которых составляют 1631 ± 6 и 1628 ± 8 млн лет (Ray et al., 2002; Rasmussen et al., 2002). В верхней части разреза Pb–Pb возраст известняков формации Рохтас (1599 ± 48 млн лет; Sarangi et al., 2004) согласуется с U–Pb возрастом цирконов из туфов, залегающих вблизи кровли этой же формации  (1602 ± 10 и 1599 ± 8 млн лет; Rasmussen et al., 2002). Устойчивые отрицательные значения δ¹³С, свойственные известнякам формации Рохтас (от –1.8 до 0‰; Ray et al., 2003), согласуются со значениями δ¹³С в доломитах котуйканской свиты. В известняках формаций Кайрахат и Рохтас, отвечающих жестким геохимическим критериям сохранности Rb–Sr изотопных систем (Mn/Sr < 0.2, Fe/Sr < 5 и Mg/Ca < 0.024; Кузнецов и др., 2014), первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr варьирует от 0.70460 до 0.70494.

Сравнение изотопных характеристик анабарских отложений и карбонатных пород других районов мира. Полученные изотопно-геохронологические и С- и Sr-хемостратиграфические характеристики доломитов билляхской серии можно сравнить с соответствующими величинами в карбонатных породах, находящихся в едином возрастном диапазоне с котуйканской и юсмастахской свитами.

Бурзянская серия, стратотип нижнего рифея на Южном Урале, включает две согласно залегающие карбонатсодержащие свиты – саткинскую и бакальскую. Pb–Pb возрасты известняков названных свит равны 1550 ± 30 и 1430 ± 30 млн лет соответственно (Кузнецов и др., 2003, 2005, 2008). U–Pb возраст цирконов из габброидов (1389 ± 28 млн лет; Ронкин и др., 2007) и гранитов рапакиви (1386 ± 5 млн лет; Пучков и др., 2013), прорывающих саткинские карбонаты, и U–Pb возраст бадделеита из диабазов Главной Дайки, рвущей отложения бакальской свиты (1385 ± 1.4 млн лет; Пучков и др., 2013), ограничивают минимальный возрастной предел карбонатных пород бурзянской серии. Интервалы вариаций δ¹³С (от –0.7 до 0.0‰) и отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (от 0.70460 до 0.70494) в карбонатах саткинской и бакальской свит (Семихатов и др., 2009) совпадают с интервалом вариаций этих параметров в доломитах билляхской серии.

Надсерия Белт (Скалистые горы Северной Америки) содержит в базальных и терминальных горизонтах синседиментационные силлы с U–Pb возрастом цирконов 1468 ± 3 и 1401 ± 6 млн лет (Sears et al., 1998; Ross, Villeneuve, 2003). Значения δ¹³С в карбонатах формаций Хелена и Сайх надсерии Белт колеблются от –0.8 до +2.5‰ (Hall, Veizer, 1996), приближаясь к диапазону в доломитах юсмастахской свиты. В той же надсерии в двух образцах известняков из формации Ньюленд с относительно низкими отношениями Mn/Sr (0.27 и 0.40) значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr составляют 0.70484 и 0.70514 (Hall, Veizer, 1996).

Терригенно-доломитовая кютингдинская свита Оленекского поднятия Северной Сибири в верхней части рассечена силлом, который содержит бадделеит с U–Pb возрастом 1473 ± 24 млн лет (Wingate et al., 2009). Первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в образце доломита из этой свиты, который включает <1% силикокластической примеси и имеет отношение Mn/Sr 6.6, составляет 0.70465 (Горохов и др., 1995а).

Таким образом, приведенные данные определяют надежность установленного раннерифейского возраста доломитов билляхской серии. Значения δ¹³С и отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в этих доломитах соответствуют аналогичным величинам в карбонатных осадках, отложенных 1630–1400 млн лет назад.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Pb–Pb анализ доломитов котуйканской и юсмастахской свит билляхской серии впервые дает прямую изотопно-геохронологическую характеристику осадочных пород рифейского чехла Анабарского поднятия. Установленный Pb–Pb возраст по образцам двух свит равен 1513 ± 35 млн лет (СКВО = 3.4), что в сочетании с опубликованным ранее Rb–Sr возрастом глауконита нижележащей усть-ильинской свиты (Горохов и др., 1991; Gorokhov et al., 1991) значительно сокращает стратиграфический объем билляхской серии. Заложение раннерифейского палеобассейна на Анабарском поднятии произошло в ходе инициализации внутриплитного растяжения Сибирского кратона в начале мезопротерозоя около 1.5–1.4 млрд назад. Однако заполнение этого палеобассейна, объединяющего отложения терригенной мукунской и карбонатной билляхской серий, завершилось до внедрения габбро-долеритовых даек и силлов котуйского комплекса и до заложения куонамской магматической провинции (Ernst et al., 2000; Эрнст и др., 2016; Wingate et al., 2009).

Компиляция изотопно-геохронологических данных позволяет предполагать, что осадки всех свит билляхской серии отлагались в ходе единого непродолжительного (длительностью не более 10 млн лет) цикла. Этот вывод подкрепляется хемостратиграфическими С- и Sr-изотопными данными для доломитов билляхской серии (Покровский, Виноградов, 1991; Knoll et al., 1995; Горохов и др., 2018), которые показывают, что за время накопления отложений серии величины δ¹³С и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в этих породах оставались практически постоянными.

Полученные изотопно-геохронологические результаты с высокой степенью надежности свидетельствуют о принадлежности всей осадочной последовательности, объединяемой под названием “билляхская серия”, к нижнему рифею (Семихатов и др., 2015). Представленные данные предполагают недостаточную обоснованность выделения в составе этой серии нескольких разновозрастных свит (Государственная…, 2016) и ставят точку в дискуссиях о возрастном положении ее отдельных стратиграфических подразделений, которые сопровождали биостратиграфическое, хемостратиграфическое и изотопно-геохронологическое изучение пород серии на протяжении полувека. Новые геохронологические данные следует учитывать и при проведении очередного этапа геолого-съемочных работ на этой территории.

Источники финансирования. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 17-05-00367).

About the authors

I. M. Gorokhov

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: gorokhov@ig1405.spb.edu
Russian Federation, St. Petersburg

A. B. Kuznetsov

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Email: gorokhov@ig1405.spb.edu
Russian Federation, St. Petersburg

M. A. Semikhatov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: gorokhov@ig1405.spb.edu
Russian Federation, Moscow

I. M. Vasil`eva

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Email: gorokhov@ig1405.spb.edu
Russian Federation, St. Petersburg

N. G. Rizvanova

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Email: gorokhov@ig1405.spb.edu
Russian Federation, St. Petersburg

G. V. Lipenkov

A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute

Email: gorokhov@ig1405.spb.edu
Russian Federation, St. Petersburg

E. O. Dubinina

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy, and Geochemistry,  Russian Academy of Sciences

Email: gorokhov@ig1405.spb.edu
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files