Введение

Палеозойский разрез на р. Кожым Приполярного Урала является опорным разрезом севера Урала. Здесь в естественных выходах вскрыты границы между всеми системами палеозоя, которые хорошо обоснованы многочисленными и разнообразными остатками фауны. Поэтому данный разрез является объектом международных и всероссийских экскурсий (Антошкина и др., 2010; Путеводитель…, 1995). Пограничные каменноугольно-пермские отложения наблюдаются на противоположных берегах р. Кожым в районе устья руч. Нортничаель и представлены двумя типами разрезов: на правом берегу рифогенными известняками (Кожимская органогенная постройка), на левом — «депрессионными» отложениями смешанного состава (лосиноостровская свита) (рис. 1).

Такое расположение двух разнофациальных разрезов на сегодняшний день объясняется по-разному. По одной из версий, весь левобережный разрез р. Кожым, включая карбонатные породы среднего и верхнего карбона, был перемещен на несколько километров на запад в направлении рифовых толщ, а формирование лосиноостровских отложений происходило в глубоководном троге Предуральского краевого прогиба (Путеводитель…, 1995). Другая версия, базирующаяся на взаимоотношении верхнекаменноугольно-нижнепермских маломощных «депрессионных» отложений и рифогенных образований на Полярном, Приполярном и Северном Урале, предполагает накопления этих отложений в пределах одного бассейна в непосредственной близости друг к другу до заложения краевого прогиба (Салдин, 2002; Салдин, Инкина, 2017).

Объектом наших исследований являлись известняки лосиноостровской свиты. Данная свита вскрыта в единственном разрезе на левом берегу р. Кожым и слагает небольшую обрывистую скалу (высота около 10 м). Граница с подстилающими касимовско(?)-гжельскими биокластовыми известняками проходит по тектоническому контакту, а с вышележащими отложениями границы не наблюдается. Лосиноостровская свита была выделена в 1991 г. Б. И. Чувашовым и др. (Путеводитель…, 1995). Отметим, что ранее изучаемые отложения относили к сезымской свите (Кузькокова и др., 1980).

В строении лосиноостровской свиты выделено две подсвиты — нижняя и верхняя (Антошкина и др., 2010; Путеводитель…, 1995; Салдин, 2002). Нижняя подсвита общей мощностью около 13 м сложена силицитолитами и микстолитами с несколькими маломощными слоями биокластовых известняков. Верхняя подсвита видимой мощностью около 12 м сложена преимущественно известняками (рис. 2). Силицитолиты представлены радиоляритами и радиоляриевыми спонголитами, а также встречен слой окремненного биокластового известняка (вторичные силициты). Микстолиты состоят из четырех породообразующих компонентов: карбонатного (кальцит), алевритистого (обломочный кварц и полевые шпаты), глинистого (иллит и хлорит) и кремнистого (аутигенный кварц), из которых ни один не достигает 50 %. Среди известняков выделены биокластовые, пелоидно-микритовые, а также кремнисто-алевритисто-глинистые разновидности. Вероятно, отложения нижней подсвиты накапливались в более глубоководных обстановках, чем отложения верхней подсвиты.

Наличие стилолитовых швов не только в карбонатных породах, но и в радиоляритах из нижней части свиты указывает на то, что породы лосиноостровской свиты претерпели значительные постседиментационные изменения. На основании изучения органического вещества в более молодых породах артинского яруса этого района определена стадия изменения, соответствующая катагенезу МК₃ (Анищенко и др., 2004).

По последним данным, граница каменноугольной и пермской систем проводится внутри свиты, ближе к ее основанию. Основная часть свиты датирована среднеассельскими конодонтами (верхний подгоризонт холодноволжского горизонта), верхние 3.5 м — верхнеассельскими (низы шиханского горизонта) и лишь в основании свиты (первый метр) обнаружены конодонты средней части гжельского яруса (Путеводитель…, 1995; Салдин, 2002).

В последние десятилетия изучение изотопного состава карбонатных пород все чаще используется как дополнительный метод для выяснения условий осадконакопления и/или диагенеза (например: Кулешов, 2001; Preto et al., 2009; Swart, Oehlert, 2018; Антошкина и др., 2021 и мн. др. работы). Кроме этого, на сегодняшний день существует ряд публикаций, посвященных «изотопной хемостратиграфии» (Korte et al., 2005; Grossman et al., 2008; Buggisch et al., 2011; Saltzman et al., 2012).

Цель статьи — показать вариации изотопного состава углерода и кислорода в разных типах известняков по разрезу, сопоставить с результатами литологических исследований, а также сравнить с данными изотопного состава в известняках одновозрастной Кожимской органогенной постройки.

