Литолого-геохимическая специфика и особенности генезиса терригенно-карбонатных пород нижнеэвенкийской подсвиты (средний кембрий, запад Сибирской платформы)

Финансирование

Исследование выполнено в рамках Государственного задания ИО РАН по теме FMWE-2024-0020. Изотопные исследования осуществлялись за счет средств Государственного задания ПИН РАН. Частичное выполнение работ осуществлялось в рамках Государственных заданий ИФЗ РАН и ИГ РАН.

Введение

Определение условий формирования отложений лагун, себх, приливных отмелей и других переходных зон между сушей и морским бассейном представляет собой одну из самых сложных проблем в исследовании палеозойских и более ранних отложений. Несмотря на активное изучение терригенно-карбонатных и карбонатно-соленосных отложений, формировавшихся в прибрежно-мелководных и субаэральных условиях внутренних районов Сибирской платформы, кембрийские разрезы остаются недостаточно изученными из-за трудностей с датировкой отложений и большого своеобразия фаций, не имеющих современных аналогов.

В Байкитской зоне эвенкийская свита подразделяется на две подсвиты [1], либо выделяют черноостровскую и вельминскую свиты в составе эвенкийской серии (рис.1, а), которые согласно залегают на породах оленчиминской свиты. Нижняя подсвита (220-325 м) в основании состоит из однообразных красных и реже зеленых алевритистых доломитовых мергелей, часто соленосных и сульфатоносных, с серыми глинистыми доломитами и известняками. Верхняя ее пачка имеет более терригенный состав, преобладают доломитистые аргиллиты, алевролиты, мергели, песчаники [1]. В отличие от нижней подсвиты, верхняя (190-205 м) более карбонатная и включает красноцветные доломиты, доломитовые мергели и алевролиты, с вишнево-бурыми и зеленоватыми мергелями и прослоями аргиллитов. Нижняя подсвита относится к майскому ярусу среднего кембрия, верхняя – к верхнему кембрию [1, 2].

Обнажение нижнеэвенкийской подсвиты расположено на правом берегу р. Подкаменная Тунгуска близ поселка Суломай (Эвенкийский муниципальный район, Красноярский край) (рис.1, б, в). Детальное описание разреза общей мощностью 61,4 м представлено в работе [3]. Согласно фациально-палеогеографической схеме Сибирской платформы для майского века кембрия [2], область развития пород эвенкийской свиты лежит в поле надприливных равнин (себх). Существует гипотеза формирования эвенкийской свиты с ведущей ролью процессов штормовой седиментации [4]. Ранее в работах [3, 5] было показано, что по литологическому составу к породам нижнеэвенкийской подсвиты р. Подкаменная Тунгуска наиболее близки литоральные образования в составе карбонатно-соленосной формации венда – нижнего кембрия Непско-Ботуобинской антеклизы [6, 7]. На этом основании выдвинуто предположение [3, 5] о принадлежности изученных фаций эвенкийской свиты преимущественно к обстановкам верхней литорали с возможными эпизодическими условиями нижней супралиторали при понижении относительного уровня моря. В исследуемом разрезе эвенкийской свиты не наблюдается характерных для себх линз, корок, желваков гипса и ангидрита, только единичные реликтовые поры выщелачивания в алевро-глинистых доломитах. Присутствуют знаки волновой ряби, текстуры конседиментационных деформаций, тонкая пологоволнистая, пологая косая, градационная слоистость. В породах встречаются литокласты доломитов. На основании описанных особенностей разреза нижнеэвенкийской подсвиты в долине нижнего течения р. Подкаменная Тунгуска и анализа генезиса современных и древних себховых и некоторых береговых фаций сделан вывод, что изученные породы формировались преимущественно в условиях приливно-отливных отмелей, ассоциированных с прибрежными себхами [5].

В пределах Непско-Ботуобинской антеклизы терригенные породы вендского возраста, образовавшиеся в прибрежно-морских обстановках приливно-отливного побережья с себхами, изучаются гораздо более детально [8, 9], так как с венд-кембрийскими отложениями этой области связаны залежи нефти и газа. Сходным образом, в связи с газоносностью отложений, интерес исследователей вызывают условия формирования, диагенетические и постдиагенетические преобразования доломитов себх среднего ордовика бассейна Ордос (Китай) [10-12].

Настоящая работа направлена на изучение геохимических особенностей и дополнительные петрографические исследования пород, образовавшихся в условиях приливно-отливных отмелей в среднем кембрии. Результаты дают представление о характере постседиментационных изменений, геохимических чертах, процессах доломитизации карбонатных и терригенно-карбонатных пород, а при рассмотрении карбонатно-терригенных и терригенных отложений – о влиянии питающих провинций.

Методы

Описание и фотографирование шлифов производилось с использованием микроскопа Zeiss Axio Scope и программного обеспечения Zeiss ZEN core.

Для анализа изотопного состава углерода и кислорода на базе кабинета приборной аналитики Палеонтологического института им. А.А.Борисяка РАН (ПИН РАН) использовались измельченные до состояния пудры валовые пробы доломитов. Полученный аналитический материал переносили в плотно закрывающиеся микроцентрифужные пробирки. На микровесах брали навески каждого измельченного аналитического материала в виалы из боросиликатного стекла. Масса одной навески находилась в диапазоне 330-390 мкг. В каждую виалу с навеской пробы карбонатов с помощью автоматической системы подачи вносили 0,05 мл раствора концентрированной ортофосфорной кислоты. Взаимодействие навески карбонатов с кислотой длилось 1 ч в термостатируемом штативе при температуре 70,1±0,1°C. Анализ отношений стабильных изотопов углерода и кислорода выполняли с использованием приборного комплекса Isoprime precisION-IsoFLOW (Elementar UK Ltd., Великобритания). Для контроля качества измерений использовались международный стандарт МАГАТЭ NBS18 и внутрилабораторный стандарт KH2. Воспроизводимость результатов оценивалась со стандартным отклонением, которое для δ¹³C и δ¹⁸O составляло 0,1 ‰ PDB.

