Provenance of the sediments, cyclicity and age of Neoproterozoic deposits of the Patom Basin of Siberia

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Последовательность неопротерозойских отложений Патомского бассейна, общая мощность которой превышает 10 км, в настоящее время является наиболее изученной среди осадочных последовательностей всех докембрийских бассейнов Сибирской платформы и ее обрамления (рис. 1а). Эта последовательность играет важную роль в корреляции разрезов венда Сибири и в периодизации эдиакарской системы (Чумаков и др., 2013). Однако стратиграфический объем этой толщи остается до сих пор неопределенным.

Центральное место в разрезе занимает патомский комплекс, залегающий с глубоким размывом на вулканитах тепторгинской серии (725–715 млн лет) и перекрытый венд-кембрийскими отложениями трехверстной серии (рис. 1б) (Головенок, 1976; Чумаков и др., 2007, 2013; Gladkochub et al., 2019). Патомский комплекс, состоящий из баллаганахской, дальнетайгинской и жуинской серий, в целом представляет собой мощную (5–8 км) терригенно-карбонатную последовательность (Чумаков и др., 2007). Она начинается толщей баллаганахских силикокластических отложений и заканчивается отложениями самой крупной в регионе карбонатной платформы ченченской свиты (рис. 1в). В средней части патомского комплекса, в основании дальнетайгинской серии, залегают диамиктиты большепатомской свиты, представляющие так называемый среднесибирский гляциогоризонт (Чумаков, 1993, 2015). Интерпретация возраста этого гляциогоризонта является ключевым моментом в определении стратиграфического объема всего патомского комплекса.

Рис. 1. (а) Геологическая карта Уринского поднятия и местоположения изученных разрезов; (б) стратиграфия неопротерозойских отложений и тектоническая история формирования Патомского бассейна; (в) последовательность неопротерозойских отложений Уринского поднятия и стратиграфические уровни фоссилий; (г) суммарные данные по δ¹³C_carb по (Pelechaty, 1998; Покровский, Буякайте, 2015; Рудько и др., 2017; Петров, Покровский, 2020; Шацилло и др., 2023); (д) опробованные интервалы разреза (соответствуют местоположениям на геологической карте).

Акантоморфные акритархи приведены по (Sergeev et al., 2011; Moczydłowska, Nagovitsin, 2012; Воробьева, Петров, 2020, 2023а, 2023б), Beltanelliformis по (Леонов, Рудько, 2012; Kolesnikov et al., 2024), Arumberia по (Петров, 2021; Kolesnikov et al., 2024), макрофоссилии по (Петров, Воробьева, 2022; Petrov, Vorob’eva, 2023), данные Pb–Pb изохронного датирования известняков баракунской и каланчевской свит по (Rud’ko et al., 2021), литостратиграфические данные по (Чумаков и др., 2013; Петров, 2018а, 2018б). Обозначения серий: Тр – тепторгинская, Bl – баллаганахская, Dt – дальнетайгинская, Zu – жуинская, Tr – трехверстная. Обозначения свит: bg – бугарихтинская, mr – мариинская, bp – большепатомская, br – баракунская, ur – уринская, kl – каланчевская, vl – валюхтинская, nk – никольская, cn – ченченская, zr – жербинская, tn – тинновская, nh – нохтуйская.

Общепринятой современной точкой зрения является корреляция большепатомского гляциогоризонта с гляциопериодом Марино (формация Елатина Южной Австралии), точнее, с марино-гляциальными диамиктитами формации Нантуо Южного Китая (Чумаков и др., 2013; Чумаков, 2015). Окончание этого гляциопериода в Южном Китае датировано 635 ± 0.5 млн лет (Condon et al., 2005), что соответствует началу эдиакария в современной стратиграфической шкале (Xiao, Narbonne, 2020). Таким образом, подошва венчающего доломита в кровле большепатомского гляциогоризонта (рис. 1в) соответствует подошве эдиакария. Весомым аргументом в пользу такой корреляции является само наличие венчающего доломита, с присущими ему характерными литологическими и С-изотопными признаками (Покровский и др., 2010), а также С- и Sr-изотопные данные по вышележащим высокостронциевым известнякам дальнетайгинской серии (Покровский и др., 2006а, 2006б; Покровский, Буякайте 2015; Melezhik et al., 2009; Рудько и др., 2017, 2020). Отрицательная аномалия δ¹³С, недавно обнаруженная в кровле баллаганахской серии, по мнению А.В. Шацилло и др. (2023), является одновозрастной с глобальной аномалией Трезона, которая предшествует оледенению Марино в разрезах ряда палеоконтинентов того времени (Rose et al., 2012). Такая интерпретация явилась дополнительным аргументом для обоснования положения нижней границы криогений–эдиакарий в кровле большепатомской свиты.

Другая крупная отрицательная аномалия δ¹³С (EN₃), приуроченная к известнякам жуинской серии (рис. 1г), соответствует глобальному С-изотопному событию Шурам (Покровский, Буякайте, 2015; Покровский и др., 2021). Начало этого события, длящегося не менее 7 млн лет и известного почти на всех палеоконтинентах, датировано 574 ± 4.7 млн лет (Rooney et al., 2020; Busch et al., 2022). Таким образом, учитывая отсутствие признаков крупного (т.е. сравнимого с длительностью формирования свит) стратиграфического перерыва в основании жуинской серии (Чумаков и др., 2013; Петров, 2018б), вся постгляциальная последовательность дальнетайгинской серии формировалась на протяжении 50–60 млн лет в интервале от 635 до 574 млн лет, охватывая большую нижнюю часть эдиакарской системы.

Альтернативной точкой зрения на стратиграфический объем патомского комплекса является отнесение большепатомского гляциогоризонта к эдиакарию и вероятная корреляция большепатомских диамиктитов с гляциопериодом Гаскье (580 млн лет). Одним из аргументов в пользу такой корреляции явилась непрерывность всей постгляциальной осадочной последовательности дальнетайгинской серии с признаками высоких скоростей седиментации в обстановках гомоклинального рампа (Петров, 2018а, 2018б). В этом случае вся постгляциальная толща дальнетайгинской серии могла быть сформирована менее чем за 10 млн лет в интервале от 580 до 570 млн лет. Сделанный вывод подтверждают микропалеонтологические данные. Три стратиграфических уровня дальнетайгинских отложений содержат богатые ассоциации акантоморфных акритарх (рис. 1в) (Воробьева и др., 2008; Воробьева, Петров, 2020, 2023б; Sergeev et al., 2011; Moczydłowska, Nagovitsin, 2012), характерные для четвертой комплексной зоны (assemblage zone) эдиакария с возрастом моложе 580 млн лет (Liu, Moczydłowska 2019). Находки Beltanelliformis brunsae над большепатомским гляциогоризонтом (Леонов, Рудько, 2012) и Arumberia banksi (Петров, 2021) под ним (рис. 1в) являются косвенным подтверждением эдиакарского возраста большепатомского оледенения. Pb–Pb изохронные датировки известняков дальнетайгинской серии, равные 581 ± 16 и 575 ± 20 млн лет (рис. 1в) (Rud’ko et al., 2021), по крайней мере, не противоречат такому выводу. Стоит отметить, что рассмотренная здесь альтернативная точка зрения была ранее изложена в ряде публикаций (Рудько и др., 2017, 2020; Rud’ko et al., 2021; Петров, 2018б; Воробьева, Петров, 2020, 2023б).