Методика

Изучение изотопного состава углерода и кислорода валовых образцов проводилось на аналитическом комплексе, включающем в себя систему подготовки и ввода проб GasBench II, соединенную с масс-спектрометром DELTA V Advantage фирмы Thermo Fisher Scientific (Бремен, Германия) (аналитик И. В. Смолева). Значения d¹³C даны в промилле относительно стандарта V-PDB, d¹⁸O — относительно стандарта V-SMOW. При калибровке использованы международные стандарты МАГАТЭ NBS18 (calcite) и NBS19 (TS-limestone). Ошибка определения для d¹³C и d¹⁸O составляет ± 0.1 ‰ (аналитик И. В. Смолева). Исследования осуществлялись в ЦКП «Геонаука» Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН.

Для выяснения химического состава пород были использованы силикатный 14-компонентный («мокрая химия», аналитик Н. В. Туленкова), рентгенофлуоресцентный спектральный (РФА, аналитик С. Т. Неверов), 8- и 4-компонентный карбонатный (аналитик Т. В. Шахова) химические анализы. На основе силикатных анализов был сделан количественный расчет минерального состава пород по стандартному алгоритму обработки данных силикатного анализа, предложенному Я. Э. Юдовичем и М. П. Кетрис (Юдович, Кетрис, 2000). Результаты химических анализов и нормативного минерального пересчета представлены в массовых %, но в дальнейшем по тексту для краткости будут обозначены просто «%».

Характеристика исследуемых пород и результаты исследований

Для изучения изотопного состава были отобраны валовые образцы всех разновидностей известняков, вторичных силицитолитов и кремнисто-карбонатно-глинистых микстолитов, краткое описание которых приводится ниже.

Известняки встречены по всему разрезу лосиноостровской свиты. Они слагают слои мощностью от 0.05 до 1.7 м (рис. 2). Большая часть известняков имеют цвет от светло- до темно-серого и массивную текстуру. Для глинистых разновидностей известняков характерны зеленоватый оттенок и сланцеватая текстура, а также в некоторых из них отмечены следы биотурбации.

По вещественному составу выделены относительно чистые известняки и известняки, обогащенные терригенной примесью. Относительно чистые известняки по преобладающим форменным элементам разделены на биокластовые и пелоидно-микритовые типы.

Биокластовые известняки (рис. 2, a, d, h) распространены преимущественно в верхней подсвите, но также отмечены и в нижней. Они сложены биокластовым материалом на 70–90 %, остальная часть приходится на связующую массу. Среди органических остатков наиболее распространены мшанки и иглокожие, реже встречаются фрагменты брахиопод, гастропод, остракод, двухстворок и фораминифер, а также отмечены микробиальные образования (типа Tubiphytes). Большинство органических остатков наблюдаются в виде обломков от шламовой (< 0.1мм) до крупнобиокластовой (> 1 мм) размерности. Также отмечаются и целые раковины микро- и макрофауны. Иногда органические остатки частично или даже полностью окремнены или микритизированы, но еще с распознаваемыми структурными особенностями. Распределение органических остатков хаотичное, сортировка не наблюдается. Связующая масса представлена как яснокристаллическим (спаритовый цемент), так и микритовым кальцитом. Соотношение их очень изменчиво даже в пределах одного шлифа.

Согласно результатам карбонатного анализа (табл. 1) в биокластовых известняках на CaO в среднем приходится около 50.7 %, а на CO₂ — 40.5 % (при пересчете на кальцит составляет примерно 90 %). И лишь в кремнистом известняке (обр. 26) из нижней подсвиты содержания CaO и CO₂ уменьшаются до 41.9 и 32 % соответственно (при пересчете на кальцит это составляет примерно 73 %). Согласно оптико-микроскопическим данным, нерастворимый остаток (НО) в биокластовых известняках представлен преимущественно аутигенным кварцем, а зерна обломочного кварца и глинистые минералы очень редки.

Биокластовые известняки нижней подсвиты характеризуются значениями d¹³C 0.4…1.1 ‰ и d¹⁸O 23.5…25 ‰. Биокластовые известняки верхней подсвиты демонстрируют более высокие величины как d¹³C (3.9…5.0 ‰), так и d¹⁸O (24.3…26.4 ‰) (табл. 1).

Пелоидно-микритовые известняки (рис. 2, а, с) встречены только в верхней подсвите. В них на фоне основной пелитоморфной массы среди форменных элементов преобладают пелоиды. Они имеют более темный цвет и форму от идеально округлой до комковатой. Иногда границы пелоидов становятся размытыми и они больше напоминают сгустковые образования. Часто в пелоидах отмечаются фрагменты органических остатков и их реликты. Встречаются участки, выполненные яснокристаллическим кальцитом. Кроме пелоидов наблюдаются органические остатки, занимающие не более 20–30 % от площади шлифа, некоторые из них окремнены. Также распространены кальцисферы и участки с яснокристаллической структурой кальцита. Следует отметить наличие среди органических остатков спикул губок и микробиальных образований типа Tubiphytes. Часто в известняках наблюдаются тонкие (до нитевидных) трещины, выполненные кальцитом.