Лабораторные аналитические исследования элементного состава карбонатных, терригенно-карбонатных, карбонатно-терригенных и терригенных пород выполнены в Центре коллективного пользования Пермского государственного национального исследовательского университета. Навеска 0,1 г истертого образца подвергалась кислотному разложению. Навеску помещали в стеклоуглеродные стаканы, смачивали водой для лабораторного анализа, добавляли 0,5 см³ хлорной (70 %), 3 см³ фтористоводородной (40 %) и 0,5 см³ азотной (65 %) кислот, закрывали крышками и прогревали в течение 30 мин при температуре 130 °С на плитке РП-1 (ООО «НПП Томьаналит», Россия). Затем снимали крышки и упаривали при 170-180 °С. Далее стаканы охлаждали, обмывали стенки и снова упаривали до влажных солей. Затем добавляли 2 см³ соляной и 0,2 см³ 0,1М раствора борной кислот и упаривали растворы до объема 0,7 см³. Полученные растворы переносили в полиэтиленовые пробирки, добавляли внутренний стандарт индия. Содержание микроэлементов определяли с помощью масс-спектрометра Bruker AURORA M90 (США) с индуктивно-связанной плазмой ICP-MS.

В качестве статистических инструментов при интерпретации данных микроэлементного анализа использованы тепловая карта с кластеризацией методом полной связи (complete-linkage clustering) и коэффициенты корреляции Пирсона. В основе тепловой карты – метод обнаружения выбросов в массиве данных [13].

Результаты

Характеристика литологических типов отложений

По результатам изучения в шлифах наиболее представительных образцов карбонатных, терригенно-карбонатных и карбонатно-терригенных пород можно выделить следующие литотипы (табл.1):

• Доломиты строматолитовые.
• Доломиты комковато-сгустковые.
• Доломиты замещения разнокристаллические без сохранения первичных структур протолита.
• Доломиты замещения разнокристаллические, с реликтовой алевро-пелитовой структурой протолита, пятнисто ожелезненные; или с примесью (до 35-40 %) остаточного алевро-песчаного материала.
• Песчаники разных структурных типов и алевро-песчаники аркозовые с базальным доломитовым цементом.

Содержание полевых шпатов (ПШ) приводится по результатам расчета нормативного минерального состава по методу О.М.Розена [14, 15].

Таблица 1

Литологические типы пород эвенкийской свиты

Положение пород на разрезе и их шлифы показаны на рис.2.

В разрезе обширно представлены алевролиты доломитовые и аргиллиты доломитистые красно-бурые, с зелеными пятнами, реже зеленые, тонкоплитчатые (в сухом состоянии), иногда рыхлые и комковатые. Изучение в шлифах этих терригенных разностей не проводилось, но они послужили материалом для исследований содержания редких элементов.

Геохимическая характеристика

Корреляция и кластеризация элементов. Содержания редких элементов приведены в табл.2, содержания главных оксидов – в работе [3].

Таблица 2

Элементный состав пород эвенкийской свиты, г/т

Примечание. Голубым отмечены карбонатные литотипы (на основании исследования в шлифах); Eu/Eu* = [Eu_UCC/(Sm_UCC*Gd_UCC)^0,5]; (Ce/Ce*)_UCC = [2Ce_UCC/(La_UCC + Pr_UCC]).

Для анализа и визуализации статистических данных построена тепловая карта с кластеризацией методом полной связи (рис.3). Цветом показана величина z-оценки для каждого образца по тому или иному элементу. Параметр z-оценка (z-score, стандартизированная оценка) дает представление о том, насколько далека от среднего значения величина в точке массива данных. Для расчета z-оценки, помимо значения для каждого отдельного образца, используются среднее значение μ и стандартное отклонение σ совокупности. Знак z-оценки показывает, в какую половину распределения попадает показатель – положительный знак (или его отсутствие) указывает, что показатель выше среднего и находится в правой части распределения, отрицательный знак означает, что оценка ниже среднего значения и находится в левой части распределения. Величина полученного числа в единицах стандартных отклонений показывает, насколько далеко оценка находится от центра или среднего значения. Чем менее насыщенный оттенок цвета в точке и ближе к нулю значение оценки, тем ближе значение к среднему по выборке. Состав выборки: доломиты со строматолитовой текстурой (три образца), доломиты комковато-сгустковые (два образца), доломиты замещения кристаллические без сохранения первичных структур протолита (один образец), доломиты замещения разнокристаллические с реликтовой алевро-пелитовой структурой протолита (два образца), доломитистые аргиллиты и доломитовые алевролиты (23 образца), песчаники и алевро-песчаники аркозовые с базальным доломитовым цементом (пять образцов). На тепловой карте четко визуально идентифицируется наличие аномалий среди выборки – значений, превышающих среднее по выборке для данного химического элемента.

Рассматриваемые элементы в породах можно сгруппировать следующим образом:

• Группа 1 – Ca, Mg, Mn. Связаны нахождением в доломите (Mn – характерная изоморфная примесь).
• Группа 2 – ЛРЗЭ, кроме Eu + Gd, Ni, Zn, Li, Fe, Pb, Co, Cu, Sr.
• Группа 3 – ТРЗЭ + Eu, Th, Rb, Al, Ti, Si, P, Sc, Na, K, Cr, Hf, U.

Концентрации элементов групп 2 и 3 находятся в зависимости от количества и состава терригенной составляющей, что также выражается в отрицательной корреляции между элементами группы 1 и групп 2, 3.

• Группа 4 – S, Ba. Повышенные содержания в единичных пробах, вероятно, указывают на наличие в них барита.