В настоящей статье проведено геохимическое тестирование двух альтернативных стратиграфических схем корреляции патомского комплекса на основе выявления “трендов непрерывности” осадконакопления в процессе эволюции источников сноса Патомского бассейна с анализом цикличности его отложений.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Весь анализированный материал происходит из разрезов, вскрытых в долинах рек Большой Патом, Ура и Лена на территории Уринского поднятия (рис. 1а). Осадочные толщи, обнаженные на этой территории, были наименее подвержены постдиагенетическим изменениям с температурами ниже так называемого “окна нефтегенерации”, что, в частности, следует из состояния органического вещества микро- и макрофоссилий (Moczydłowska, Nagovitsin, 2012; Petrov, Vorob’eva, 2023), а также из петрографического анализа пород и минерального состава филлосиликатов (Петров, 2018а, 2018б; Петров, Покровский, 2020). В целом в направлении от территории Уринского поднятия к внутренней зоне Патомского бассейна и вниз по разрезу степень изменения осадочных пород быстро возрастает вплоть до метаморфизма кианит-силлиманитового типа (Иванов и др., 1995).

Среди нескольких сотен проб терригенно-карбонатных пород из разрезов Уринского поднятия для анализа были отобраны в общей сложности 123 пробы бескарбонатных тонкозернистых алевритистых аргиллитов (36.8–70.6 мас. % SiO₂). Дополнительно к ним проанализированы 45 проб карбонатных разностей аргиллитов (28–0.5 мас. % CaCO₃), которые были предварительно подвержены кислотной обработке с целью удаления карбонатной примеси (декарбонатизированы). Также проанализированы 22 пробы бескарбонатных алевролитов и песчаников (70.6–96.2 мас. % SiO₂), приуроченных к основанию никольской свиты. При удалении карбоната из СаСО₃-содержащих проб использован 10%-ный раствор HCl. Реакция осуществлялась при 20°С капельным методом до полного растворения карбоната. С целью надежности интерпретации полученных геохимических данных, в работе был проведен тест, позволяющий оценить поэлементное изменение состава СаСО₃-содержащих аргиллитов до и после декарбонатизации. Тест показал, что при удалении СаСО₃ среди малых элементов в заметных количествах в раствор переходили Mn, Sr, Cu, а относительно “неподвижными” элементами оставались Zr, Nb, Cr, Th, V и Ba (ДМ¹_табл. 1, рис. 1). В то же время тест при анализе декарбонатизированных карбонатных и исходно бескарбонатных разностей аргиллитов, отобранных из одного и того же слоя, не выявил различий, превышающих ошибку измерений. Во всех случаях анализировались только плотные и неизмененные фрагменты пород, отобранные из литологически однородных слоев толщиной 15–20 см и залегающих исключительно внутри крупных (метровой мощности и более) пачек; маломощные аргиллитовые прослои среди песчаников или карбонатных пород не учитывались. Также не учитывались отдельные прослои и линзы песчаников и алевролитов, залегающие среди аргиллитовых пачек. Все пробы в сводном разрезе патомского комплекса сгруппированы в 14 стратиграфических уровней, заключающих от 4 до 38 проб в каждом из них (рис. 1д).

В работе использованы данные по содержанию редких и рассеянных элементов: Th, Y, Ni, V, Zr, Sc и Cr, которые обычно применяют при реконструкциях источников сноса или состава субстрата питающих провинций. В работе также были использованы “нестандартные” несовместимые литофильные элементы: Ba и Nb.

В статистической части исследования использован параметр r², представляющий собой величину достоверности аппроксимации линии тренда для всей совокупности точек. Вычисления r² проведены с помощью встроенной статистики Excel 2003. С целью получения статистически значимых результатов, при анализе геохимических трендов, наряду с точечными значениями, были использованы средние значения содержаний элементов и их стандартные отклонения для тех или иных интервалов разреза. Используемый в работе термин “тренд непрерывности” означает направленное изменение данного геохимического значения по разрезу. Статистическое выражение “непрерывности” представляет параметр r². Если его значение превышает 0.5, то полученные значения (в частности, содержание элемента в породе) статистически связаны с позицией точки в разрезе.

Аналитическая часть исследования проведена в ГИН РАН с использованием рентгенофлуоресцентного спектрометра S4 PIONEER фирмы Bruker (Германия). Пределы обнаружения элемента от Be до U 0.5–2.0 мкг/г, точность до 0.05% (отн.).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Наиболее показательными элементами (ДМ_табл. 2) для выявления “трендов непрерывности” в изученном разрезе являются Ba, Th и Nb, содержания которых постепенно (r² = 0.71, 0.77 и 0.51 соответственно) убывают вверх по разрезу от баллаганахской серии до кровли дальнетайгинской серии, образуя крупный тренд первого порядка (рис. 2). При этом в нижней части разреза содержания этих элементов заметно превышают их средние значения в верхней континентальной коре (UCC). Резкие изменения в непрерывности баллаганахско-дальнетайгинского тренда наблюдаются лишь на границе дальнетайгинской и жуинской серий, на секвентной границе Sq₀ (рис. 2, 3).

Рис. 2. Распределение по разрезу содержания: Ba (а); Th (б); Nb (в) и “тренды непрерывности” в последовательности отложений баллаганахской, дальнетайгинской и жуинской серий.

Обозначения серий и свит см. рис. 1. r² – коэффициент линейной корреляции или величина достоверности аппроксимации линии тренда (математически представляет собой квадрат коэффициента корреляции) для точек состава всего баллаганахско-дальнетайгинского тренда. n – количество определений содержания элемента. UCC – средний состав верхней континентальной коры (по Rudnick, Gao, 2014).

Рис. 3. Стратиграфические и фациальные взаимоотношения отложений через секвентную границу в основании жуинской серии (Sq₀) и распределение содержаний ниобия в разрезе.

Т₀ – трансгрессивная граница (начало жуинской трансгрессии); mf₀ – поверхность максимального затопления в нижней части никольской свиты. Фациальные системы: HS₁, HS₂ – высокого положения уровня моря, LS – низкого положения уровня моря (песчаники куллекинской пачки в основании никольской свиты), TS – трансгрессивная система. Литостратиграфические единицы: kl₃ – верхняя подсвита каланчевской свиты, nk₀ – базальный горизонт никольской свиты (куллекинская пачка), nk₁ – нижняя подсвита никольской свиты, nk₂ – верхняя подсвита никольской свиты. Местоположение разрезов: (а) – р. Б. Патом, (б) – приустьевая часть р. Ура, (в) – правый берег р. Лена в районе д. Тинная (рис. 1).

На отдельных интервалах разреза баллаганахско-дальнетайгинского тренда выделяются прямые и обратные тренды “второго порядка”, однотипные для всех трех (Ba, Th, Nb) элементов (рис. 2). Обратные тренды представляют собой локальные быстрые положительные инверсии на фоне постепенного уменьшения значений. Наиболее выраженная по амплитуде такая инверсия приходится на среднюю часть большепатомской свиты, другие менее значительные инверсии приурочены к двум трансгрессивным интервалам разреза в основании баракунской и уринской свит (рис. 2). В целом локальные инверсии, то есть эпизоды обогащения осадка литофильными элементами, в разрезе патомского комплекса были приурочены к трансгрессиям внутри как баллаганахско-дальнетайгинской, так и жуинской секвенций (рис. 2, 3).