Согласно результатам карбонатного анализа в пелоидно-микритовых известняках содержания CaO варьируют от 45.0 до 51.1 %, а CO₂ — от 35.1 до 41.2 % (при пересчете на кальцит это примерно составляет от 80 до 90 %). Количество НО меняется от 5 до 15 % (табл. 1). Оптико-микроскопическими исследованиями установлено, что НО в пелоидно-микритовых известняках представлен преимущественно терригенной примесью. Только в образце 47, отобранном на границе биокластовых и пелоидно-микритовых известняков, кроме зерен обломочного кварца и глинистых минералов наблюдаются окремненные органические остатки.

Пелоидно-микритовые известняки характеризуются вариациями значений d¹³C (3.9…5.1 ‰) и d¹⁸O (26.0…27.3 ‰) и лишь в одном образце (обр. 47) определены более низкие значения d¹³C (2.9 ‰) и d¹⁸O (24.3 ‰) (табл. 1).

Алевритисто-глинистые известняки (рис. 2, a, g) встречены только в верхней подсвите. Породы имеют зеленоватый оттенок и сланцеватую текстуру, часто наблюдаются следы биотурбации — как визуально, так и при оптико-микроскопических исследованиях. В этом типе известняков, по сравнению с вышеописанными, установлено значительное количество терригенной примеси (обломочный кварц, мусковит, хлорит, биотит). Основная масса сложена пелитоморфно-микрозернистым кальцитом. Органические остатки редки и занимают не более 10 % от площади шлифа, часто они ориентированы вдоль напластования. Некоторые остатки окремнены. Встречаются единичные пелоиды и сгустки пелитоморфного кальцита.

Для алевритисто-глинистых известняков был сделан силикатный анализ, результаты которого были пересчитаны на минеральный состав по стандартному алгоритму обработки данных силикатного анализа, предложенному Я. Э. Юдовичем и М. П. Кетрис (Юдович, Кетрис, 2000). Согласно полученным данным, на долю кальцита приходится от 52 до 65 % (табл. 2). НО представлен в основном глинистыми минералами (в среднем иллит — 10.3 %, хлорит — 8.9 %) и зернами обломочного кварца (10–15 %), на ПШ приходится менее 4 %, а аутигенный кварц занимает примерно от 2 до 9 %. Лишь в известняке (обр. 37, рис. 2, a), отобранном на границе нижней и верхней частей свиты, наряду с глинистыми минералами распространен аутигенный кварц, а доля обломочного не превышает 5 % (табл. 2). Отметим, что в этом же образце количество органических остатков увеличивается ≈ до 30 % (от площади шлифа), большая часть которых фрагментарно замещена аутигенным кварцем. Алевритисто-глинистые известняки характеризуются значениями d¹³C 1.3… 2.8 ‰ и d¹⁸O 24.3…25.4 ‰ (табл. 2).

Во всех рассмотренных выше типах известняков наблюдаются органические остатки, частично, а иногда и полностью (видны только реликты) микритизированные. Распространены отдельные зерна пирита, их агрегаты и фрамбоиды. В некоторых известняках наблюдаются следы сверления (?), как в форменных элементах, так и в спаритовом цементе. Отмечены микростилолитовые швы и тонкие трещины, выполненные кальцитом.

Подчеркнем, что доломит в известняках лосиноостровской свиты не установлен. Поэтому полученные при аналитических исследованиях содержания MgO (от 0.1 до 1.2 % в биокластовых и пелоидно-микритовых известняках и от 1.4 до 2.4 % в известняках, обогащенных терригенной примесью; табл. 1, 2) связываются нами в большей степени с алюмосиликатами. Но все же часть MgO может находиться в структуре кальцита, что установлено микрозондовым анализом (отдельные кальцитовые зерна содержат MgO до 1.1 %).

Вторичные силицитолиты (рис. 2, a, e, f) встречены только в нижней подсвите и слагают небольшую линзу и слой мощностью 0.13 м. Породы представлены окремненными биокластовыми известняками, сходными с типом, описанным выше. Распознаваемые преимущественно криноидно-мшанковые фрагменты частично или полностью окремнены, но сохранили первичную микроструктуру, а некоторые остались известковыми. Связующая масса в них практически нацело замещена халцедоном. Согласно результатам карбонатного анализа (табл. 1) содержания CaO варьируют от 15.1 до 18.9 %, а CO₂ — от 12.8 до 14.7 % (что при пересчете на кальцит примерно составляет от 27 до 33 %). Для вторичных силицитолитов установлены значения d¹³C (–0.3…1.4 ‰) и d¹⁸O (23.5…23.7 ‰) (табл. 1).

