Изотопный состав и условия образования фаменских карбонатолитов Центрально-Хорейверского вала (Хорейверская впадина, Печорская плита)

Позднедевонская эпоха характеризовалась значительными изменениями в морском и наземном биоценозах. Так, на границе франа и фамена в результате биотического события Кельвассер в морском палеоценозе происходила смена кораллово-строматопоро-вых сообществ на микробные, причины которого широко обсуждались (Cooper, 2002). По данным Joachimski et al. (2009), этому способствовало потепление климата в конце франа в сочетании с кратковременными импульсами похолодания, подтвержденными колебаниями изотопного состава кислорода в апатите конодонтов. В это время средняя температура поверхности моря достигала 30–32 °С (Joachimski et al., 2004, 2009), а на континентах появились высшие растения (Algeo, Scheckler, 1998).

В настоящее время получены новые данные по изотопному составу углерода и кислорода в карбона-толитах, брахиоподах и конодонтах верхнедевонских разрезов в Китае, Америке, Европе, на Урале, в Сибири (Joachimski, Buggisch, 1993; Joachimski et al., 2009; van Geldern et al., 2006; Изох и др., 2009; Chen et al., 2013; Мизенс и др., 2012). В то же время фаменские карбонатные породы Хорейверской впадины еще не изучались с позиции распределения изотопных характеристик по фациям. Этот пробел могут заполнить полученные нами новые данные по изотопному составу углерода и кислорода в фаменских карбонатолитах Центрально-Хорейверского вала, которые дают дополнительную информацию для уточнения условий осадконакопления.

Геологическая позиция объектов исследования

Район исследований расположен в пределах Хорейверской впадины (рис. 1), которая по поверхности карбонатных отложений нижней перми представ-

Рис. 1. Схема тектонического районирования Печорской плиты (А) и Хорейверской впадины (B, C) по: Прищепа и др., 2011). А : I — Малоземельско-Колгуевская моноклиналь, II — Печоро-Колвинский авлакоген, III — Хорейверская впадина, IV — Варандей-Адзьвинская структурная зона, V — Коротаихинская впадина, VI — Пай-Хойско-Новоземельская складчатая система; B — тектоническое районирование Хорейверской впадины: 1 — Чернореченская ступень, 2 — Садаягинская ступень, 3 — Центрально-Хорейверский вал (уступ); 4 — Колвависовская ступень, 5 — Сандивейское поднятие; 6 — Сынянырдская депрессия; 7 — Макариха-Салюкинская антиклинальная зона; 8 — Цильегорская депрессия; C — площади исследования в пределах Центрально-Хорейверского уступа: Дюсушевская (а), Восточно-Колвинская (b), Ардалинская (c), Ошкотынская (d) и Центрально-Хорейверская (e)

Fig. 1. Scheme of tectonic zoning of the Pechora plate (A) and the Khoreyver Depression (B, C) (after: (Prishchepa et.al., 2011)): A : I — Malozemel-Kolguev monocline, II — Pechora-Kolva aulakogen, III — Khoreyver Depression, IV — Varandey-Adzva structural zone, V — Korotaiha Depression, VI — Pai-Khoi-Novaya Zemlya fold system; B — tectonic zoning of the Khoreyver Depression: 1 — Chernorechen step, 2 — Sadayaga step, 3 — Central-Khoreyver arch; 4 — Kolvavis step, 5 — Sandivey uplift; 6 — Synyanyrd depression; 7 — Makarikha-Salyuka anticlinal zone; 8 — Tsiliegor Depression; C — study areas within the Central-Khoreyver arch: Dyusushev (a), East Kolva (b), Ardalin (c), Oshkotyn (d) and Central-Khoreyver (e)

ляется в виде крупной пологой отрицательной структуры, окаймленной в основном по разломам резко выраженными положительными структурными формами — Колвинским мегавалом и Варандейским валом (Тимонин, 1998). Хорейверская впадина является наложенной отрицательной структурой и в современном структурном плане соответствует Большеземельскому своду фундамента (Структура…, 1982), ограниченному на западе Восточно-Колвинской, а на востоке Варандейской зонами разломов. Юго-восточная граница свода контролируется системой разрывных нарушений взбросового и взбросо-надвигового типов поднятия Чернышева (Белонин и др., 2004).