Все три элемента (Ba, Th, Nb) в континентальной коре избирательно приурочены к кислым магматическим породам (Taylor, McLennan, 1985; McLennan et al., 1993). При этом Th и Nb являются рассеянными элементами, концентрации которых практически не зависят от обстановок седиментации и диагенеза. Напротив, содержание Ba в некоторых случаях могло контролироваться внутрибассейновыми факторами, в частности биопродуктивностью (Dymond et al., 1992; Paytan et al., 1996). В нашем случае содержание бария отражает почти исключительно эволюцию литогенной составляющей осадка с максимальной среди прочих (более чем в 15 раз) амплитудой значений, наблюдаемых вдоль баллаганахско-дальнетайгинского тренда (рис. 2а). Главными акцепторами и переносчиками бария здесь являлись слюды и, очевидно, калиевые полевые шпаты. Такой вывод следует из корреляции содержания бария с содержанием потенциальных его элементов-спутников в бескарбонатных силикокластических породах: K₂O, Al₂O₃, Na₂O, P₂O₅, S и Fe₂O₃. Среди этих элементов устойчивая положительная корреляция наблюдается только для Ва–K₂O и в несколько меньшей степени для Ва–Al₂O₃. Максимальные значения (r² до 0.96 для Ва–K₂O) приурочены к нижней части тренда в интервале от бугарихтинской свиты до середины баракунской свиты. В уринской свите эти значения уменьшаются до 0.37. Вверх по разрезу уринской свиты наблюдается постепенное и синхронное уменьшение содержаний бария и железа (r² = 0.85 для Ва–Fe₂O₃). Очевидно, основная часть бария, представленная здесь в фоновых (<400 мкг/г) концентрациях, была адсорбирована в водной толще на гидроокислах железа, которые поступали в бассейн, в том числе эоловыми потоками (Петров, 2018б). Положительные корреляции Ва–K₂O и Ва–Al₂O₃ проявлены и в базальных песчаниках никольской свиты, однако в вышележащих аргиллитах жуинской серии такие корреляции отсутствуют. Следовательно, с началом жуинской трансгрессии барий уже не был связан с силикокластикой. Таким образом, наблюдаемый тренд бария отражает постепенно уменьшавшийся во времени поток Ва-содержащей силикокластики; и лишь небольшая инверсия в средней части баракунской свиты (рис. 2а), вероятно, могла быть связана с появлением незначительных количеств избыточного (биогенного) бария, не связанного с сигналом питающих провинций.

В противоположность корреляциям Ва–K₂O и Ва–Al₂O₃, корреляция между Ва и Na₂O для большей нижней части баллаганахско-дальнетайгинского тренда в целом является отрицательной. Коэффициент r² изменяется от 0.29–0.16 для бугарихтинско-баракунского интервала до 0.92 для уринской свиты. Вероятной причиной этого могло быть разбавление потока богатой барием силикокластики, поступавшего от кислого источника, потоками богатой натрием силикокластики от источников основного состава. Вариации в количественном соотношении этих потоков во времени выражены в наблюдаемой отрицательной корреляции между содержаниями Ва и Na₂O. Вместе с тем нельзя исключить процесс Na-метасоматоза, при котором часть бария, содержавшаяся в калиевом полевом шпате, могла быть потеряна при альбитизации.

Направленные изменения в составе источников сноса на протяжении баллаганахско-дальнетайгинского и жуинского трендов отчетливо демонстрирует ряд классических диаграмм с использованием элементов Th, Sc, Cr, V, Y, Ni и Zr. На диаграмме Cr/Th–Th/Sc (Condie, Wronkiewicz, 1990; Totten et al., 2000; Braccialli et al., 2007) начало баллаганахско-дальнетайгинского тренда (баллаганахская серия и большепатомская свита) находится очень близко к составу верхней континентальной коры (UCC) с долей основной (мафической) составляющей около 20% (рис. 4а). В последующее раннебаракунское время происходит кратковременный скачок в область более кислого состава (менее 10% мафического компонента), и далее наблюдается последовательное смещение в сторону основной составляющей вплоть до 50% в конце баллаганахско-дальнетайгинского тренда. В жуинское время состав источников сноса в целом смещается в сторону относительно более кислого состава, хотя и более основного по отношению к UCC (рис. 4а).

Рис. 4. (а) Диаграмма Cr/Th–Th/Sc по (Condie, Wronkiewicz, 1990; Bracciali et al., 2007) и (б, в) диаграммы распределения средних значений отношений Cr/V (б) и Y/Ni (в) (по Hiscott, 1984; McLennan, 1993) для соответствующих интервалов разреза. UCC – средний состав верхней континентальной коры (по Rudnick, Gao, 2014).

Точно такая же закономерность для баллаганахско-дальнетайгинского тренда наблюдается в распределении отношений Cr/V и Y/Ni в разрезе (рис. 4б, 4в). Для Cr/V ограничения в интерпретации источников сноса связаны с содержанием в осадке ванадия, количество которого могло контролироваться редокс-фактором (Tribovillard et al., 2006; Huang et al., 2015). Так, значения Cr/V менее 0.5 могли быть связаны с аноксическими условиями (Jones, Manning, 1994). Однако в нашей коллекции только 7 проб из 188 показывают значения Cr/V в интервале 0.29–0.48, и приурочены они исключительно к средней части разреза баракунской свиты с наиболее высоким (до 1–2%) содержанием органического вещества. Содержание ванадия последовательно увеличивается вверх по разрезу нижней части баракунской свиты в среднем от 140 до 210 мкг/г (r²= 0.72). Значения Cr/V менее 0.5 были связаны с накоплением небольших количеств избыточного ванадия скорее в раннем диагенезе, чем в аноксической придонной водной толще. Другие пробы имеют значения Cr/V, варьирующие от 0.73 до 1.64, что исключает возможность заметного влияния аноксии на тренды источников сноса.

Распределение значений на кривой распределения Y/Ni для жуинского тренда отличается смещением источника в сторону основного компонента (рис. 4в). Это смещение обусловлено последовательным увеличением содержания Ni и одновременным уменьшением содержания Y вверх по разрезу никольской свиты с самого начала жуинской трансгрессии. Наблюдаемое распределение Ni в разрезе могло быть связано с появлением нового удаленного источника пород основного-ультраосновного состава. Вместе с тем в аргиллитах никольской свиты связь Ni с Fe₂O₃ практически не проявлена (r² = 0.12), тогда как для всего баллаганахско-дальнетайгинского тренда эта связь выражена отчетливо (r² = 0.72).

Изменение состава источников сноса в сторону пород основного состава для баллаганахско-дальнетайгинского тренда и обратно для жуинского тренда также хорошо выражено на диаграмме Zr/Sc–Th/Sc (рис. 5, 6а). При этом величина рециклинга (ΔZr/Sc – расстояние от точки пересечения линии “андезит–базальт” линейным трендом распределения значений до его окончания по оси Zr/Sc) быстро уменьшалась (от 68 для bg–br₁ интервала до 43 для br_2-3 и до 9 для ur–kl) и далее незначительно возрастала в жуинской серии (ΔZr/Sc = 14 для nk интервала) (рис. 5). Из этого следует, что на протяжении баллаганахско-дальнетайгинского тренда доля рециклированной части осадка постепенно уменьшалась вместе с изменением состава этих осадков. При более подробном анализе (рис. 6а) видно, что наиболее кислым состав силикокластики был в раннебаракунское время (br₁ рис. 6а). В последующем, в верхней части дальнетайгинской серии, состав осадков смещался в сторону основной компоненты. Максимально приближенными к среднему составу верхней континентальной коры на этой диаграмме были мариногляциальные осадки большепатомской свиты (дальнетайгинская серия), а также глинистые осадки никольской свиты (жуинская серия) (рис. 6а). В целом тренд диаграммы Zr/Sc–Th/Sc (рис. 6а) полностью повторяет тренд диаграммы Cr/Th–Th/Sc (рис. 4а). Анализируя баллаганахско-дальнетайгинский тренд, важно отметить, что средние точки состава отложений 1→2→3→4→5 на диаграмме Zr/Sc–Th/Sc (рис. 6а) лежат практически на одной линии (r² = 0.995), что говорит об обратной зависимости между изменением состава силикокластики и долей участия в ней рециклированной компоненты.