Кремнисто-карбонатно-глинистые микстолиты (рис. 2, a, i, j) встречены как в нижней, так и в верхней подсвите. Они слагают слои мощностью 0.3 и 1 м. Данные породы зеленовато-серого цвета, с виду массивные, но при ударе молотком раскалываются на отдельные плиточки. В них на фоне пелитоморфно-микрозернистой глинисто-карбонатно-кремнистой основной массы выделяются более крупные фрагменты органических остатков, чешуйки мусковита и отдельные зерна кварца. Органические остатки представлены преимущественно криноидеями и мшанками, часто окремненными. Результаты пересчета силикатного анализа на минеральный состав показали, что на кальцит приходится 26.4–29.4 %, глинистые минералы занимают около 28.7–35.2 %, а аутигенный кварц ≈ от 22 до 27 % (табл. 2). Роль обломочного кварца становится незначительной. Таким образом, данные породы наиболее схожи с глинистыми известняками, претерпевшими окремнение, за счет которого уменьшилась доля кальцита и увеличилось содержание аутигенного кварца, но при этом ни один породообразующий компонент не достиг 50 %. Кремнисто-карбонатно-глинистые микстолиты характеризуются значениями d¹³C 0.6…1.4 ‰ и d¹⁸O 23.8…24.0 ‰ (табл. 2).

Вероятнее всего, биокластовые известняки накапливались в активной гидродинамической среде. Процессы микритизации в карбонатных породах имеют биогенную природу и могли начаться в синседиментационную стадию и продолжаться на протяжении всего диагенеза. Пелоидно-микритовые известняки, возможно, являются результатом более интенсивной микритизации. Кремнисто-алевритисто-глинистые известняки, вероятно, образовались в периоды, когда на фоне преобладающего карбонатного осадконакопления усиливалось поступление терригенного материала. Основная масса в них представлена пелитоморфно-микрозернистым кальцитом, по-видимому образованным биохемогенным путем на седиментационной стадии. Присутствие органических остатков со следами сверления в этих известняках указывает на процесс микритизации, в результате которой мог образоваться пелитоморфный кальцит. Осаждение (и дальнейшее сохранение) тонкого глинистого материала и распространение текстур биотурбации в этом типе известняков может свидетельствовать об относительно спокойных гидродинамических режимах и замедленной скорости осадконакопления.

Обсуждение

Изотопный состав в карбонатных минералах обусловлен множеством факторов. Значение d¹⁸O_карб главным образом зависит от температуры и изотопного состава среды карбонатообразования. Величина d¹³C_карб в первую очередь контролируется значением растворенного в окружающей среде неорганического карбоната (DIC) (Nelson, Smith, 1996; Кулешов, 2001; McFadden, Kelly, 2011; Swart, 2015). При этом большинство исследователей признают, что на окончательный состав стабильных изотопов сильное влияние оказывают постседиментационные процессы (Виноградов, 2009; Swart, 2015). Считается, что d¹⁸O является чувствительным индикатором постседиментационных преобразований. Также существует тенденция к снижению значений d¹⁸O во время глубокого захоронения из-за повышения температуры с глубиной (McFadden, Kelly, 2011; Swart, 2015), тогда как d¹³C значительно в меньшей степени подвержен влиянию вторичных процессов, и по мере захоронения пород значения d¹³C становятся изотопно защищенными от дальнейших диагенетических изменений (McFadden, Kelly, 2011; Swart, 2015, Immenhauser, 2022). Известны исследования, в которых указывается на сохранение исходных значений изотопного состава углерода даже в сильно измененных постседиментационными процессами карбонатных породах, включая мрамор (Immenhauser, 2022).

Положительная корреляция (или ковариация) d¹³C и d¹⁸O в морских карбонатах обычно рассматривается как свидетельство диагенетических изменений, но также может возникнуть в морских отложениях во время разрушения клатрата метана и в некоторых озерных отложениях (Preto, 2009). Также в настоящее время разработаны диаграммы d¹⁸O–d¹³C, которые являются распространенным и удобным способом различения условий осадконакопления и/или диагенетической (палео)обстановки, ответственных за образование карбонатов. Одна из первых информативных диаграмм была построена Н. Хадсоном (1977), выделившим ряд характерных изотопных полей для карбонатов различного происхождения. Его диаграмма в дальнейшем была использована, адаптирована и расширена многими исследователями (Nelson, Smith, 1996). Хотя диаграммы зависимости d¹⁸O–d¹³C полезны для качественной оценки постседиментационных изменений, необходимо знать диапазон изотопных значений древней морской воды, чтобы полностью понять и оценить эффекты этих изменений (McFadden, Kelly, 2011).

Полученные значения изотопного состава углерода и кислорода карбонатных пород лосиноостровской свиты приведены в таблицах (табл. 1, 2), показаны на диаграмме d¹³C–d⁸O (рис. 3.) и на кривой распределения по разрезу (рис. 2, b). В целом для карбонатных пород лосиноостровской свиты выявлена сильная положительная корреляция с коэффициентом корреляции (r), равным 0.9 (количество образцов (n) = 26). Однако на диаграмме d¹³C–d¹⁸O изученные породы визуально обособились в три кластера с разным коэффициентом корреляции.