В пределах впадины выделяется ряд подчинённых тектонических элементов второго порядка: положительных — Сандивейское поднятие, Колвависовская и Садаягинская ступени, разделенные Центрально-Хорейверским валом; Макариха-Салюкинская антиклинальная зона; отрицательных — Сынянырдская, Цильегорская и Чернореченская депрессии (Прищепа и др., 2011). Изученные разрезы скважин в тектоническом плане располагаются в пределах Центрально-Хорейверского вала, имеющего северо-восточное простирание ~ 130 км и ширину 2–18 км (Белонин и др., 2004).

Материал и методы исследований

Материалом для исследования послужили образцы керна из разрезов фаменских отложений восьми скважин на Дюсушевской, Восточно-Колвинской, Ардалинской, Ошкотынской и Центрально-Хорей-верской площадях. На изотопный состав углерода и кислорода было проанализировано более 100 проб кар-бонатолитов. В соответствии с мировой практикой (Joachimski et al., 2009; van Geldern et al., 2006; Изох и др., 2009 и др.), при изучении изотопного состава углерода и кислорода были использованы кальцит и биоапатит раковин брахиопод и конодонтов, а также микритовая часть карбонатолитов. В статье приводятся результаты анализа карбонатных пород, в образцах которых высверливался материал на наименее измененных участках. Определение изотопного состава осуществлялось на масс-спектрометре Delta V Advantage (аналитик И. В. Смолева). Значения δ ¹³С и δ ¹⁸O даны в ‰ относительно стандартов соответственно VPDB и SMOW. Ошибка определения δ ¹³С и δ ¹⁸O не превышает ± 0.1 ‰ (1 σ ). Анализы проводились в ЦКП «Геонаука» ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН.

Краткая литологическая характеристика фаменских карбонатолитов

Выделенные ранее литотипы известняков были объединены в четыре парагенетические ассоциации (ПА), отвечающие разным палеоландшафтам и отражающие фациальную зональность: склон отмели на карбонатной банке в сторону мелководного шельфа; отмель; микробиальные холмы на склоне отмели; склон карбонатной банки к депрессионной впадине (Матвеева, 2017). Однако имеющийся каменный материал позволил охарактеризовать изотопными данными только эти четыре парагенетические ассоциации (фациальные зоны), описание которых приведено ниже.

Парагенетическая ассоциация биолитокластовых известняков (ПА-1) представлена неравномерно чередующимися полибиокластовыми, биолитокластовыми с онколитами и биолитокластово-комковатыми известняками. Плохая окатаность и несортированность структурных компонентов свидетельствуют о близком источнике сноса с отмели по склону в сторону мелководного шельфа в условиях спокойной гидродинамики, на что указывает присутствие наряду с биолитокластовым материалом пелитоморфного кальцита.

Парагенетическая ассоциация комковатых, биолитокластовых и онколитовых известняков (ПА-2). В нижней и верхней частях литологических разрезов рассматриваемая ассоциация сложена известняками сгустково-комковатыми, комковатыми с окатанными и гранулированными обломками органических остатков. В средней части разрезов наблюдаются онколитовые известняки, иногда с трещинами усыхания. Такие особенности типичны для отмельных обстановок с периодическим выводом в зону заплесков. На активную или умеренно-высокую гидродинамику вблизи базиса волн указывают чистый спаритовый цемент и ока-танность биокластового материала.

Парагенетическая ассоциация микробиальных биогермных и строматолитовых известняков (ПА-3). В нижней части разрезов этот парагенез представлен биогермными и строматолитовыми известняками, образованными скоплениями цианобионтов/ кальцимикробов. Верхнюю часть слагают биогермные и микробиальные разности с биолитокластовой и комковатой структурами. Преобладание среди биогермостроителей цианобактерий, отсутствие слоистости и привносимый с более возвышенных областей лито-биокластовый материал, служивший в качестве заполнителя между микробиальными микробиогермами, являются диагностическими признаками органогенных построек, расположенных на восточном склоне отмели в сторону депрессионной впадины. Отсутствие обломочного материала непосредственно на упомянутом склоне свидетельствует о слабой гидродинамике, в условиях которой разрушение органогенных построек не происходило.

Парагенетическая ассоциация биолитокластовых и пелитоморфных известняков (ПА-4). Преобладают пелитоморфные известняки с неравномерным чередованием известняков комковато-пелитоморфных, комковато-биолитокластовых с хемоген-ным кальцитом и пелитоморфных разностей с микробиальными образованиями. Такие генетические особенности, как пелитоморфная основная масса, слоистость, обусловленная субпараллельным распределением биокластов, прожилками с глинистым материалом, тонкоскелетный органогенный материал, ходы илоедов и терригенная примесь, указывают на то, что образование ПА-4 происходило при выносе осадочного материала на участки со спокойным гидродинамическим режимом, что способствовало накоплению илового материала.