Помимо группировки элементов важно обратить внимание на кластеризацию образцов. В зависимости от вариаций содержания доломита и терригенной составляющей выделяются две группы образцов. В первую группу попадают как доломиты, так и песчаники, алевро-песчаники аркозовые с базальным доломитовым цементом (SL-6/48, SL-6/49, SL-6/51), во вторую – алевролиты, аргиллиты и песчаники. Дльнейшее нормирование на стандарт целесообразно выполнять исходя из этого разделения, используя кларки для карбонатных либо глинистых и песчаных пород.

Изотопный состав углерода и кислорода карбонатов (δ¹³С, δ¹⁸О). Величины δ¹³С, δ¹⁸О в образцах приведены в табл.3, на рис.4. Проанализированные породы характеризуются вариациями δ¹³С от –1,4 до –0,3 ‰ и δ¹⁸О от –7,3 до –5,7 ‰. В хемостратиграфии позднего протерозоя и раннего палеозоя изотопный состав кислорода показателен как индикатор постседиментационных изменений и сохранности С-изотопной системы. Для известняков эмпирически установлено, что в ходе диагенетических и более поздних преобразований концентрации Mn и Fe в них увеличиваются, а содержание Sr уменьшается, поэтому для определения сохранности С-изотопной системы используются следующие критерии – Mn/Sr ≤ 4, Fe/Sr ≤ 10, δ¹⁸O ≥ –10 ‰ VPDB [16-18]. Для доломитов предложены иные критерии – Mn/Sr ≤ 6, Fe/Sr ≤ 15 [17, 19].

Таблица 3

Изотопный состав С и О доломитов нижнеэвенкийской подсвиты

Примечание. Литотипы: 1 – доломиты строматолитовые; 2 – доломиты кристаллические без сохранения первичных структур протолита; 3 – доломиты комковато-сгустковые; 4 – доломиты замещения разнокристаллические с реликтовой алевро-пелитовой структурой протолита.

Доломиты со строматолитовой текстурой характеризуются величинами Mn/Sr от 5 до 12,5, Fe/Sr от 16,8 до 70, доломит замещения кристаллический без сохранения первичных структур протолита – Mn/Sr = 7,8, Fe/Sr = 23,2. Отношения в доломитах комковато-сгустковых для Mn/Sr составляют 9,8-15,2, для Fe/Sr – 69,2-100,1; в доломитах замещения разнокристаллических с реликтовой алевро-пелитовой структурой протолита – Mn/Sr 20,6-21,3, Fe/Sr 49,1-180,8. Для изучаемых доломитов нижнеэвенкийской подсвиты указанные соотношения Sr с другими элементами малоинформативны из-за высокого содержания алюмосиликокластики (глин, слюд, ПШ, содержащих Sr в виде примеси и накапливающих радиогенный Sr).

На диаграмме δ¹⁸О-δ¹³С (рис.4) точки составов доломитов четырех описанных литотипов не образуют обособленных скоплений, но отмечается схожий изотопный состав доломитов со строматолитовой текстурой и доломитов замещения кристаллических без сохранения первичных структур протолита. Для этих двух литотипов δ¹⁸O находится в пределах от –6,8 до –7,3 ‰. По δ¹³C выделяется образец SL-3/1, для остальных доломитов этих групп данный параметр находится в интервале от –1,4 до –1,1 ‰. Доломиты замещения разнокристаллические с реликтовой алевро-пелитовой структурой протолита отличаются относительно широкими вариациями δ¹³C – от –1,4 до –0,3 ‰. Промежуточное положение на диаграмме занимают доломиты комковато-сгустковые.

Значения δ¹³C в образцах доломитов эвенкийской свиты лежат в пределах зарегистрированного диапазона значений δ¹³C кембрийских осадочных карбонатов от –2,5 до 2 ‰ PDB [20, 21], но сохранность изотопной системы спорна. Таким образом, несмотря на признаки диагенеза, гипергенеза и других постседиментационных изменений, изотопный состав углерода и кислорода в целом соответствует сводным кривым эволюции изотопного состава С и О для морских карбонатных пород кембрия.

Обсуждение результатов

Генетическая интерпретация выделенных литотипов. Среди генетических особенностей выделенных литотипов отмечается широкое развитие доломитов со строматолитовой текстурой и/или бактериальными структурами (остатки кальцимикробов Renalcis, микроонколиты, катаграфии, комки, сгустки). В отдельных литотипах присутствуют признаки субаэральной экспозиции осадка в виде слабовыраженного микрокарста (SL-1/6 (см. рис.2, шлиф 1), SL-6/43 (см. рис.2, шлиф 7), а также типичные для приливно-отливных обстановок фенестровые структуры (SL-6/43). В карбонатно-терригенных разностях прослеживается изменение гранулометрического состава алевро-песчаной компоненты, ее распределения по слойкам (SL-6/18 (см. рис.2, шлиф 4), обогащение отдельных слоев средне-крупнопесчаным алюмосиликокластическим материалом (SL-6/51 (см. рис.2, шлиф 9) или тонкопесчано-алевритовым слюдистым материалом (SL-6/54 (см. рис.2, шлиф 11), наличие плохо выраженной косой и градационной слоистости, штриховатой горизонтальной текстуры, а также конседиментационных деформаций (SL-6/20 (см. рис.2, шлиф 5), свидетельствующих о вариациях гидродинамического режима и способа накопления осадка, усилении привноса терригенного материала или перераспределения его в бассейне седиментации. В верхней части разреза (SL-6/49, SL-6/53 (см. рис.2, шлифы 8, 10) обнаруживается гипс. Восстанавливаются обстановки седиментации – сублиторальные, литоральные (приливно-отливные), возможно, себховые (в верхней части разреза).