Первый кластер объединяет биокластовые известняки и вторичные силицитолиты нижней подсвиты, а также кремнисто-карбонатно-глинистые микстолиты и кремнисто-глинистый известняк (обр. 37). Породы этого кластера характеризуются вариациями значений d¹³C (–0.3…1.1 ‰) и d¹⁸O (23.5…25.0 ‰) (рис. 3). Внутри этого кластера наблюдается положительная корреляция (r = 0.6, n = 7). Важно отметить, что данный кластер объединяет породы, подвергшиеся наиболее интенсивному окремнению. Содержания аутигенного кварца, развитого в первую очередь по органическим остаткам и в меньшей степени по основной массе, изменяется от ≈ 14 % в кремнисто-глинистом известняке до > 60 % во вторичных силицитолитах.

Второй кластер (рис. 3) с вариациями значений d¹³C (2.0…2.8 ‰) и d¹⁸O (24.3…25.4 ‰) объединяет известняки верхней пачки, обогащенные терригенной примесью, которая представлена преимущественно глинистыми минералами и в меньшей степени обломочным кварцем (алевритисто-глинистые известняки). В этих известняках также иногда наблюдается незначительное окремнение, содержание аутигенного кварца варьирует в пределах ≈ 2–6 % и лишь в одной пробе (обр. 42/1) достигает ≈ 9 %. Следует отметить, что разброс величин d¹³C составляет 0.9 ‰, а d¹⁸O — 1.1 ‰ (n = 7). Корреляция между значениями d¹³C и d¹⁸O внутри данного кластера не наблюдается (r = — 0.02). Также в эту группу попал известняк, отобранный на границе биокластового и пелоидно-микритового типов (обр. 47; рис. 2, а и 3). Как уже сказано выше, в этом образце распространены многочисленные окремненные органические остатки.

В третьем кластере (рис. 3) оказались все биокластовые и пелоидно-микритовые известняки верхней подсвиты, характеризующиеся величинами d¹³C — 3.9…5.1 ‰ и d¹⁸O — 26.0…26.8 ‰. Внутри этого кластера наблюдается очень слабая положительная корреляция (r = 0.2). Разброс величин d¹³C составляет 1.2 ‰, а d¹⁸O — 1.3 ‰ (n = 12).

Обособление кластеров на диаграмме d¹³C–d¹⁸O выявляет закономерную природу для изученных пород: I кластер — наиболее окремненные породы; II — известняки, обогащенные терригенной примесью; III — относительно «чистые» биокластовые и пелоидно-микритовые известняки.

В обзорных работах, посвященных изотопным характеристикам каменноугольно-пермских отложений, основанных в первую очередь на изучении неизмененных раковин брахиопод, приведены высокие значения d¹³C для ассельского яруса: 1) около 4.1…6.2 ‰ (Scholle, 1995); 2) 3.5…5 ‰ (Korte et al., 2005); 3) в среднем ≈ 4.7 ‰; для Русской платформы — ≈ 3.2…5.8 ‰ (Grossman et al., 2008); 4) ≈ 4.5…6 ‰ (Buggisch, et al., 2011); 5) ≈ 1.5…3 ‰ (Saltzman, Thomas, 2012). Значения изотопного состава кислорода для ассельского яруса установлены в пределах 28.5…30.0 ‰ (Korte et al., 2005; Grossman et al., 2008).

Анализируя все вышесказанное и сравнивая полученные значения изотопного состава в породах лосиноостровской свиты с приведенными выше литературными данными для ассельского века, можно отметить следующее.

Наиболее измененные, в нашем случае окремненные, карбонатные породы имеют самые низкие значения d¹³C и d¹⁸O и положительную корреляцию (рис. 3, кластер I). Осаждение кремнезема и растворение кальцита могут происходить практически одновременно, такое явление часто встречается в летописи горных пород, поскольку кремнезем обычно транспортируется во флюидах со слабощелочным или кислым рН (Rogala et al., 2010). Наличие в нижней части свиты осадочных силицитолитов с многочисленными кальцитизированными фрагментами радиолярий и спикул губок свидетельствует о биогенном источнике кремнезема. Кроме того, высокая степень окремнения некоторых карбонатных пород может указывать на высокие скорости потока флюидов на этапе диагенеза (Buggisch, et al., 2011). По-видимому, воздействие данных флюидов способствовало снижению величин d¹³C и d¹⁸O.