Рельеф палеобассейна в центральной части Хорейверской впадины в позднефранско-фаменское время представлял собой слаборасчлененный терри-генно-карбонатный шельф (с запада на восток): мелководный шельф, поднятия (карбонатные банки) и де-прессионная впадина (глубоководная шельфовая де- 39

прессия). В позднем фране происходит уменьшение размера глубоководного шельфа и отхождение ее границ на восток. Позднее это особенно заметно в фаме-не, когда уменьшение депрессии происходило и во время трансгрессивных фаз, так как не образовались барьерные рифы, вместо них накапливались карбонатные клиноформы (Menner, Shuvalova, 2000).

Распределение ПА фаменских пород по изученным разрезам и площадям указывает на существование разных обстановок осадконакопления в пределах карбонатных банок на территории Центрально-Хорейверского вала, обрамленных (в современных координатах) с северо-западной стороны мелководным шельфом, а с юго-восточной стороны — депрессион-ной впадиной (рис. 2) (Матвеева, 2017). Было установлено, что франско-фаменская регрессия (Кушнарева, 1977) способствовала широкому распространению в раннем фамене отмельных фаций с переходными склоновыми фациальными зонами и фаций с микробиальными холмами на склоне отмели. В среднем фамене в связи с обширной трансгрессией Тимано-Печорского бассейна (Беляева и др., 1998) на большей части территории преобладали обстановки шельфа с более высоким положением уровня моря, за исключением мелководных областей с повышенной гидродинамикой. В позднефаменское время для данной территории вновь были характерны обстановки мелководного шельфа в условиях карбонатной банки с обособлени- ем участков более мелководных, с подвижной гидродинамикой и склоновых, с микробиальными холмами на юге (Матвеева, 2017).

Изотопный состав С и О в фаменских известняках

Известно, что фанерозойские карбонатные породы морского происхождения характеризуются узкими вариациями значений δ ¹³С_PDB в пределах –2 (–3) … 2 (3) ‰ (Галимов, 1968; Фор, 1989; Кулешов, 2001) и широким колебанием значений δ ¹⁸О_SMOW — от 20 до 30 ‰ (Фор, 1989). Указывалось также (Keith, Weber, 1964), что значения δ ¹⁸О_SMOW морских пород уменьшаются с увеличением геологического возраста и, например, для девонских пород могут составлять в среднем 21–25 ‰, а для позднепротерозойских — 12–16 ‰. Изотопный состав кислорода контролируется рядом факторов, из которых наиболее важными являются соленость (прямая корреляция), температура и изотопный состав среды, в которой происходило карбонато-образование (Кулешов, Седаева, 2009; Силаев, Хазов, 2003; van Geldern et al., 2006; Jaffres et al., 2007; Kasting et al., 2006). Облегченным изотопным составом углерода и кислорода характеризуются карбонатолиты морских бассейнов с низкой соленостью. Связано это с поступлением в бассейн седиментации изотопнолегких пресных вод и наличием углекислоты биоген-

45 ♦

42 •

• 50

• 20

42 е19

• 20

Условные обозначения:

Номера скважин • 4

Фациальные зоны:

Склон к мелководному шельфу □ (ПА-1)

Отмель (ПА-2)

Микробиальный холм на склоне отмели / карбонатной банки (ПА-3)

■ Склон к депрессионной впадине (ПА-4)

( Предполагаемое направление * поступления опресненных вод

Рис. 2. Эволюция обстановок осадконакопления в фаменское время. Площади исследования указаны на рис. 1

Fig. 2. Evolution of sedimentary environments during the Famennian time. The study areas are shown in Fig. 1

ного происхождения (Галимов, 1968; Дегенс, 1971; Фор, 1989; Кулешов, 2001).

Полученные результаты изотопного анализа приведены в таблице и показаны на графиках (рис. 3).