Рис. 5. (а, б) Диаграммы Zr/Sc–Th/Sc по McLennan, 1993) для баллаганахско-дальнетайгинского (а) и жуинского (б) интервалов разреза. Точки состава для тренда гранит–андезит–базальт приведены согласно данным Condie (1993). UCC – средний состав верхней континентальной коры по (Rudnick, Gao, 2014). Обозначения серий и свит см. рис. 1.

Рис. 6. (а) Диаграммы Zr/Sc–Th/Sc и (б) распределение содержания Zr по разрезу для баллаганахско-дальнетайгинского и жуинского интервалов разреза.

В последовательности баллаганахской и дальнетайгинской серий содержание Zr в целом убывает вверх по разрезу (r² = 0.33), при этом резко выраженный скачок наблюдается через границу максимума затопления в средней части баракунской свиты (mf на рис. 6б). Резкое (более чем в 2.7 раз) уменьшение содержания Zr на этом рубеже совпадает по времени с таким же быстрым изменением силикокластики в сторону основного состава (рис. 4а–4в). Такой скачок мог отражать результат разбавления, вероятно “усиленный” гидродинамическими процессами концентрации и задержки тяжелых фракций в прибрежной зоне бассейна в начале регрессии.

И, наконец, смену источников сноса демонстрирует треугольная диаграмма V–Ni–Th×10 (Bracciali et al., 2007). В баллаганахско-дальнетайгинской последовательности средние точки состава аргиллитов образуют хорошо выдержанный тренд, направленный от гранитоидов к породам основного состава и прерывающийся резко выраженной инверсией в подошве жуинской серии (рис. 7). Здесь, как и на других диаграммах, мариногляциальные осадки большепатомской свиты (дальнетайгинская серия) являются максимально приближенными к среднему составу верхней континентальной коры (UCC). Небольшое отклонение тренда к вершине ванадия, наблюдаемое для баракунского интервала (3 на рис. 7), очевидно, связано с накоплением избыточных количеств ванадия в диагенезе глинистых илов, наиболее обогащенных органическим веществом. Эти конденсированные отложения приурочены к интервалу максимального затопления (mf) в средней части баракунской свиты.

Рис. 7. Треугольная диаграмма V–Ni–Th×10 (по Bracciali et al., 2007). Средний состав архейских (AR) и протерозойских (PR) гранитоидов, андезитов и базальтов по (Condie, 1993). Средний состав верхней континентальной коры (UCC) по (Rudnick, Gao, 2014).

ОБСУЖДЕНИЕ

Состав и смена питающих провинций Патомского бассейна. Ранее проведенные геохимические исследования показали изменения в составе источников сноса для постгляциальных отложений патомского комплекса (Подковыров и др., 2015; Подковыров, Маслов, 2022; Чугаев и др., 2017, 2018; Маслов и др., 2022). Источником терригенных осадков, слагающих нижнюю часть разреза, являлся архей-раннепротерозойский кристаллический фундамент Сибирской платформы, а также производные от него доэдиакарские отложения платформенного чехла. Предполагается, что появление на палеоводосборах новых ювенильных (неопротерозойских) магматических комплексов среднего-основного состава произошло лишь в верхней части дальнетайгинской серии, а именно в предуринское или уринское время (Маслов и др., 2022). Однако появление в разрезе обломочных цирконов неопротерозойского возраста фиксируется лишь с основания жуинской серии, а именно с базального горизонта песчаников никольской свиты (Powerman et al., 2015). Необходимо отметить, что В. Паверман с соавторами (Powerman et al., 2015) эти песчаники ошибочно отнесли к валюхтинской свите дальнетайгинской серии. С другой стороны, данные по значениям ε_Nd(t) неоднозначны. Резкое увеличение этого параметра в одном случае наблюдается в верхней части дальнетайгинской серии (валюхтинская свита) (от –17 до –3; Чугаев и др., 2017, 2018), в другом случае – в основании жуинской серии (от –21.0 до –2.1; Маслов и др., 2022). Вместе с тем в Бодайбинской зоне Патомского бассейна вверх по разрезу баллаганахской и дальнетайгинской серий наблюдается непрерывный рост значений ε_Nd(t) (от –18 до –3), который прерывается на границе дальнетайгинской и жуинской серий и затем вновь продолжается (от –12 до –4) вплоть до подошвы кембрия (Чугаев и др., 2018).

Данные, полученные в настоящей работе, свидетельствуют о непрерывном тренде изменений в составе источников сноса, наблюдаемом в последовательности отложений баллаганахской и дальнетайгинской серий Уринского поднятия, что хорошо согласуется с ε_Nd(t) трендом Бодайбинской зоны (Чугаев и др., 2018). Если силикокластика нижней части этого разреза была существенно кислой по составу и включала лишь 10–20% средней-основной компоненты, то в верхней части дальнетайгинской серии содержание этой компоненты в среднем увеличилось до 50% (рис. 4а). Смена состава была постепенной на протяжении формирования всей осадочной последовательности. Этот процесс представлял собой эффект разбавления относительно стабильного потока осадков более кислого состава, поступавших с Сибирской платформы, возрастающими во времени потоками осадков более основного состава, поступавших из внешней орогенной области. На всех диаграммах состав матрикса мариногляциальных осадков большепатомской свиты является максимально приближенным к среднему составу верхней континентальной коры (UCC), что связано с эффектом усреднения состава различных комплексов пород, обнаженных на поверхности континентов в результате деятельности покровных ледников (Gaschnig et al., 2016). Баллаганахско-дальнетайгинский тренд резко прерывается на границе дальнетайгинской и жуинской серий, где состав силикокластики возвращается в область более кислых значений.

Наиболее крупная инверсия (локальное смещение в сторону более кислого состава) баллаганахско-дальнетайгинского тренда приурочена к нижней части разреза мариногляциальных отложений большепатомской свиты (рис. 2). Линия тренда пересекает подошву большепатомской свиты, что предполагает отсутствие перерыва или глубокой эрозии на этой границе. Этот факт противоречит существованию крупного регионального несогласия в основании дальнетайгинской серии (Powerman et al., 2015) и согласуется с фациальными реконструкциями бассейна на этом стратиграфическом уровне (Шацилло и др., 2023). Очевидно, рассматриваемая инверсия была связана с ледниковой эрозией кристаллического фундамента Сибирской платформы, главным образом в области Алданского щита (Chumakov et al., 2011b; Powerman et al., 2015). При этом увеличение потока кислой силикокластики в результате экзарации архейских гранитогнейсовых комплексов щита произошло с заметной задержкой по отношению к началу накопления большепатомских мариногляциальных отложений. Такая задержка была обусловлена инерцией фациальных систем бассейна в условиях гляциоэвстатического падения уровня моря в самом начале большепатомского ледникового события. Последствия этого масштабного оледенения также отразились в другой заметной инверсии, наблюдаемой в нижней части баракунской свиты (рис. 2, 4а, 6а). Значительные массы относительно более кислой силикокластики, продуцированные ледниками и временно складированные в континентальной части Сибирской платформы, начали поступать в бассейн лишь на позднем этапе постгляциальной трансгрессии. Этот стратиграфический уровень также отмечен наиболее низкими значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70755–0.70782 (Рудько и др., 2020). Вариации этих значений могли быть связаны с поступлением в бассейн продуктов растворения доэдиакарского карбонатного чехла Сибирской платформы, бедного радиогенным изотопом стронция. К примеру, для рифейских неизмененных известняков Учуро-Майского района, соседнего с Патомским бассейном, значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr варьируют в пределах 0.7054–0.7063 (Bartley et al., 2001). Сходная интерпретация была предложена для объяснения вариаций ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в последовательности верхнеэдиакарских отложений бассейна Bambuí Бразилии (Guacaneme et al., 2021).