Биокластовые и пелоидно-микритовые известняки верхней подсвиты (рис. 3, кластер III) характеризуются самыми высокими значениями d¹³C и d¹⁸O среди проанализированных пород. Полученные величины d¹³C (3.9…5.1 ‰) соответствуют интервалу вариаций изотопного состава углерода, характерного для неизмененных диагенетическими процессами пород ассельского времени, по литературным данным (Scholle, 1995; Korte et al., 2005; Grossman et al., 2008). Или же полученные значения являются более высокими по сравнению с данными, приведенными на одной из последних кривых распределения изотопного состава углерода для пермского периода в работе M. R. Saltzman и E. Thomas (2012). Величины d¹⁸O в известняках третьего кластера также остаются более низкими (минимум на 2 ‰) по сравнению с данными по неизмененным раковинам брахиопод рассматриваемого интервала времени (Korte et al., 2005). Несмотря на то, что процессы микритизации, особенно обусловленные эндолитными организмами, могут сильно повлиять на изотопный состав углерода и кислорода исходных отложений (Swart, 2015), в изученных породах по полученным значениям d¹³C и d¹⁸O существенных различий между биокластовыми и пелоидно-микритовыми известняками не наблюдается (рис. 3, кластер III).

Известняки верхней подсвиты, обогащенные терригенной примесью, имеют более низкие значения d¹³C и d¹⁸O, чем биокластовые и пелоидно-микритовые разновидности. Корреляция между значениями d¹³C и d¹⁸O в данной группе пород не наблюдается. Теоретически, с одной стороны, облегчение изотопного состава углерода и кислорода может быть обусловлено поступлением в бассейн седиментации изотопно-легких пресных вод и растворенной в ней углекислоты (Кулешов, 2001; Юдович, Кетрис, 2010). С другой стороны, к одновременному уменьшению значений d¹³C и d¹⁸O в карбонатах может привести ранний метеорный диагенез (Swart, Oehlert, 2018).

Таким образом, как упоминалось выше, в строении лосиноостровской свиты выделены две подсвиты, отличающиеся составом, строением и условиями образования. Нижняя подсвита, вероятно образовавшаяся в более глубоководных обстановках, характеризуется более низкими значениями изотопного состава углерода и кислорода, тогда как карбонатные породы из верхней подсвиты демонстрируют более высокие величины. С одной стороны, такое утяжеление изотопного состава можно было объяснить сменой обстановок осадконакопления. Оптико-микроскопическими исследованиями установлено, что все известняки нижней подсвиты претерпели сильное окремнение, вплоть до образования вторичных силицитолитов. Теоретически даже такие карбонатные породы могли сохранить близкое к первичному значение изотопного состава углерода. Однако анализ литологических данных и полученных величин d¹³C и d¹⁸O склоняет нас к версии об изменении изотопного состава углерода и кислорода рассматриваемых пород вторичными процессами под воздействием флюидов, транспортировавших кремнезем. Этим же процессом можно объяснить облегчение изотопного состава углерода и кислорода в одном из известняков верхней пачки (обр. 47, рис. 3).

Если принять, что для ассельских пород характерны относительно высокие значения d¹³C (от 3.5 до 6 ‰), то биокластовые и пелоидно-микритовые известняки верхней подсвиты демонстрируют первичный изотопный состав углерода. Небольшое облегчение d¹⁸O можно объяснить температурным фактором.

Облегчение изотопного состава углерода и кислорода в алевритисто-глинистых известняках верхней подсвиты, скорее всего, можно объяснить потоком опресненных вод с суши, вероятно приносящих терригенный материал. В алевритисто-глинистых известняках распространены следы биотурбации, которые также могут повлиять на изотопный состав пород. При исследовании гемипелагических окремненных известняков с нодулярной текстурой было отмечено, что во время ранней литификации кальцит осаждался в равновесии с поровой водой, а биотурбация поддерживала поровую воду в равновесии с морской водой (Preto et al., 2009). Этот механизм привел к сохранению первичного морского сигнала d¹³C в известняках (а именно в нодулях) (Preto et al., 2009). С другой стороны, биотурбация является признаком низкой скорости осадконакопления. Как отмечено в работе M. S. Fantle et al. по исследованию глубоководных карбонатных пород, низкая скорость седиментации позволяет медленным диагенетическим процессам влиять на геохимию отложений открытого океана; например, чистое растворение и осаждение потенциально вызывают значительную перекристаллизацию донных отложений по мере их захоронения (Fantle et al., 2020). Поэтому влияние постседиментационных процессов на изотопный состав углерода и кислорода в рассматриваемом типе известняков полностью исключить нельзя, тем более когда речь идёт об известняках, обогащенных глинистым компонентом (McFadden, Kelly, 2011; Immenhauser, 2022).