Постседиментационные изменения пород связаны с процессами разностадийной доломитизации – ранней, сингенетической, наблюдаемой в литотипах доломитов со строматолитовой текстурой и/или бактериальными структурами, и более поздней, выделяемой авторами в литотипах доломитов замещения и алевро-песчаников с доломитовым цементом. В первом случае доломит генерируется и осаждается в щелочных условиях сингенеза – раннего диагенеза, обусловленных жизнедеятельностью низших организмов, такой механизм доломитообразования подробно описан в статьях [22-24]. Во втором случае доломиты обладают разнокристаллической структурой, и в отдельных образцах отсутствуют признаки замещаемой породы (SL-2/2). В образцах SL-6/5, SL-6/22, SL-6/53, SL-6/54 отмечается алевро-пелитовая первичная структура, примесь песчаного материала. Новообразованный доломит массивный, неравномерно распределенный на разных участках. Кристаллы субидиоморфные зональные с одной-тремя зонами роста, разделенными пленками железосодержащего минерала (гематита?), что отражает несколько этапов кристаллизации. В песчаниках и алевро-песчаниках с базальным доломитовым цементом (SL-6/20, SL-6/49, SL-6/51) структурные признаки вторичного доломита аналогичны, в единичных случаях прослеживается коррозия доломитовыми кристаллами силикатных обломков.

Геохимия доломитов. Содержание РЗЭ в доломитах может дать информацию о составе доломитообразующего флюида. Установлена существенная роль океанических водных растворов, вероятно, обогащенных рудными веществами из гидротермальных флюидов, при формировании неоархейских Мальманийских доломитов рудопроявления в регионе Хайфельдав северо-западной провинции ЮАР [25, 26]. Исследование содержаний РЗЭ в марганцевых конкрециях и в подстилающих Мальманийских доломитах позволило авторам проследить их тесную генетическую связь, а также обосновать генетическую модель многофакторного процесса марганцевого рудогенеза на исследуемой территории [25, 26].

Установлено, что распределение РЗЭ в первичных доломитах наследуется в основном из морской воды и/или морских рассолов и не меняется относительно предшествующих им парагенетических известняков [27]. Доломиты, измененные метеорными водами или гидротермальными растворами, должны обладать отличающимся от морской воды распределением РЗЭ [28-30].

Наряду с традиционным нормированием на NASC или PAAS, оправдано нормирование доломитов на состав современной морской воды [30, 31]. Процесс перекристаллизации может привести к изменению суммарных концентраций РЗЭ, но не меняет общее распределение РЗЭ, включая обогащение Ce_SN (SN – seawater normalized) и ЛРЗЭ [30]. Воздействие же метеорных вод может привести к изменению величины аномалии Ce, а влияние гидротермальных флюидов отражается в сложных флуктуациях на спайдер-диаграмме РЗЭ и на возникновении положительной аномалии Eu [30].

Состав доломитов эвенкийской свиты нормирован на современную морскую воду [32] и PAAS [33], спектры приведены на рис.5. Доломиты имеют выраженную положительную Ce-аномалию при нормировании на состав морской воды. Низкие содержания Ce в современном океане в ряде случаев могут привести к положительным аномалиям Ce в нормализованных на морскую воду спектрах [30]. Чтобы проверить, действительно ли существует положительная аномалия Ce, используют следующий метод [34]: рассчитывается (Pr/Pr*)_SN [2Pr_SN/(Ce_SN + Nd_SN)] и сравнивается с (Ce/Ce*)_SN [2Ce_SN/(La_SN + Pr_SN)], где SN – морская вода. Если (Pr/Pr*)_SN < 1, то существует положительная аномалия Ce_SN; если (Pr/Pr*)_SN > 1, существует отрицательная аномалия Ce_SN. Для изучаемых доломитов (Ce/Ce*)_SN варьируется от 2,0 до 10,3 (в среднем 7,7), (Pr/Pr*)_SN = = 0,24-0,69, кроме образца SL-3/1, где (Pr/Pr*)_SN =1,56. Для строматолитового доломита SL-3/1 выявлена отрицательная Ce-аномалия, и можно предположить, что на его формирование оказали влияние метеорные воды. Цериевая аномалия в этом образце также может быть следствием седиментации в более богатых кислородом обстановках. При нормировании по верхней коре (при расчете (Ce/Ce*)_UCC = [2Ce_UCC/(La_UCC + Pr_UCC]), где UCC – верхняя континентальная кора [35]), наблюдается отрицательная Ce-аномалия – 0,21-0,89.

Величина Nd_SN/Yb_SN варьируется от 0,3 до 15,07, что указывает на обогащение ЛРЗЭ за счет терригенной примеси. Отношение ненормированных содержаний ΣЛРЗЭ к ΣТРЗЭ в доломитах составляет от 0,82 (SL-3/1) до 8,72. Ранее установлено [36], что в карбонатных породах южного складчатого обрамления Сибирской платформы с увеличением доли обломочного материала возрастает доля ЛРЗЭ, а с ее уменьшением падает общее содержание РЗЭ, но возрастает доля ТРЗЭ.

При нормировании на состав современной морской воды и на концентрации в хондрите наблюдается выраженная положительная Eu-аномалия, исключение – образцы SL-6/5 и SL-6/9 с отрицательной Eu-аномалией. При нормировании на состав верхней континентальной коры величина Eu/Eu* = [Eu_UCC/(Sm_UCC*Gd_UCC)^0,5] составляет 0,45 и 0,87 для образцов SL-6/5 и SL-6/9, для остальных исследуемых доломитов – 4,93-6,63. Для раннепалеозойских карбонатных отложений шельфа обрамления Сибирской платформы, напротив, характерно наличие выраженной отрицательной Eu-аномалии [36, 37]. Причины такого обогащения карбонатов стоит рассмотреть подробнее.

Европий способен встраиваться в кристаллическую решетку кальцита [38, 39]. Причиной положительных аномалий Eu_CN (CN – chondrite-normalized) в прожилках доломита исследователи называют состав первичного флюида [40]. Продукты выщелачивания с положительными аномалиями Eu могут образовываться в результате предварительной мобилизации Eu в ходе высокотемпературных (>200 °C) процессов изменения пород, содержащих Ca-плагиоклазы, когда Eu³⁺ восстанавливается до Eu²⁺ [41]. Eu²⁺, адсорбированный на минеральных поверхностях и в межкристаллическом пространстве, после охлаждения и термохимического окисления до Eu³⁺ легко доступен для ремобилизации в водной среде [41, 42]. Таким образом, обогащение европием часто рассматривается как индикатор влияния гидротермальных флюидов на осадочную систему.