Другие менее заметные инверсии в пределах баллаганахско-дальнетайгинского, а также жуинского трендов были приурочены к трансгрессиям в основании фациальных систем (systems tracts) соответствующих секвенций. Эти инверсии были обусловлены мобилизацией осадков, которые поступали из внутренних областей Сибирской платформы и накапливались в близкой к Уринскому поднятию краевой части бассейна в предшествующие периоды регрессий.

Циклы Патомского бассейна и оценка их продолжительности. Имеющиеся данные позволяют предположить наличие крупного трансгрессивно-регрессивного тектоноцикла в составе баллаганахской и дальнетайгинской серий (рис. 8). Для нижней баллаганахской части этого цикла характерны разномасштабные мелкие (метры–первые десятки метров) трансгрессивные “ритмы” (Иванов и др., 1995), которые выделяются внутри более мощных (многие сотни метров) трансгрессивных фациальных систем бассейна. В вертикальной последовательности этих фациальных систем прослеживается смена грубообломочных терригенных (валунно-галечных и гравийно-песчаных) отложений тонкозернистыми песчано-алевритовыми обычно высокоуглеродистыми и преимущественно глинистыми осадками. В самой верхней части последовательностей появляются отложения смешанной терригенно-карбонатной седиментации. Напротив, верхнюю постгляциальную дальнетайгинскую часть этого тектоноцикла формируют регрессивные фациальные системы высокого положения уровня моря. Их осадочные последовательности демонстрируют смену глубоководных, главным образом глинистых отложений, отложениями сравнительно мелководных карбонатных платформ (Петров, 2018а, 2018б). Между верхней и нижней частями цикла, примерно в его середине, залегает мощная и монотонная последовательность большепатомских мариногляциальных осадков. В начале ее формирования гляциоэвстатическое падение уровня моря было “наложено” на интенсивное погружение передового прогиба форланда (рис. 8). Признаки прогрессивной форланд-трансгрессии в конце баллаганахского времени выражены в смене обстановок, направленных от аллювиально-пролювиальных ландшафтов к прибрежно-континентальным обстановкам эстуариев и лагун и далее к обстановкам терригенно-карбонатного шельфа (Петров, 2021). Вся эта толща представляет собой трансгрессивную последовательность “континент–море”, которая была прервана гляциоэвстатической форсированной регрессией в начале большепатомского времени. Эта регрессия привела к эрозии подстилающих отложений лишь во внешней зоне бассейна, откуда происходят перенесенные ледником обломки доломитов мариинской свиты (Чумаков, 1993; Шацилло и др., 2023). Последовательность гляциогенных отложений показывает признаки регрессии лишь в самой верхней части, непосредственно перед началом формирования венчающих доломитов (рис. 8, 9). Цикличность внутри этой последовательности не проявлена, если не считать событийной цикличности отдельных (0.5–3 м) градационных слоев (Чумаков, Красильников, 1991; Чумаков, 1993; Chumakov et al., 2011а). Выше баллаганахско-дальнетайгинского цикла выделяются еще два подобных, но сравнительно маломощных цикла – жуинский и жербинский – с четко выраженными регрессивными направленностями (рис. 8).

Рис. 8. Циклы, возраст, обстановки седиментации и геодинамические обстановки неопротерозойских отложений Патомского бассейна.

Цифры на схеме: 1, 2, 3 – тектоноциклы патомского комплекса и жербинской свиты (циклы первого порядка). Трансгрессивные и регрессивные циклы второго порядка соответствуют фациальным системам (systems tracts) секвенций. Sq – секвентные границы, Sq* – секвентные границы, связанные с Большепатомским ледниковым горизонтом. (А) – аккомодация (пространство, предоставленное для заполнения его осадками (пропорциональна глубине бассейна)); (R) – темп погружения бассейна (соответствует тектоноциклам); (S) – седиментация (относительное количество осадков, поступавших в бассейн (пропорциональна средней скорости седиментации)). Обозначения серий: Тр – тепторгинская, Bl – баллаганахская, Dt – дальнетайгинская, Zu – жуинская, Tr – трехверстная. Обозначения свит: pr – пурпольская, md – медвежевская, hr – хорлухтахская, hv – хайвергинская, bg – бугарихтинская, mr – мариинская, bp – большепатомская, br – баракунская, ur – уринская, kl – каланчевская, vl – валюхтинская, nk – никольская, cn – ченченская, zr – жербинская, tn – тинновская, nh – нохтуйская.

Рис. 9. Принципиальная схема стратиграфических взаимоотношений свит среднесибирского (большепатомского) гляциогоризонта Патомского бассейна на отрезке от Березовского прогиба (р. Чара) на юго-востоке до верховьев р. М. Патом на северо-западе.

NE – интервалы отрицательных экскурсов δ¹³C_carb в основании большепатомской и баракунской свит (рис. 1г). Обозначения свит: mr – мариинская, dz – джемкуканская, bp – большепатомская, nc – ничатская, br – баракунская. Bl – баллаганахская серия нерасчлененная. Sq* – секвентные границы, связанные с началом и концом оледенения. Литологический состав свит показан для преобладающего типа отложений. Мощности отложений большепатомской джемкуканской и мариинской свит показаны без учета последующей компакции осадков. Мощность венчающего доломита показана не в масштабе.

Нижняя часть баллаганахско-дальнетайгинского цикла была сформирована в геодинамических обстановках пассивной окраины (Sovetov, 2002; Советов, Комлев, 2005; Чумаков и др., 2007; Meffre et al., 2008; Хераскова и др., 2010; Метелкин и др., 2010; Гладкочуб и др., 2013; Летникова и др., 2013; Powerman et al., 2015; Чугаев и др., 2017, 2018; Мотова и др., 2023) или крупного внутриконтинентального бассейна (Gladkochub et al., 2019). Со временем эти обстановки сменились обстановками форландового бассейна. Большинство исследователей указывают на то, что смена обстановок произошла в уринское (валюхтинское) время. Однако В. Паверман с соавторами (Powerman et al., 2015) допускают, что такой переход мог произойти уже в процессе накопления большепатомских отложений, объясняя временную (стратиграфическую) задержку поступления неопротерозойских цирконов в бассейн следствием “тонкокожей” тектоники региона.

Баллаганахско-дальнетайгинский цикл в терминах секвентной стратиграфии соответствует мегациклу или циклу первого порядка (Miall, 2010; Catuneanu, 2019). Такие циклы в зависимости от типа осадочного бассейна имеют мощности от нескольких сотен метров до нескольких километров и время формирования от нескольких миллионов до 100 и более млн лет. Подобные циклы или тектонические циклотемы длительностью от 1 до 10 млн лет характерны для мощных толщ, которые накапливались вдоль быстро погружавшихся континентальных окраин древних кратонов (Miall, 2017). Именно в такой геодинамической обстановке формировалась, по крайней мере, дальнетайгинская последовательность отложений Патомского бассейна. Жизненный цикл бассейнов форланд-типа сравнительно невелик и составляет первые десятки миллионов лет (Woodcock, 2004). В нашем случае заложение краевого прогиба форланда, очевидно, пришлось на позднебугарихтинское время, а орогенез и отмирание форланд-системы – на жербинское время (рис. 8). Эта форланд-система просуществовала чуть более 30 млн лет и сменилась эпикратонным бассейном непосредственно перед началом кембрийского периода.