Нижний фамен

Отмель (ПА-2). Изотопный состав карбонатного углерода в породах колеблется в пределах 1.2–1.7 ‰ (1.5 ± 0.15 ‰); карбонатного кислорода — в диапазоне 24.5–25.4 ‰ (25.01 ± 0.29 ‰). При этом выявляется очень сильная положительная корреляция изотопного состава кислорода и углерода (r = 0.54), свидетельствующая о согласованном в них изотопном утяжелении обоих элементов и сходстве условий их формирования (мелководье, теплый климат). Величины δ ¹³С_PDB

16'43,

■рое, %о

Склон к мелководному шельфу (ПА-1)

-1

8'*OsMOW, %о

-2

Склон кдепрессионной впадине (ПА-4)

.511СроВ, %0

Склон кдепрессионной впадине (ПА-4)

2® 8'‘Osmow> %о

|8"С, 4 -

•ров, %о

26 8'⁸Osmow, %о

О

21      22

Рис. 3. Статистические поля изотопного состава углерода ( δ ¹³С_PDB) и кислорода ( δ ¹⁸О_SMOW) в фаменских карбонатах по фациальным зонам в пределах Центрально-Хорей-верского вала

Fig. 3. Static fields of the isotopic composition of carbon (δ13СPDB) and oxygen (δ18ОSMOW) in Famennian carbonates by facies zones within the Central Khoreyver Arch сдвинуты на фланг утяжеленных значений, что может свидетельствовать о влиянии испарительного фактора (Силаев, Хазов, 2003). По другим отделам фамена данных для ПА-2 нет.

Микробиальные холмы (ПА-3 ) . По величинам δ ¹³С_PDB и δ ¹⁸О_SMOW выделяются две группы данных. В первую группу объединяются карбонатолиты с более тяжелым изотопным составом углерода (2.2–3.5 ‰) и кислорода (23.0–24.2 ‰). При этом обр. ВК 50/24 (пелитоморфный известняк) выбивается из этого кластера и имеет значения: δ ¹³С_PDB — 0.7 ‰, δ ¹⁸О_SMOW — 26 ‰ (табл. 1). Вторую группу образуют более изотопно-легкие значения как по углероду (0.6–1.1 ‰), так и кислороду (20.8–23.1 ‰). Статистические данные образуют широкое поле со средними значениями: δ ¹³С_PDB = = (2.47 ± 1.12) ‰; δ ¹⁸О_SMOW = (23.51 ± 1.12) ‰. Между углеродом и кислородом выявляется прямая, но более слабая корреляционная связь (r = 0.27). По другим отделам фамена данных по ПА-3 нет.

Одной из возможных причин изотопного утяжеления здесь карбонатного углерода может быть увеличение биопродуктивности водоема. В таких условиях на образование органического вещества расходуется легкий изотоп ¹²С растворенного бикарбоната, а остающийся в растворе бикарбонат постепенно обогащается тяжелым изотопом ¹³С, который переходит в осажденные карбонаты (Botz et al., 1988). Также причиной утяжеления изотопного состава углерода может быть образование карбонатов в прибрежной зоне с аридными и семиаридными условиями (Perryt, Magaritz, 1990), что может приводить к эвапоритизации и увеличению солености вод в бассейне. Облегчение изотопного состава кислорода может отражать опреснение водоема в результате привноса атмосферных вод и повышения температуры поверхностных вод (Кулешов, 2001). Опреснение вод подтверждается присутствием в нижнефаменских известняках остатков харовых и зеленых вольвоксовых водорослей (Матвеева, 2017). Как известно, современные харофиты растут в мелководных пресных водоемах и опресненных участках морей (Водоросли…, 1989). По данным J. Kaźmierczak (1975), наличие водорослей Volvocales также указывает на опреснение воды в палеобассейне. Пресные воды, возможно, поступали из размываемой области юга Садаягинской ступени, расположенной севернее Ошкотынской площади (Матвеева, 2017).

Склон к депрессионной впадине (ПА-4). Карбонатные образования подразделяются на два кластера — с относительно низкими (19.0–21.1 ‰) и более высокими (23.5–25.75 ‰) значениями изотопного состава по кислороду (табл. 1). Статистические оценки значений изотопных данных определяются как δ ¹³С_PDB = (0.94 ± 0.59) ‰ и δ ¹⁸О_SMOW = (23.73 ± 2.18) ‰. Между значениями δ ¹³С_PDB и δ ¹⁸О_SMOW обнаруживается сильная отрицательная корреляция (r = –0.62), свидетельствующая о противоположных тенденциях изменения изотопного состава углерода и кислорода.

Средний фамен

Выявлена только ПА-4 (склон от отмели к депрессии). Она охарактеризована следующими значениями (‰): δ ¹³С_PDB = 1.30 ± 0.47; δ ¹⁸О_SMOW = 24.52 ± 1.45. Выявлена слабая отрицательная корреляция между значениями δ ¹³С_PDB и δ ¹⁸О_SMOW (r = –0.28).