Как указывалось ранее, на противоположных берегах р. Кожым вскрыты разрезы верхнекаменноугольно-нижнепермских разнофациальных отложений. Изотопный состав гжельско-сакмарской Кожимской органогенной постройки (скелетный холм) изучен А. И. Антошкиной (Antoshkina, 2018). В работе приведены высокие значения d¹³C: для биогермных известняков — 3.5–5.5 ‰, для биокластовых известняков — 6.9–7.1 ‰, для раковин брахиопод — 5.1–7.3 ‰. При этом значения d¹⁸O демонстрируют весьма широкий разброс по разрезу — от 22.5 до 30 ‰. Для среднеассельских известняков и брахиопод характерны значения d¹⁸O (27.5…30 ‰). На высокие значения изотопного состава углерода как в фоссилиях, так и в органогенных карбонатах скелетного холма, по мнению авторов, могли повлиять разные факторы, среди которых: 1) повышенная биопродуктивность морей в период образования скелетного холма; 2) ингрессия морских вод, насыщенных ОВ; 3) усиление процессов испарения при аридизации климата (Antoshkina, 2018; Антошкина и др., 2021).

Для корректного сравнения данных изотопного состава этих разнофациальных отложений были рассмотрены биокластовые и пелоидно-микритовые известняки лосиноостровской свиты (кластер III) и ассельские известняки скелетного холма. Значения d¹³С известняков лосиноостровской свиты на 2–3 ‰ ниже. Причину такой разницы между одновозрастными отложениями, образовавшимися в пределах одного бассейна, точно установить пока не удалось. По-видимому, это связано с более глубоководными условиями образования лосиноостровских отложений, в меньшей степени или вовсе не затронутыми процессами (?), повлиявшими на утяжеление изотопного состава углерода скелетного холма. Наиболее вероятным фактором, по нашему мнению, является различие биопродуктивности вод этих разных участков бассейна.

Выводы

Полученные результаты изучения стабильных изотопов углерода и кислорода в ассельских известняках лосиноостровской свиты демонстрируют широкий разброс значений как по d¹³С от (–0.3 до 5.1 ‰), так и по d¹⁸O (от 23.5 до 27.3 ‰). На диаграмме стабильных изотопов d¹³C–d¹⁸O они обособились в три кластера.

Кластер I объединил породы, претерпевшие интенсивное окремнение (кремнистые биокластовые известняки и вторичные силицитолиты нижней подсвиты, кремнисто-карбонатно-глинистые микстолиты, кремнисто-глинистый известняк). Породы данного кластера показывают самые низкие значения d¹³С и d¹⁸O, что связано с процессами растворения/осаждения, приводящими к перераспределению карбонатного и кремнистого вещества на постседиментационной стадии.

В кластеры II и III попали породы только из верхней подсвиты. Кластер III составляют относительно «чистые» биокластовые и пелоидно-микритовые известняки. Они характеризуются самыми высокими значениями d¹³С и d¹⁸O среди изученных пород. При этом значения d¹³С соответствуют интервалу вариаций изотопного состава углерода, указанному в обзорных работах по хемостратиграфической корреляции пермских отложений. Кластер II представлен преимущественно алевритисто-глинистыми известняками, которые демонстрируют облегчение изотопного состава углерода и кислорода, обусловленное потоком опресненных вод с суши и/или влиянием постседиментационных процессов.

1. Анищенко Л. А., Клименко С. С., Рябинкина Н. Н., Рябинкин С. В., Малышев Н. А., Куплевич И. Л., Захаров А. А., Прозоров С. Ф., Антонов В. И., Иванов В. В., Кузнецов Н. И., Юдин В. М. Органическая геохимия и нефтегазоносность пермских отложений севера Предуральского прогиба. СПб.: Наука, 2004. 213 с.

2. Антошкина А. И., Шмелева Л. А., Леонова Л. В., Добрецова И. Г., Смолева И. В. Генетически разные органогенные постройки в изотопных величинах 13С и 18О // Вестник геонаук. 2021. 11(323). C. 27—42. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2021.11.3.

3. Антошкина А. И., Салдин В. А., Сандула А. Н. Верхнепалеозойские отложения Приполярного Урала // Материалы полевой экскурсии 7–12 июля 2010 г. Всероссийского литологического совещания «Рифы и карбонатные псефитолиты». Сыктывкар, 2010. 27 с.

4. Виноградов В. И. Возможности и ограничения изотопной хемостратиграфии // Литология и полезные ископаемые. 2009. № 3. С. 270–283.

5. Кузькокова Н. Н., Михайлова З. П., Чермных В. А. и др. Опорный разрез нижней перми р. Кожима. Сыктывкар, 1980. 53 с. (Научные доклады / Коми фил. АН СССР, вып. 58).

6. Кулешов В. Н. Эволюция изотопных углекислотно-водных систем в литогенезе. Сообщ. 1. Седиментогенез и диагенез // Литология и полезные ископаемые, 2001 (5). С. 491–508.

7. Путеводитель экскурсии на пермские отложения р. Кожим / А. Ю. Розанов, М. Ф. Богословская и др. // Проблемы эволюции пермской морской биоты: Междунар. симпозиум 15–25 августа 1995 г. Палеонтологический институт РАН. М., 1995. С. 45.