Помимо восстановительных условий в диагенезе и воздействия флюидов с высоким содержанием Eu, положительная аномалия в валовых пробах может быть следствием вклада обломочной примеси. Для карбонатных пород со значительным содержанием терригенной примеси при нормировании по сланцу нередко характерны «сглаженные» спектры без явных аномалий, а сумма РЗЭ коррелирует с нерастворимым остатком [43, 44]. Такие особенности наблюдаются для карбонатных пород рифея – венда Байкитской антеклизы [44], а среди исследуемых образцов присутствуют карбонаты с Eu-аномалией. Автор работы [44] вслед за авторами статьи [40] связывает ее возникновение либо с восстановительными обстановками формирования, либо с присутствием в породах Ca-плагиоклазов.

При нормировании доломитов нижнеэвенкийской подсвиты на PAAS (рис.5) также выделяется положительная аномалия Eu (кроме SL-6/9). В то же время в доломитах со строматолитовой текстурой (Eu/Eu* = 4,9-6,6) присутствует тонкорассеянная примесь ПШ и слюд. В доломите замещения кристаллическом (SL-2/2, Eu/Eu* = 7,8) наблюдаются остаточные зерна мусковита и плагиоклаза. Для слюд и плагиоклазов нередко характерны примеси Eu. Наибольший коэффициент корреляции (выборка только карбонатных пород) связывает Eu с Li (0,83) и Th (0,95), а также с другими ЛРЗЭ. Возникновение положительной Eu-аномалии, вероятно, связано с Eu-содер-жащими минералами в терригенной составляющей доломитов и смешанных пород, а не с гидротермальными растворами. При этом не наблюдается прямой зависимости содержания РЗЭ от количества терригенной примеси, поэтому нельзя исключать влияние восстановительных условий или состава доломитообразующего раствора на распределение РЗЭ в доломитах.

Относительно кларка для карбонатных пород [45] изучаемые отложения заметно обогащены Co, Cr, Sc, Rb и обеднены Cu, Zn, Li, Ba (кроме образца SL-1/5, для которого характерно обогащение этими элементами), а также Pb и Sr (рис.6, а). В основном относительные вариации обеднения/обогащения характеризуют элементный состав терригенной примеси. Ввиду присутствия в песчаниках до 40 % доломитового цемента и расположения в одном кластере с доломитами образцы SL-6/51 и SL-6/49 также нормировались по карбонатным породам.

Геохимия карбонатно-терригенных пород. При нормировании на PAAS для доломитистых аргиллитов, доломитовых алевролитов, песчаников и алевро-песчаников (рис.5) в основном характерно обогащение ТРЗЭ относительно ЛРЗЭ (кроме Eu). В образцах SL-4/1, SL-5/3, SL-6/6, SL-6/29, напротив, наблюдается обогащение ЛРЗЭ относительно ТРЗЭ.

Так же, как и в карбонатных литотипах, выявлена положительная Eu-аномалия, кроме образцов SL-4/1, SL-5/3, SL-6/6, SL-6/29. При нормировании на состав верхней континентальной коры величина Eu/Eu* для доломитистых аргиллитов и доломитовых алевролитов составляет от 0,58 (SL-4/1) до 3,32 (SL-6/4), в среднем – 1,6. Величина Ce/Ce* варьируется от 0,84 до 1,08. Сумма РЗЭ составляет от 22,1 (SL-6/35) до 126,7 (SL-6/29) г/т. Отношение ненормированных содержаний ΣЛРЗЭ к ΣТРЗЭ от 1 (SL-5/9) до 10,89 (SL-6/29), среднее – 3,06.

Для песчаников и алевро-песчаников при нормировании на состав верхней континентальной коры величина Eu/Eu* находится в пределах 5,73-6,68, а Ce/Ce* – 0,63-0,94. Сумма РЗЭ от 14,5 до 16,85 г/т. Отношение ненормированных содержаний ЛРЗЭ к ТРЗЭ от 2,13 до 2,68 (сумма ЛРЗЭ возрастает за счет Eu).

Относительно кларка для глин и глинистых сланцев [45] изучаемые породы обеднены Cu, Zn, Pb, Ba, Th, U, как и описанные карбонатные литотипы, кроме образца SL-6/41, слабо обогащенного ураном. Наблюдается значительное обогащение отдельных образцов Rb и Sr, а концентрации Co, Ni, Cr, Sc близки к кларковым с незначительным обеднением или обогащением этими элементами (рис.6, б).

Диаграмма Hf-La/ Th [46] позволяет разграничить поля состава осадочных образований, сформированных за счет разрушения океанических островов, сложенных толеитовыми базальтами А, андезитами Б, либо кислыми вулканитами В, а также показывает области смешения кластики из этих типов пород Г (рис.7, а). На рис.7, а точки состава карбонатно-терригенных пород эвенкийской свиты попадают в поле фельзитовых источников. Выделяется образец SL-6/29, попадающий в поле образований, сформированных при разрушении островных дуг с преобладанием андезитов. Для этого образца характерно максимальное среди выборки отношение ЛРЗЭ/ТРЗЭ и общая сумма РЗЭ. Образец SL-5/7 попадает в поле образований, сформированных за счет разрушения океанических островов с преобладанием толеитовых базальтов. На диаграмме La/Sc-Th/Co [47] (рис.7, б) состав пород эвенкийской свиты демонстрирует смешанный источник – продукты разрушения пород кислого Д и основного Е составов.