Таблица 1. Изотопный состав углерода и кислорода в фаменских карбонатах

Table 1. Isotope content of carbon and oxygen in Famennian carbonates

У, у OS S О 3 С	Палеоландшафтная позиция Paleolandscape position	Парагенетическая ассоциация (ПА) Paragenetic association (РА)	Основные литотипы известняков Main lithotypes of limestones	Номер образца Sample number	8,5Сров %o	518O SMOW %o
X га CD 05 ~ ’X | % У X 3 X 3	отмель shoal	ПА-2 комковатых, биолитокластовых и онколитовых известняков РА-2 lumpy, biolithoclastic and oncolite limestones	онколитовые, комковатые с биокластами, комковатобиолитокластовые с перекристаллизованным кальцитом, комковатобиолитокластовые со спаритовым цементом, сгустково-комковатые oncolytic, lumpy with bioclasts, lumpy-biolithoclastic with recrystallized calcite, lumpy-biolithoclastic with sparite cement, clotty-lumpy	ЦХВ 35/10 ЦХВ 35/11 ЦХВ 35/12 ЦХВ 35/13 ЦХВ 35/14 ЦХВ 35/15 ЦХВ 35/16 ЦХВ 35/17	1.2        24.8 1.5        24.5 1.6        25.3 1.7        25.4 1.5        25.1 1.6        24.9 1.4       24.9 1.5        25.2 x=1.5 x = 25.01 Sx = 0.15 Sx = 0.29 r = 0.54
	микробиальные холмы microbial mounds	ПА-3 микробиальных биогермных и строматолитовых известняков РА-3 microbial biohermic and stromatolitic limestones	биогермные, микробиальные, биогермные с биоинтракластовой стуктурой, биогермные с комковатой структурой, интракластово-микробиальные, микробиальные строматолитовые bioherm microbial, bioherm with biointraclast structure, bioherm with a lumpy structure, intraclastic-microbial, microbial, stromatolitic	BK 50/13 BK 50/14 BK 50/15 BK 50/16 BK 50/17 BK 50/18 BK 50/19 BK 50/20 BK 50/21 BK 50/22 BK 50/23 BK 50/24 ОШ 42/1 ОШ 42/2 ОШ 42/3	2.2       23.8 3.5       23.7 3.3       23.7 3.1        23.0 3.5       23.6 3.2       24.2 3.4       23.9 2.6       23.3 3.2       23.9 3.1        23.9 2.9       23.8 0.7       26.0 1.1        22.0 0.6       23.1 0.7       20.8 x = 2.47   x = 23.51 Sx=1.12  Sx=1.12 r = 0.27
	переходные к депрессии transitional to depression	ПА-4 биолитокластовых и пелитоморфных известняков РА-4 biolithoclastic and pelitomorphic limestones	пелитоморфные, комковатобиолитокластовые с перекристаллизованным пелитоморфным кальцитом, пелитоморфные с микробиальными образованиями, комковатопелитоморфные pelitomorphic, lumpy-biolithoclast with recrystallized pelitomorphic calcite, pelitomorphic with microbial formations, lumpy-pelitomorphic	ОШ 20/1 0111 20/2a 0Ш 20/26 ОШ 20/4 ОШ 20/5 ОШ 20/6 ОШ 20/7a ОШ 20/8 ОШ 20/9 ОШ 20/10 ОШ 20/11 ОШ 20/12 ОШ 20/13 ОШ 20/14 ОШ 20/15 ОШ 20/16 ОШ 20/17 ОШ 20/19 ОШ 20/20 ОШ 20/21 ОШ 20/22 ОШ 20/23 ОШ 20/24 ОШ 20/25 ОШ 20/28	0.8       23.7 1.0        28.2 -0.1       25.7 -0.2      24.6 1.6        25.3 0.7       24.2 0.6       25.1 1.5        25.2 0.4       23.6 0.3       24.5 0.3       24.8 1.7        21.1 1.6        20.6 2.0        19.9 1.6        19.0 1.9         19.1 0.9       24.6 0.8       25.0 0.8       24.9 0.8       24.9 0.8       24.6 0.8       23.7 0.7       23.7 1.0        23.7 1.3        23.5 x = 0.94 x = 23.73 Sx = 0.59 Sx = 2.18 r = -0.62

Примечание. Статистические показатели: x — среднее, S_x — стандартное отклонение, r — коэффициент парной корреляции.

Note. Statistical indicators: x — average, S_x — standard deviation, r — pair correlation coefficient.