Обстановки и стратиграфия Патомского бассейна. Наиболее ранние неопротерозойские отложения бассейна представляет тепторгинская серия, залегающая на кристаллическом фундаменте Сибирской платформы. Нижняя часть серии (пурпольская свита) сложена продуктами размыва коры глубокого химического выветривания, а верхняя (медвежевская свита), напротив, представлена незрелой силикокластикой (Головенок, 1976; Иванов и др., 1995). Отложения накапливались в обстановках озерно-аллювиальных равнин, которые сменились морскими рифтогенными обстановками с вулканизмом основного состава (Иванов и др., 1995; Макарьев и др., 2010). Медвежевские вулканиты относятся к магматическому событию Franklin-Irktusk LIP 720 млн лет (Ernst et al., 2016, 2023), которое произошло непосредственно перед началом криогения (Gladkochub et al., 2019). В современных моделях именно это магматическое событие явилось одной из причин перехода к ледниковому (icehouse) климату Земли на этом стратиграфическом рубеже (Cox et al., 2016; Hoffman et al., 2017; Ernst et al., 2021; Dutkiewicz et al., 2024). Низкая степень химического выветривания, наблюдаемая уже в верхней части разреза пурпольской свиты (Головенок, 1976), указывает на постепенную аридизацию климата перед началом крупнейшего в истории Земли оледенения.

Патомский комплекс отделен от тепторгинской серии крупным стратиграфическим перерывом, охватывающим практически весь криогений (более 80 млн лет) (рис. 10). Маломощный (до 30 м) горизонт диамиктитов, залегающий в основании патомского комплекса и интерпретированный как мариногляциальные отложения (Шацилло и др., 2023), в предложенной схеме, возможно, соответствует терминальному ледниковому периоду криогения – Марино (635 млн лет).

Рис. 10. Стратиграфический объем неопротерозойских отложений Патомского бассейна (Уринское поднятие) в современной общепринятой схеме (Чумаков и др., 2013) (а) и в схеме, принятой в настоящей работе (б).

Обозначения серий: Тр – тепторгинская, Bl – баллаганахская, Dt – дальнетайгинская, Zu – жуинская. Обозначения свит: zr – жербинская, tn – тинновская, nh – нохтуйская. є1 – нижний кембрий (фортуний в международной стратиграфической шкале); TN – тоний. Поверхность кристаллического фундамента Сибирской платформы показана не в масштабе временной шкалы.

Центральное место в разрезе патомского комплекса занимает среднесибирский гляциогоризонт (Чумаков, 1993, 2015). В латеральной последовательности его отложений диамиктиты ничатской и большепатомской свит проксимальной зоны бассейна во внутренней (дистальной) зоне замещаются высокоуглеродистыми песчано-глинистыми осадочными породами джемкуканской свиты, содержащими лишь единичные горизонты дропстоунов (рис. 9). Очевидно, ограниченная область ледового разноса была обусловлена “теплой подошвой” (около 0°С) ледника, в результате чего почти весь захваченный айсбергами материал быстро вытаивал в прибрежной части бассейна (Чумаков, 1993). Такие фациальные взаимоотношения не характерны для оледенений криогения, когда ледовый разнос охватывал большую часть бассейновых акваторий (Le Heron, 2015; Hoffman et al., 2021). Ледниковые горизонты эдиакария, напротив, демонстрируют ограниченное распространение айсбергового разноса (Wang et al., 2023a). В этом отношении структурно-фациальным и, вероятно, стратиграфическим аналогом Большепатомского бассейна являются эдиакарские (580 млн лет) мощные (более 1 км) мариногляциальные отложения формаций Mall Bay и Gaskiers Ньюфаундленда (Fitzgerald et al., 2024).

Отрицательная аномалия δ¹³С под большепатомскими диамиктитами (рис. 9) (Шацилло и др., 2023) имеет сходство по динамике и амплитуде с С-изотопным событием Трезона Южной Австралии (Rose et al., 2012; Klaebe, Kennedy, 2019). Однако δ¹³С тренд Трезона в Австралии завершился до начала ледниковой седиментации, а Патомский тренд пересекает эту границу (Шацилло и др., 2023), совпадая с гляциоэвстатическим падением уровня моря (рис. 9). Теоретически глобальное и одновременное осушение огромных площадей шельфов и субаэральное окисление захороненного в их осадках органического вещества могло кратковременно сместить глобальный баланс δ¹³С в сторону отрицательных значений. Очевидно, что это событие происходило одновременно с накоплением карбонатных осадков в дистальных фациальных зонах бассейнов.

Окончание большепатомского ледникового события отмечено отложением венчающих доломитов (Покровский и др., 2010; Чумаков и др., 2013), залегающих в основании карбонатно-глинистой трансгрессивной последовательности баракунской свиты (Петров, 2018а). Их присутствие над большепатомскими диамиктитами явилось главным аргументом при корреляции среднесибирского гляциогоризонта с оледенением Марино (Чумаков и др., 2013). Однако на сегодняшний день известно, что среди 30 эдиакарских (≤580 млн лет) ледниковых отложений 11 имеют венчающие доломиты (Wang et al., 2023a), в том числе и гляциогоризонт Гаскье (Myrow, Kaufman, 1999). В отличие от венчающих доломитов пост-Марино, эти породы не имеют ряда специфических текстур, выделяются более широким диапазоном δ¹³С значений и пониженным содержанием Mn (Wang et al., 2023a). Так, по среднему содержанию Mn (1494 мкг/г; Покровский и др., 2010) патомские венчающие доломиты статистически не отличаются от верхнеэдиакарских доломитов (1150 мкг/г), но заметно уступают венчающим доломитам пост-Марино (3100 мкг/г, Wang et al., 2023a). По диапазону отрицательных значений δ¹³C_carb от –3‰ до –4‰ (Покровский и др., 2010) они совпадают с верхнеэдиакарскими венчающими доломитами Тарима, Северного Китая, Южной Африки и Авалона (Wang et al., 2023a).

Датированные (635 млн лет) венчающие доломиты пост-Марино в Южном Китае, Намибии и на северо-западе Канады содержат специфические и разнообразные литофациальные признаки отложений: необычные строматолиты, арагонитовые преципитаты и выделения барита (James et al., 2001; Jiang et al., 2006; Hoffman et al., 2007, 2021), а также заметную примесь аутигенных глинистых минералов (Li et al., 2020), что не обнаружено в патомских доломитах. Для этих доломитов характерны только типиподобные дислокации (Чумаков и др., 2013), возможно, текстуры sheet cracks и полное отсутствие каких-либо глинистых минералов (Покровский и др., 2010; Покровский, Буякайте, 2015). Признаки интенсивного химического выветривания, отмеченного присутствием аутигенных глинистых минералов, установлены непосредственно под венчающими доломитами пост-Марино, а также в перекрывающих отложениях формации Доушаньтуо в Южном Китае (Bristow et al., 2009; Huang et al., 2016; Li et al., 2021). Напротив, патомские венчающие доломиты лежат непосредственно на ледниковых диамиктитах, а перекрывающие их отложения имеют признаки аридного климата (Петров, 2018б) с вероятным присутствием сезонных льдов (Шацилло и др., 2023). Такие обстановки соответствуют так называемому “Великому позднеэдиакарскому ледниковому времени” – периоду в интервале 580–560 млн лет (Wang et al., 2023b). Таким образом, по совокупности литофациальных и палеоклиматических данных среднесибирский (большепатомский) гляциогоризонт имеет скорее эдиакарский, чем криогениевый возраст. Вместе с тем недатированные венчающие доломиты формации Нуккалина Южной Австралии (~635 млн лет) (Calver et al., 2013) в основании стратотипа эдиакария имеют ряд литофациальных признаков, весьма сходных с большепатомскими доломитами, включая также и признаки ледового разноса (Rose, Maloof, 2010).