Комплекc вулканогенно-оcадочныx поpод, подобных по cоcтаву cовpеменным энcиаличеcким оcтpовным дугам, включающий породы извеcтково-щелочной pиолит-андезит-базальтовой вулканичеcкой cеpии, слагает террейны в cевеpо-западной чаcти Ениcейcкого кpяжа [48, 49]. Кроме того, в прилегающих районах Енисейского кряжа распространены докембрийские метаосадочные образования – в пределах Центрально-Ангарского (толщи которого соответствуют отложениям паccивныx континентальныx окpаин [48]) и Исаковского террейнов, скорее всего, и выступавщих поставщиками кластики. В шлифах отмечены обломки гнейсов, кварцитов, кислых эффузивов, железистых силицитов, сидеритов.

Ранее исследователями были получены возрасты зерен детритового циркона dZr из пород эвенкийской свиты Восточно-Ангарской зоны (север Енисейского кряжа) [50, 51]. Установлено [50, 51], что в эвенкийской свите в существенных количествах содержатся продукты эрозии неопротерозойских кристаллических комплексов, что не фиксировалось в более древних толщах, источником которых служили преимущественно архейско-палеопротерозойские кристаллические комплексы фундамента Сибирской платформы. Песчаники эвенкийской свиты содержат продукты размыва неопротерозойско-кембрийских кристаллических комплексов, сформированных на соответствующих этапах эволюции сопряженных с Сибирской платформой элементов структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Заключение

В результате проведенного исследования уточнены литологические особенности сублиторальных-литоральных образований нижнеэвенкийской подсвиты среднего кембрия. Выделено четыре типа доломитов: со строматолитовой текстурой, комковато-сгустковые, замещения кристаллические без сохранения первичных структур протолита, замещения разнокристаллические с реликтовой алевро-пелитовой структурой протолита. Постседиментационные изменения пород связаны с процессами разностадийной доломитизации – ранней, сингенетической, наблюдаемой в литотипах доломитов со строматолитовой текстурой и/или бактериальными структурами, и более поздней, выделяемой в литотипах доломитов замещения и алевро-песчаников с доломитовым цементом.

Изучен элементный состав карбонатных (доломиты) и терригенных (алевролиты доломитовые и аргиллиты доломитистые, песчаники и алевро-песчаники аркозовые с базальным доломитовым цементом) пород. С помощью тепловой карты и кластеризации визуализирован общий характер распределения микроэлементов. Карбонатные литотипы заметно обогащены Co, Cr, Sc, Rb и обеднены Cu, Zn, Li, Ba, Pb и Sr относительно кларка в карбонатах. В обломочной части доломитов присутствуют кварц, ПШ (ортоклазы, кислые плагиоклазы), слюды (биотит и мусковит), фрагменты гнейсов, кварцитов, кислых эффузивов, железистых силицитов, сидеритов.

Изучена природа положительной Eu-аномалии, характерной для карбонатных и терригенных пород. Ее возникновение, вероятно, связано с Eu-содержащими минералами (плагиоклазами) в терригенной составляющей, а не с гидротермальными растворами. Прямой зависимости содержания РЗЭ от количества терригенной примеси и нормативного количества ПШ не наблюдается, поэтому нельзя исключать влияние восстановительных условий или состава доломитообразующего раствора на распределение РЗЭ.

Вероятным источником терригенной кластики выступали докембрийские террейны Енисейского кряжа, образованные островодужными и кристаллическими/метаморфическими комплексами, а также рециклированный осадочный материал.