Продолжение таблицы 1 / Continuation of table 1

II C M	Палеоландшафтная позиция Paleolandscape position	Парагенетическая ассоциация (ПА) Paragenetic association (PA)	Основные литотипы известняков Main lithotypes of limestones	Номер образца Sample number	S'3CPDB %о	618О SMOW %о
c S c 4 | :S A S CL, 5 2	переходные к депрессии transitional to depression	ПА-4 биолитокластовых и пелитоморфных известняков РА-4 biolithoclast and pelitomorphic limestones	пелитоморфные, комковатобиолитокластовые с перекристаллизованным пелитоморфным кальцитом, пелитоморфные с микробиальными образованиями, комковатопелитоморфные pelitomorphic, lumpy-biolithoclastic with recrystallized pelitomorphic calcite, pelitomorphic with microbial formations, lumpy-pelitomorphic	ЦХВ 35/5 ЦХВ 35/6 ЦХВ 35/8 ЦХВ 35/9 BK 50/3 BK 50/4 BK 50/5 BK 50/6 BK 50/7 BK 50/8 BK 50/9 BK 50/10 BK 50/11 BK 50/12 Дюс 55/1 Дюс 55/2 Дюс 55/3 Дюс 55/4 Дюс 55/5 Дюс 55/6 Дюс 55/7 Дюс 55/8 Дюс 55/9 Дюс 55/10 Дюс 55/11 Дюс 55/12 Дюс 55/13 Дюс 55/14 Дюс 55/15 Дюс 55/16 Дюс 55/17 ОШ 19/1 ОШ 19/2 ОШ 19/3 ОШ 19/4 ОШ 19/5 ОШ 19/6 ОШ 19/7 ОШ 19/8 ОШ 19/9 ОШ 19/10 ОШ 19/11 ОШ 19/12 ОШ 19/13 ОШ 19/15 ОШ 19/16 ОШ 19/17 ОШ 19/18 ОШ 19/19 ОШ 19/20	1.2        25.2 0.6       25.1 0.2       25.5 1.0        25.0 1.4       25.6 1.4       25.6 2.2        27.1 1.6        25.1 1.1        24.1 1.1        24.0 1.6        24.5 1.3        24.6 1.5        24.4 1.6       24.0 1.1        25.2 0.8       24.3 0.9       24.3 1.2        25.3 1.4       25.6 0.9       24.8 0.6       26.8 0.3       25.8 0.2       25.8 1 .0        27.8 0.3       26.3 1.0        27.4 1.9        25.5 2.2       25.5 1.0        26.0 2.2       25.7 1.4       25.3 1.8        24.3 1.7        24.3 1.6       24.3 1.8        24.5 1.7        21.9 1.7        22.7 1.6        22.6 1.4       24.0 1.5        23.3 1.6        22.5 1.3       22.9 1.3        23.1 1.4       22.8 1.4        23.2 1.3       22.8 1.4       21.6 1.4       22.3 1.4        22.5 1.3        23.1 х=1.3 х = 24.52 Sx = 0.47  Sx-1.45 г = -0.28

Верхний фамен

Склон к депрессионной впадине (ПА-4). Характеризуется следующими статистическими изотопными данными (‰): δ ¹³С_PDB = –1.05 ± 0.66; δ ¹⁸О_SMOW = 25.75 ± ± 0.31. Отмечается умеренная прямая корреляция между значениями δ ¹³С_PDB и δ ¹⁸О_SMOW (r = 0.37).

Склон к мелководному шельфу (ПА-1). Определены две группы контрастно различающихся изотопных данных δ13СPDB и δ18ОSMOW (‰): 1) –0.02…1 и 26.5–27.2; 2) 0.7–2.8 и 24.4–27.4 соответственно. Статистические изотопные данные по всему множеству точек составля- ют: δ13СPDB = (1.04 ± 0.89) ‰; δ18ОSMOW = (26.01 ± 0.99) ‰. Обнаружена слабая отрицательная корреляционная связь (r = –0.35) изотопного состава углерода и кислорода. Таким образом, величины δ13СPDB здесь сдвинуты на фланг утяжеленных значений, что может свидетельствовать о влиянии испарительного фактора (Силаев, Хазов, 2003). По другим отделам фамена данных по ПА-1 нет.