Вся вышележащая постгляциальная последовательность неопротерозойских отложений Патомского бассейна заключает три стратиграфических несогласия, задокументированных в основании никольской, жербинской и тинновской свит (рис. 8, 10). Несогласие в основании никольской свиты – преджуинский перерыв – представляет собой сильно расчлененную эрозионную поверхность с локальным топографическим рельефом до 100 м, который нивелирован песчаниками базальной куллекинской пачки никольской свиты (рис. 3). Эта поверхность является главной секвентной границей внутри патомского комплекса (Петров, 2018б). Очевидно, преджуинское событие – результат короткого эпизода падения уровня моря, сопровождавшегося осушением всей территории и быстрым врезом речных долин. В результате морской трансгрессии, последовавшей вскоре, еще до начала пенепленизации ландшафта, эрозионные долины были быстро заполнены преимущественно песчаными осадками эстуариев. Такое развитие событий в прибрежных зонах бассейнов является характерным при быстрых и высокоамплитудных флуктуациях относительного уровня моря (Blum et al., 2013; Wang et al., 2019). Судя по исследованиям современных и четвертичных отложений врезанных долин, продолжительность их формирования является экстремально короткой (10³–10⁴ лет) с геологической точки зрения (Clement et al., 2017). Нельзя исключить, что преджуинское событие было связано с эпизодом высокоширотного оледенения, подобного “Последнему гляциальному максимуму” с близкой амплитудой (120–130 м) падения уровня моря (Lambeck et al., 2014; Yokoyama et al., 2018). Однако, с другой стороны, преджуинская форсированная регрессия могла быть следствием внутрибассейновой тектоники, отраженной в региональных и локальных высокочастотных тектонических циклах длительностью 10⁴–10⁵ лет (Miall, 2017). В любом случае преджуинский перерыв не имеет признаков крупного стратиграфического несогласия.

Несогласие в основании жербинской свиты (Хоментовский и др., 2004; Чумаков и др., 2013) представляет собой серию внутриформационных перерывов, подчеркнутых поверхностями начального карстообразования (Pelechaty, 1998; Воробьева, Петров, 2023а). Осадочная последовательность, наблюдаемая в кровле ченченской свиты, отражает процесс мультициклической “проградации” песчаников жербинской свиты на поверхность ченченской карбонатной платформы в крайне мелководных обстановках суб- и супралиторали. Таким образом, в масштабе всей осадочной последовательности в пределах Уринского поднятия граница между этими свитами является непрерывной. Вместе с тем события на этой границе, очевидно, были связаны с инверсионной тектонической перестройкой Патомского бассейна и всей юго-западной периферии Сибирского кратона (Чумаков и др., 2013; Советов, 2018).

Несогласие в основании тинновской свиты отмечено резкой эрозионной поверхностью с реликтами коры выветривания (Pelechaty, 1998; Хоментовский и др., 2004; Воробьева, Петров, 2023а). Эта поверхность перекрыта аллювиальными гравийными песчаниками базальной пачки тинновской свиты и далее трансгрессивными морскими глинисто-карбонатными отложениями, относящимися к переходной эдиакарско-кембрийской части разреза (рис. 8). Потоки силикокластики в это время, как и в жербинское время (Воробьева, Петров, 2023а), поступали из внешнего источника орогенной зоны в сторону Сибирской платформы (Иванов и др., 1995). Началу формирования отложений аллювиальной равнины раннетинновского времени, по крайней мере в пределах Уринского поднятия, предшествовал стратиграфический перерыв длительностью более 10 млн лет (рис. 10). События этого времени, прослеженные вдоль всей юго-западной периферии Сибирской платформы (Советов, 2018), отражают отмирание систем форланд-бассейна. Перекрывающие морские, преимущественно карбонатные отложения тинновской свиты накапливались уже в обстановках обширного эпикратонного бассейна Сибирской платформы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные геохимические данные свидетельствуют о непрерывном тренде изменений в составе источников сноса, наблюдаемом в разрезе баллаганахской и дальнетайгинской серий Уринского поднятия. На протяжении этого времени количество средней-основной компоненты в тонкозернистой силикокластике последовательно возрастало приблизительно от 10 до 50%. Процесс представлял собой эффект разбавления стабильного потока осадков кислого состава, поступавших с Сибирской платформы, возрастающими во времени потоками осадков основного состава, поступавших из внешней орогенной области. Непрерывная осадочная запись этих процессов указывает на отсутствие значительного стратиграфического перерыва при формировании баллаганахско-дальнетайгинской осадочной последовательности, которая представляет трансгрессивно-регрессивный тектоноцикл первого порядка. Всего в разрезе неопротерозойских отложений района выделяются четыре таких цикла: тепторгинский, баллаганахско-дальнетайгинский, жуинский и жербинский (рис. 8).

Тепторгинский цикл представляет рифтогенные терминальные отложения тония, сформированные непосредственно перед началом криогениевого периода. Отложения баллаганахско-дальнетайгинского цикла накапливалась в геодинамических обстановках пассивной окраины, которые без перерыва сменились обстановками форланд-бассейна. Заложение краевого прогиба форланда произошло в самом конце баллаганахского времени, а максимальное погружение бассейна примерно совпало с большепатомским оледенением, что явилось причиной большой (более 1 км) мощности мариногляциальных отложений большепатомской и джемкуканской свит. Жуинский и жербинский циклы формировались на поздней стадии форланд-системы Патомского бассейна в условиях последовательного уменьшения аккомодации. Эта система просуществовала чуть более 30 млн лет и сменилась эпикратонным бассейном непосредственно перед началом кембрийского периода.

В последовательности неопротерозойских отложений Патомского бассейна выделяются только два крупных стратиграфических несогласия: в основании баллаганахской серии и в основании тинновской свиты (рис. 10). Таким образом, отсутствие признаков подобного несогласия внутри нижней части баракунской свиты предполагает, что весь патомский комплекс (баллаганахская, дальнетайгинская и жуинская серии) имеет эдиакарский возраст.

Благодарности. Автор выражает глубокую признательность А.В. Маслову, Б.Г. Покровскому и С.В. Рудько (ГИН РАН), а также А.Б. Кузнецову (ИГГД РАН) за обсуждение материалов и ценные замечания в процессе написания статьи, Б.В. Ермолаеву за выполнение химических анализов и А.С. Дубенскому (ГИН РАН) за консультации при интерпретации геохимических данных.

Источники финансирования. Исследования проведены в соответствии с планами научно-исследовательской работы ГИН РАН, тема № FMMG-2023-0004.

Дополнительная информация для этой статьи доступна по ссылке https://doi.org/10.31857/S0869592X25020031 для авторизованных пользователей.

¹ ДМ – дополнительные материалы.