Литература

1. Мельников Н.В. Венд-кембрийский соленосный бассейн Сибирской платформы. Стратиграфия, история развития. Новосибирск: Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья, 2018. 177 с.
2. Региональная стратиграфическая схема кембрийских отложений Сибирской платформы. Объяснительная записка: Решения Всероссийского стратиграфического совещания по разработке региональных стратиграфических схем верхнего докембрия и палеозоя Сибири (Новосибирск, 2012) (Кембрий Сибирской платформы) / Под ред. С.С.Сухова, Т.В.Пегель, Ю.Я.Шабанова. Новосибирск: Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья, 2021. 60 с.
3. Меренкова С.И., Пузик А.Ю., Афонин И.В. и др. Условия формирования пород эвенкийской свиты в долине нижнего течения р. Подкаменная Тунгуска, Сибирская платформа // Вестник Московского университета. Серия 4. Геология. 2024. № 1. С. 25-37. DOI: 10.55959/MSU0579-9406-4-2024-63-1-25-37
4. Сараев С.В., Хоменко А.В., Батурина Т.П. и др. Венд и кембрий юго-востока Западной Сибири: стратиграфия, се-диментология, палеогеография // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. 2004. № 1. С. 7-18.
5. Меренкова С.И. Кембрийский палеобассейн юга Сибирской платформы: геохимическая и палеогеографическая характеристика: Автореф. дис. ... канд. геол.-минерал. наук. М.: Московский государственный университет имени М.В.Ломоносова, 2024. 21 с.
6. Кузнецов В.Г., Журавлева Л.М. Пустотное пространство карбонатных тайдалитов – палеоклиматический аспект // Литология и полезные ископаемые. 2019. № 4. C. 351-363. DOI: 10.31857/S0024-497X20194351-363
7. Кузнецов В.Г., Илюхин Л.Н., Постникова О.В. и др. Древние карбонатные толщи Восточной Сибири и их нефтега-зоносность. М.: Научный мир, 2000. 104 c.
8. Плюснин А.В. Модель строения венда северо-восточной части Непско-Ботуобинской антеклизы по результатам изучения опорных разрезов и секвенс-стратиграфического моделирования Непского свода и Мирнинского выступа // Неф-тегазовая геология. Теория и практика. 2019. Т. 14. № 3. 39 с. DOI: 10.17353/2070-5379/30_2019
9. Плюснин А.В., Иванова Н.А., Сентякова Н.С. и др. Строение и условия формирования ярактинского продуктивного горизонта позднего венда южной части Непско-Ботуобинской антиклизы // Известия Томского политехнического универси-тета. Инжиниринг георесурсов. 2023. Т. 334. № 11. С. 80-93. DOI: 10.18799/24131830/2023/11/4137
10. Qingqing Luo, Bo Liu, Kaibo Shi et al. The moldic pore evolution of the Middle Ordovician sabkha dolostone in Ordos Ba-sin, China: A study based on the petrographic and geochemical characteristics of pore fillings // Geological Journal. 2022. Vol. 57. Iss. 7. P. 2812-2827. DOI: 10.1002/gj.4441
11. Guwei Xie, Fanwei Meng, Meifang Ye et al. Stromatolites from the Majiagou Formation in the Ordos Basin, Northwestern China // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2024. Vol. 633. № 111879. DOI: 10.1016/j.palaeo.2023.111879
12. Ying Xiong, Li-Chao Wang, Xiu-Cheng Tan et al. Dolomitization of the Ordovician subsalt Majiagou Formation in the central Ordos Basin, China: fluid origins and dolomites evolution // Petroleum Science. 2021. Vol. 18. Iss. 2. P. 362-379. DOI: 10.1007/s12182-020-00522-1
13. Misra S., Osogba O., Powers M. Chapter 1 – Unsupervised outlier detection techniques for well logs and geophysical data // Machine Learning for Subsurface Characterization. Gulf Professional Publishing, 2020. P. 1-37. DOI: 10.1016/B978-0-12-817736-5.00001-6
14. Розен О.М., Аббясов А.А. Количественный минеральный состав осадочных пород: расчет по петрохимическим данным, анализ достоверности результатов (компьютерная программа MINLITH) // Литология и полезные ископаемые. 2003. № 3. С. 299-312.
15. Rosen O.M., Abbyasov A.A., Migdisov A.A., Yaroshevskii A.A. MINLITH – A Program to Calculate the Normative Mineralogy of Sedimentary Rocks: the Reliability of Results Obtained for Deposits of Old Platforms // Geochemistry International. 2000. Vol. 38. N 4, p. 388-400.
16. Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И.М. Возможности стронциевой изотопной хемостратиграфии в решении проблем стратиграфии верхнего протерозоя (рифея и венда) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2014. Т. 22. № 6. С. 3-25. DOI: 10.7868/S0869592X14060039
17. Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Маслов А.В. и др. Sr- и С-изотопная хемостратиграфия типового разреза верхнего рифея (Южный Урал): новые данные // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2006. Т. 14. № 6. С. 25-53.
18. Покровский Б.Г., Мележик В.А., Буякайте М.И. Изотопный состав С, О, Sr и S в позднедокембрииских отложениях патомского комплекса, Центральная Сибирь. Сообщение 1. Результаты, изотопная стратиграфия и проблемы датирования // Литология и полезные ископаемые. 2006. № 5. С. 505-530.
19. Подковыров В.Н., Семихатов М.А., Кузнецов А.Б. и др. Изотопный состав карбонатного углерода в стратотипе верхнего рифея (каратавская серия Южного Урала) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1998. Т. 6. № 4. С. 3-19.
20. Montañez I.P., Osleger D.A., Banner J.L. et al. Evolution of the Sr and C Isotope Composition of Cambrian Oceans // GSA Today. 2000. Vol. 10. № 5. P. 1-7.
21. Saltzman M.R. Phosphorus, nitrogen, and the redox evolution of the Paleozoic oceans // Geology. 2005. Vol. 33. № 7. P. 573-576. DOI: 10.1130/G21535.1
22. Burns S.J., Mckenzie J.A., Vasconcelos C. Dolomite formation and biogeochemical cycles in the Phanerozoic // Sedi-mentology. 2000. Vol. 47. Suppl. 1. P. 49-61. DOI: 10.1046/j.1365-3091.2000.00004.x
23. Mazzullo S.J. Organogenic Dolomitization in Peritidal to Deep-Sea Sediments // Journal of Sedimentary Research. 2000. Vol. 70. N 1. P. 10-23. DOI: 10.1306/2DC408F9-0E47-11D7-8643000102C1865D
24. Vasconcelos C., McKenzie J., Bernasconi S. et al. Microbial mediation as a possible mechanism for natural dolomite for-mation at low temperatures // Nature. 1995. Vol. 377. Iss. 6546. P. 220-222. DOI: 10.1038/377220a0
25. Евдокимов А.Н., Пхарое Б.Л. Особенности минерального и химического составов Северо-Западного рудопроявления марганца в районе Хайфельда, ЮАР // Записки Горного института. 2021. Т. 248. С. 195-208. DOI: 10.31897/PMI.2021.2.4