Как показали исследования, хронологически сквозной для фамена на рассматриваемой территории является только одна фация, а именно отложения био- 43

Окончание таблицы 1 / End of table 1

С “	Палеоландшафтная позиция Paleolandscape position	Парагенетическая ассоциация (ПА) Paragenetic association (PA)	Основные литотипы известняков Main lithotypes of limestones	Номер образца Sample number	%О	818О SMOW %о
5 .2 го С	склон карбонатной банки в сторону мелководного шельфа slope of the carbonate bank towards the shallow shelf	ПА-1 биолитокластовых известняков PA-1 biolithoclastic limestones	полибиокластовые, биолитокластовые с онколитами, комковатые с биолитокластами polybioclastic, biolithoclastic with oncolites, lumpy with biolithoclasts	Ард 45/20 Ард 45/21 Ард 45/22 Ард 45/23 Ард 45/24 Ард 45/25 Ард 45/26 Ард 45/27 Ард 45/28 Ард 47/6 Ард 47/7 Ард 47/8 Ард 47/9 Ард 47/10 Ард 47/11 Ард 47/12 Ард 47/13	1.3       25.0 0.7       24.8 1.9        25.3 2.8        27.4 2.4       25.8 1.6       24.9 1.4       24.4 1.5        24.7 2.1        25.8 0.2       26.6 -0.02      26.6 0.2       26.8 0.4       26.9 0.3       26.5 0.4        27.2 0.3        27.0 0.2       26.5 х = 1.04 х = 26.01 Sx = 0.89 Sx = 0.99 г = -0.35
	переходные к депрессии transitional to depression	ПА-4 биолитокластовых и пелитоморфных известняков РА-4 biolithoclastic and pelitomorphic limestones	пелитоморфные, комковатобиолитокластовые с перекристаллизованным пелитоморфным кальцитом, пелитоморфные с микробиальными образованиями, комковато пелитоморфные pelitomorphic, lumpy-biolithoclastic with recrystallized pelitomorphic calcite, pelitomorphic with microbial formations, lumpy-pelitomorphic	ЦХВ 35/1 ЦХВ 35/2 ЦХВ 35/3 ЦХВ 35/4	-0.6      25.5 -0.6       26.2 -2.0      25.6 -1.0      25.7 х = -1.05 х = 25.75 Sx = 0.66 S, = 0.31 г = 0.37

литокластовых и пелитоморфных известняков на склоне карбонатной банки в сторону депрессионной впадины (ПА-4). В последовательности от раннего к позднему фамену выявляется волнообразное изменение изотопного состава углерода от средних значений для морских карбонатов (0.94 ± 0.59) ‰ к более тяжелым (1.30 ± 0.47) ‰, а затем происходит скачок к более легким значениям (–1.05 ± 0.66) ‰. Утяжеление значений δ ¹³С_PDB к среднему фамену может отражать усиление воздействия испарительных процессов в условиях теплого сухого климата. Последующему облегчению значений δ ¹³С_PDB в позднем фамене есть несколько причин. По одной из них, легким изотопом ¹²С обогащаются карбонаты пресноводных бассейнов вследствие привноса в них пресных вод с растворенной в них изотопно-легкой по углероду углекислотой (Кулешов, 2001; Силаев, Хазов, 2003). Другой причиной, повлиявшей на понижение значений δ ¹³С_PDB, может быть похолодание климата при увеличении атмосферного давления и росте притока атмосферных вод. Последнее было подтверждено данными по изотопному составу кислорода в биоапатите конодонтов, указавшими на понижение температуры воды к концу фа-мена в среднем до 26 °С (Joachimski et al., 2004; 2009). При этом изотопный состав кислорода в исследуемых нами фаменских карбонатных породах испытывает лишь небольшие колебания, отвечая в целом нормаль- 44

ной солености морской воды. Корреляция между значениями δ ¹³С_PDB и δ ¹⁸О_SMOW по всему разрезу фамена изменяется от отрицательной в интервале нижнего-среднего фамена (–0.62…–0.35) до положительной в интервале позднего фамена (0.37), что свидетельствует о разнонаправленных изменениях изотопии углерода и кислорода.

Обсуждение и выводы

Согласно палеогеографическим реконструкциям позднедевонский бассейн на северо-востоке Европейской платформы располагался в приэкваториальных областях и характеризовался гумидным климатом (Беляева и др., 1998). Территория современного Центрально-Хорейверского вала в позднедевонское время представляла собой цепочку карбонатных банок, вытянутых в северо-восточном направлении. Особенности девонской седиментации во многом зависели от того, что рассматриваемый район располагался в пределах Большеземельского палеосвода, куда поступало сравнительно мало терригенного материала. Это обусловило небольшую глубину некомпенсированной впадины, образовавшейся здесь в домани-ковое время, и значительную расчлененность ее акватории вследствие обилия отмелей. Невысокий темп привноса терригенного материала обеспечивал чисто карбонатный состав осадков на банках, возможность развития органогенных построек, медленное заполнение впадин между банками, что содействовало более длительному существованию последних (Меннер и др., 1991, с. 61).