8. Салдин В. А., Инкина Н. С. Время заложения северной части Предуральского краевого прогиба // Геодинамика, вещество, рудогенез Восточно-Европейской платформы и ее складчатого обрамления: Материалы науч. конф. с междунар. уч. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2017. С. 188–190.

9. Салдин В. А. Новые данные по геологии нижнепермских отложений р. Кожым (Приполярный Урал) // Литогенез и геохимия осадочных формаций Тимано-Уральского региона. 2002. № 4. С. 11–33. (Тр. Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН; вып. 111).

10. Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Основы литохимии. СПб.:Наука, 2000. 479 с.

11. Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Соотношения изотопов углерода в стратисфере и биосфере: четыре сценария // Биосфера. 2010. Т. 2. № 2. С. 231–246.

12. Antoshkina A. Justification of the unit boundaries by isotope data in the Gzhelian-Sakmarian carbonate massif in the Subpolar Urals // Kazan Golovkinsky Stratigraphic Meeting, 2017: Advances in Devonian, Carboniferous and Permian Research: Stratigraphy, Environments, Climate and Resources. Filodiritto intern. Procs., 2018. pp. 19–23.

13. Buggisch, W., Wang, X., Alekseev A. S., Joachimski M. M. Carboniferous-Permian carbon isotope stratigraphy of successions from China (Yangtze platform), USA (Kansas) and Russia (Moscow Basin and Urals) // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2011. 301. pp. 18–38.

14. Fantle M. S., Barnes B. D., Lau K. V. The role of diagenesis in shaping the geochemistry of the marine carbonate record // Annual review of earth and planetary sciences. 2020. 48. рр. 549–583. DOI:https://doi.org/10.1146/annurev-earth-073 019-06002

15. Grossman E. L., Yancey T. E., Jones T. E., Bruckschen P., Chuvashov B., Mazzullo S. J., Mii H.-S. Glaciation, aridification, and carbon sequestration in the Permo-Carboniferous: The isotopic record from low-latitudes // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2008. 268. pp. 222–233.

16. Immenhauser A. On the delimitation of the carbonate burial realm // The Depositional Record. 2022. 8. pp. 524–574. DOI:https://doi.org/10.1002/dep2.173

17. Kaufman A. J., Knoll A. H. Neoproterozoic variations in the carbon isotopic composition of seawater: stratigraphic and biogeochemical implications // Precambrian Research, 1995. 73. pp. 27–49

18. Korte C., Jasper T., Kozur H. W., Veizer J. Delta O-18 and delta C-13 of Permian brachiopods: A record of seawater evolution and continental glaciation // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2005. 224. pp. 333–351.

19. McFadden K. A., Kelly A. E. Carbon and sulfur stable isotopic systems and their application in paleoenvironmental analysis // Quantifying the Evolution of Early Life, Topics in Geobiology 36. 2011. chapter 15. pp. 403–439. DOIhttps://doi.org/10.1007/978-94-007-0680-4_15

20. Nelson C. S., Smith A. M. Stable oxygen and carbon isotope compositional fields for skeletal and diagenetic components in New Zealand Cenozoic nontropical carbonate sediments and limestones: A synthesis and review // New Zealand Journal of Geology and Geophysics, 1996. pp. 93-107. DOI:https://doi.org/10.1080/00288306.1996.9514697

21. Preto N., Spötl C. and Guaiumi C. Evaluation of bulk carbonate 13C data from Triassic hemipelagites and the initial composition of carbonate mud // Sedimentology, 2009, 56. pp. 1329–1345. doi:https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2008.01036.x

22. Rogala B., James N. P., Calver C. R. Diagenesis of early Permian high-latitude limestones, Lower Parmeener Supergroup, Tasmania // Sedimentology. 2010. 57. рр. 1771–1790. DOI:https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2010.01167

23. Saltzman M. R. and Thomas E. Carbon Isotope Stratigraphy / The Geologic Time Scale. 2012. pp. 221–237. DOI:https://doi.org/10.1016/B978-0-444-59425-9.00011

24. Scholle P. A. Carbon and Sulfur Isotope Stratigraphy of the Permian and Adjacent Intervals / The Permian of Northern Pangea, volume 1: Paleogeography, Paleoclimates, Stratigraphy, Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 1995. pp. 133-153.

25. Swart P. K., Oehlert A. M. Revised interpretations of stable C and O patterns in carbonate rocks resulting from meteoric diagenesis // Sedimentary Geology. 2018. 364. рр. 14–23. DOI:https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2017.12.005

26. Swart P. K. The geochemistry of carbonate diagenesis: The past, present and future // Sedimentology. 2015. 62. pp. 1233–1304. DOI:https://doi.org/10.1111/sed.12205.