About the authors

P. Y. Petrov

Author for correspondence.
Email: petrov-geo-home@rambler.ru
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. Fig. 1. (a) Geological map of the Ura Uplift and locations of the studied sections; (b) stratigraphy of Neoproterozoic deposits and tectonic history of the Patom Basin formation; (c) sequence of Neoproterozoic deposits of the Ura Uplift and stratigraphic levels of fossils; (d) summary data on δ13Ccarb according to (Pelechaty, 1998; Pokrovsky, Buyakaite, 2015; Rudko et al., 2017; Petrov, Pokrovsky, 2020; Shatsillo et al., 2023); (d) sampled intervals of the section (correspond to locations on the geological map). Acanthomorphic acritarchs are given according to (Sergeev et al., 2011; Moczydłowska, Nagovitsin, 2012; Vorobyova, Petrov, 2020, 2023a, 2023b), Beltanelliformis according to (Leonov, Rudko, 2012; Kolesnikov et al., 2024), Arumberia according to (Petrov, 2021; Kolesnikov et al., 2024), macrofossils according to (Petrov, Vorobyova, 2022; Petrov, Vorob’eva, 2023), Pb–Pb isochron dating data of limestones of the Barakun and Kalanchevskaya formations according to (Rud’ko et al., 2021), lithostratigraphic data according to (Chumakov et al., 2013; Petrov, 2018a, 2018b). Series designations: Tr – Teptorginskaya, Bl – Ballaganakhskaya, Dt – Dalnetayginskaya, Zu – Zhuinskaya, Tr – Trekhverstnaya. Formation designations: bg – Bugarikhtinskaya, mr – Mariinskaya, bp – Bolshepatomskaya, br – Barakunskaya, ur – Urinskaya, kl – Kalanchevskaya, vl – Valyukhtinskaya, nk – Nikolskaya, cn – Chenchenskaya, zr – Zherbinskaya, tn – Tinnovskaya, nh – Nokhtuyskaya.

Download (941KB)

Indexing metadata

3. Fig. 2. Distribution of the content of Ba (a); Th (b); Nb (c) and “continuity trends” in the sequence of deposits of the Ballaganakh, Dalnetayginskaya and Zhuinskaya series. For designations of series and suites, see Fig. 1. r2 is the coefficient of linear correlation or the value of the reliability of the trend line approximation (mathematically, it is the square of the correlation coefficient) for the points of the composition of the entire Ballaganakh-Dalnetayginskaya trend. n is the number of element content determinations. UCC is the average composition of the upper continental crust (according to Rudnick, Gao, 2014).

Download (500KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Stratigraphic and facies relationships of sediments across the sequence boundary at the base of the Zhuya Group (Sq0) and distribution of niobium contents in the section. T0 – transgressive boundary (beginning of the Zhuya transgression); mf0 – maximum flooding surface in the lower part of the Nikolskaya Formation. Facies systems: HS1, HS2 – high sea level, LS – low sea level (sandstones of the Kullekin Member at the base of the Nikolskaya Formation), TS – transgressive system. Lithostratigraphic units: kl3 – upper subformation of the Kalanchevskaya Formation, nk0 – basal horizon of the Nikolskaya Formation (Kullekin Member), nk1 – lower subformation of the Nikolskaya Formation, nk2 – upper subformation of the Nikolskaya Formation. Location of sections: (a) – r. B. Patom, (b) – the mouth of the Ura River, (c) – the right bank of the Lena River in the area of ​​the village of Tinnaya (Fig. 1).

Download (817KB)

Indexing metadata

5. Fig. 4. (a) Cr/Th–Th/Sc diagram according to (Condie, Wronkiewicz, 1990; Bracciali et al., 2007) and (b, c) diagrams of the distribution of average values ​​of the Cr/V (b) and Y/Ni (c) ratios (according to Hiscott, 1984; McLennan, 1993) for the corresponding intervals of the section. UCC is the average composition of the upper continental crust (according to Rudnick, Gao, 2014).

Download (840KB)

Indexing metadata

6. Fig. 5. (a, b) Zr/Sc–Th/Sc diagrams after McLennan, 1993) for the Ballaganakh-Dalnetaiga (a) and Zhuinsky (b) intervals of the section. Composition points for the granite–andesite–basalt trend are given according to Condie (1993). UCC is the average composition of the upper continental crust after (Rudnick, Gao, 2014). For designations of series and suites, see Fig. 1.

Download (372KB)

Indexing metadata

7. Fig. 6. (a) Zr/Sc–Th/Sc diagrams and (b) distribution of Zr content along the section for the Ballaganakh-Dalnetaiga and Zhuinsky intervals of the section.

Download (571KB)

Indexing metadata

8. Fig. 7. V–Ni–Th×10 triangle diagram (after Bracciali et al., 2007). Average composition of Archean (AR) and Proterozoic (PR) granitoids, andesites and basalts after (Condie, 1993). Average composition of the upper continental crust (UCC) after (Rudnick, Gao, 2014).

Download (515KB)

Indexing metadata

9. Fig. 8. Cycles, age, sedimentation environments and geodynamic settings of Neoproterozoic deposits of the Patom Basin. Numbers on the diagram: 1, 2, 3 – tectonocycles of the Patom Complex and Zherbinskaya Suite (first-order cycles). Transgressive and regressive cycles of the second order correspond to facies systems (systems tracts) of sequences. Sq – sequence boundaries, Sq* – sequence boundaries associated with the Bolshe-Patomsky glacial horizon. (A) – accommodation (space provided for filling it with sediments (proportional to the basin depth)); (R) – rate of basin subsidence (corresponds to tectonocycles); (S) – sedimentation (relative amount of sediments supplied to the basin (proportional to the average sedimentation rate)). Series designations: Tr – Teptorginskaya, Bl – Ballaganakhskaya, Dt – Dalnetayginskaya, Zu – Zhuinskaya, Tr – Trekhverstnaya. Suite designations: pr – Purpolskaya, md – Medvezhevskaya, hr – Khorlukhtakhskaya, hv – Khayverginskaya, bg – Bugarikhtinskaya, mr – Mariinskaya, bp – Bolshepatomskaya, br – Barakunskaya, ur – Urinskaya, kl – Kalanchevskaya, vl – Valyukhtinskaya, nk – Nikolskaya, cn – Chenchenskaya, zr – Zherbinskaya, tn – Tinnovskaya, nh – Nokhtuyskaya.

Download (1013KB)

Indexing metadata

10. Fig. 9. Schematic diagram of stratigraphic relationships of the formations of the Central Siberian (Bol'shepatom) glaciohorizon of the Patom Basin in the section from the Berezovsky Trough (Chara River) in the southeast to the upper reaches of the M. Patom River in the northwest. NE – intervals of negative excursions δ13Ccarb at the base of the Bol'shepatom and Barakun formations (Fig. 1g). Formation designations: mr – Mariinskaya, dz – Dzhemkukanskaya, bp – Bol'shepatomskaya, nc – Nichatskaya, br – Barakunskaya. Bl – undifferentiated Ballaganakh Group. Sq* – sequence boundaries associated with the beginning and end of glaciation. The lithological composition of the formations is shown for the predominant type of deposits. The thicknesses of the Bolshepatomskaya Dzhemkukanskaya and Mariinskaya suites are shown without taking into account subsequent compaction of sediments. The thickness of the crowning dolomite is not shown to scale.

Download (409KB)

Indexing metadata

11. Fig. 10. Stratigraphic volume of Neoproterozoic deposits of the Patom Basin (Ura Uplift) in the modern generally accepted scheme (Chumakov et al., 2013) (a) and in the scheme adopted in this work (b). Designations of series: Tp – Teptorginskaya, Bl – Ballaganakhskaya, Dt – Dalnetayginskaya, Zu – Zhuinskaya. Designations of formations: zr – Zherbinskaya, tn – Tinnovskaya, nh – Nokhtuyskaya. є1 – Lower Cambrian (Fortunian in the international stratigraphic scale); TN – Tonian. The surface of the crystalline basement of the Siberian platform is not shown to scale.

Download (425KB)

Indexing metadata

12. Appendix

Download (2MB)

Indexing metadata