Полученные литологические и изотопно-геохимические данные позволяют детализировать картину образования фациальных зон.

В отмельной зоне карбонатной банки формировались окатанные породообразующие компоненты (онколиты, биокласты, литокласты, комки) в условиях активной гидродинамики, что способствовало выносу пелитоморфного материала. Изотопный состав δ ¹³С_PDB (1.2–1.7 ‰) и δ ¹⁸О_SMOW (24.5–25.4 ‰) характеризуется здесь однообразностью и отражает испарительные процессы в мелководно-морских условиях с теплым и сухим климатом.

Микробиальные холмы формировались в раннем фамене в спокойноводных обстановках ниже базиса действия волн, вследствие чего здесь не накапливался обломочный материал, характерный для рифовых комплексов Урала (Антошкина, 2003). В каркасе микробиальных холмов распознаются биогермные структуры, сформированные цианобактериями и кальци-микробами. Они могли замещаться карбонатами и укреплять органогенные постройки. Изотопный состав углерода и кислорода колеблется соответственно от 0.6 до 3.5 ‰ и от 20.8 до 24.2 ‰. Между значениями δ ¹³C_PDB и δ ¹⁸О_SMOW в этих породах имеется слабая положительная корреляционная связь. Вариации изотопного состава углерода и кислорода могут отражать увеличение биопродуктивности водоема и изменение солености вод от осолоненных до опресненных в мелководном бассейне раннего фамена. Согласно изотопным данным, полученным по биоапатиту в конодонтах, на франско-фаменский период приходится интервал с теплым и очень теплым климатом с кратковременными периодами похолодания и средней температурой поверхностной воды 30–32 °С (Joachimski et al., 2009).

В обстановке склона карбонатной банки в сторону депрессионной впадины осадки накапливались у подножия карбонатной банки и на её склоне при понижениях уровня моря. Седиментация в этих условиях происходила при поступлении с мелководных участков банок тонкого биокластового материала, который сильно разрушался в процессе переноса. Осадконакопление осуществлялось в спокойной гидродинамической обстановке, что способствовало накоплению пелитоморфного материала. В хронологической последовательности от раннего к позднему фамену в породах рассматриваемой обстановки происходило волнообразное изменение изотопного состава углерода и кислорода. В раннем фамене карбонатолиты образовывались со средними значениями углерода и кислорода: δ13СPDB = (0.94 ± 0.59) ‰ и δ18ОSMOW = (23.73 ± 2.18 ‰), что соответствует морским карбонатам. Переход к среднему фамену сопровождался изотопным утяжелением как углерода (1.30 ± 0.47 ‰), так и кислорода (24.52 ± ± 1.45 ‰). В позднем фамене изотопный состав резко облегчается по углероду (–1.05 ± 0.66 ‰), а по кислороду соответствует средним морским показателям для девонского периода (25.75 ± 0.31 ‰). Следовательно, выявленное волнообразное изменение изотопного состава углерода отражает, вероятно, усиление испари- тельных процессов от раннего к среднему фамену в условиях аридного климата и опреснение с понижением температуры вод к позднему фамену. Последнее может быть связано с гумидизацией климата.

На склоне карбонатной банки к мелководному шельфу осадки накапливались в довольно спокойной гидродинамической обстановке, что позволяло осаждаться и литифицироваться пелитоморфному карбонатному илу. Их формирование происходило на достаточно выровненном, полого наклоненном склоне к мелководному шельфу, куда и попадал био- и литокластовый материал с отмели. Изотопный состав углерода и кислорода в карбонатах показал, что здесь он характеризуется существенным варьированием величин в пределах соответственно –0.02…2.4 и 24.4–27.2 ‰. Это отражает существование в позднем фамене мелководно-морских условий с нормальной соленостью морских вод, но с некоторым усилением испарительного режима при аридизации климата.

Из приведенных выше результатов изотопного анализа можно сделать вывод, что в рассмотренных фациальных зонах значения δ ¹⁸О_SMOW не демонстрируют значительных вариаций, сохраняясь в пределах колебаний данных для нормально-морских бассейнов. Значения δ ¹³С_PDB, напротив, даже в пределах одной фациальной зоны могут существенно меняться, что, скорее всего, объясняется изменением палеоэкологических условий во времени.

Автор благодарит рецензентов за полезные рекомендации и замечания при подготовке статьи к печати.

Исследования проводились в рамках государственного задания ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (ГР № 122040 600013-9).