26. Евдокимов А.Н., Пхарое Б.Л. Индикаторная роль редких и редкоземельных элементов Северо-Западного рудопро-явления марганца (ЮАР) в генетической модели гипергенных марганцевых месторождений // Записки Горного института. 2021. Т. 252. С. 814-825. DOI: 10.31897/PMI.2021.6.4
27. Miura N., Kawabe I. Dolomitization of limestone with MgCl2 solution at 150°C: Preserved original signatures of rare earth elements and yttrium as marine limestone // Geochemical Journal. 2000. Vol. 34. Iss. 3. P. 223-227. DOI: 10.2343/geochemj.34.223
28. Elderfield H., Greaves M.J. The rare earth elements in seawater // Nature. 1982. Vol. 296. Iss. 5854. P. 214-219. DOI: 10.1038/296214a0
29. Kawabe I., Toriumi T., Ohta A., Miura N. Monoisotopic REE abundances in seawater and the origin of seawater tetrad ef-fect // Geochemical Journal. 1998. Vol. 32. Iss. 4. P. 213-229. DOI: 10.2343/geochemj.32.213
30. Lichao Wang, Wenxuan Hu, Xiaolin Wang et al. Seawater normalized REE patterns of dolomites in Geshan and Panlongdong sections, China: Implications for tracing dolomitization and diagenetic fluids // Marine and Petroleum Geology. 2014. Vol. 56. P. 63-73. DOI: 10.1016/j.marpetgeo.2014.02.018
31. Ying Ren, Dakang Zhong, Chonglong Gao et al. The paleoenvironmental evolution of the Cambrian Longwangmiao For-mation (Stage 4, Toyonian) on the Yangtze Platform, South China: Petrographic and geochemical constrains // Marine and Petroleum Geology. 2019. Vol. 100. P. 391-411. DOI: 10.1016/j.marpetgeo.2018.10.022
32. Nozaki Y. Elemental distribution. Overview // Encyclopedia of Ocean Sciences. Academic Press, 2001. P. 840-845. DOI: 10.1006/rwos.2001.0402
33. Taylor S.R., McLennan S.M. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Blackwell Scientific Publications, 1985. 312 p.
34. Bau M., Dulski P. Distribution of yttrium and rare-earth elements in the Penge and Kuruman iron-formations, Transvaal Supergroup, South Africa // Precambrian Research. 1996. Vol. 79. Iss. 1-2. P. 37-55. DOI: 10.1016/0301-9268(95)00087-9
35. Taylor S.R., McLennan S.M. The composition and evolution of the continental crust: rare earth element evidence from sed-imentary rocks // Philosophical Transactions of the Royal Society A. 1981. Vol. 301. Iss. 1461. P. 381-399. DOI: 10.1098/rsta.1981.0119
36. Летникова Е.Ф. Распределение РЗЭ в карбонатных отложениях различных геодинамических типов (на примере южного складчатого обрамления Сибирской платформы) // Доклады Академии наук. 2003. Т. 393. № 2. С. 235-240.
37. Летникова Е.Ф., Кузнецов А.Б., Вишневская И.А. и др. Вендская пассивная континентальная окраина юга Сибирской платформы: геохимические, изотопные (Sr, Sm-Nd) свидетельства, данные U-Pb датирования LA-ICP-MS детритовых цирконов // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 10. С. 1507-1529.
38. Shannon R.D. Revised effective ionic radii and systematic studies of interatomic distances in halides and chalcogenides // Acta Crystallographica Section A. 1976. Vol. 32. Iss. 5. P. 751-767. DOI: 10.1107/S0567739476001551
39. Lakshtanov L.Z., Stipp S.L.S. Experimental study of europium (III) coprecipitation with calcite // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2004. Vol. 68. Iss. 4. P. 819-827. DOI: 10.1016/j.gca.2003.07.010
40. Kučera J., Cempírek J., Dolníček Z. et al. Rare earth elements and yttrium geochemistry of dolomite from post-Variscan vein-type mineralization of the Nízký Jeseník and Upper Silesian Basins, Czech Republic // Journal of Geochemical Exploration. 2009. Vol. 103. Iss. 2-3. P. 69-79. DOI: 10.1016/j.gexplo.2009.08.001
41. Schwinn G., Markl G. REE systematics in hydrothermal fluorite // Chemical Geology. 2005. Vol. 216. Iss. 3-4. P. 225-248. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2004.11.012
42. Bau M. Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fluid-rock interaction and the significance of the oxidation state of europium // Chemical Geology. 1991. Vol. 93. Iss. 3-4. P. 219-230. DOI: 10.1016/0009-2541(91)90115-8
43. Banner J.L. Application of the trace element and isotope geochemistry of strontium to studies of carbonate diagenesis // Sedimentology. 1995. Vol. 42. Iss. 5. P. 805-824. DOI: 10.1111/j.1365-3091.1995.tb00410.x
44. Васильева К.Ю. Стадийность постседиментационных изменений карбонатных пород рифея – венда Куюмбинского месторождения и ее связь с геологической эволюцией Байкитской антеклизы (юго-запад Сибирской платформы): Автореф. дис. ... канд. геол.-минерал. наук. СПб: Санкт-Петербургский государственный университет, 2017. 21 с.
45. Григорьев Н.А. Распределение химических элементов в верхней части континентальной коры. Екатеринбург: Ин-ститут геологии и геохимии Уральского отделения РАН, 2009. 381 с.
46. Floyd P.A., Leveridge B.E. Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwall: framework mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones // Journal of the Geological Society. 1987. Vol. 144. № 4. P. 531-542. DOI: 10.1144/gsjgs.144.4.0531
47. Cullers R.L. Implications of elemental concentrations for provenance, redox conditions, and metamorphic studies of shales and limestones near Pueblo, CO, USA // Chemical Geology. 2002. Vol. 191. Iss. 4. P. 305-327. DOI: 10.1016/S0009-2541(02)00133-X
48. Верниковский В.А., Верниковская А.Е. Тектоника и эволюция гpанитоидного магматизма Ениcейcкого кpяжа // Гео-логия и геофизика. 2006. Т. 47. № 1. С. 35-52.
49. Веpниковcкий В.А., Веpниковcкая А.Е., Ножкин А.Д., Пономаpчук В.А. Pифейcкие офиолиты Иcаковcкого пояcа (Ениcейcкий кpяж) // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 7-8. С. 169-181.
50. Прияткина Н.С., Кузнецов Н.Б., Шацилло А.В. и др. U/Pb датирование цирконов из позднедокембрийских и ранне-палеозойских песчаников Енисейского кряжа // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы научного совещания, 11-14 октября 2016, Иркутск, Россия. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2016. Вып. 14. С. 230-232.
51. Кузнецов Н.Б., Шацилло А.В., Романюк Т.В. и др. Первичные источники циркона в обломочных породах неопроте-розойских и нижнепалеозойских толщ Восточно-Ангарской зоны (север Енисейского кряжа) // Фундаментальные проблемы изучения вулканогенно-осадочных, терригенных и карбонатных комплексов: Материалы Всероссийского литологического совещания, посвященного памяти А.Г. Коссовской и И.В. Хворовой, 11-12 ноября 2020, Москва, Россия. М.: ГЕОС, 2020. С. 118-123.