CC BY
82
УЧЕНЫЕ ЗАПИСКИ КАЗАНСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Том 147, кн. 1
Естественные науки
2005
УДК 550.42:546.42.027+551.736
ОТНОШЕНИЕ ^К/^К В ПЕРМСКИХ РАЗРЕЗАХ ВОСТОКА РУССКОЙ ПЛИТЫ
Н.Г. Нургалиева Аннотация
В статье представлены первые данные по изотопному отношению стронция по пермским отложениям востока Русской плиты. Обсуждено их эволюционное и стратиграфическое значение относительно международной хроностратиграфической шкалы. Установлено, что в общих чертах полученные данные соответствуют ранней и поздней перми, различающиеся соответственно повышенными и пониженными значениями 878г/868г. В циклах меньшего порядка выявлены определенные расхождения в характере изменения стронциевого отношения, связанные с неопределенностями в калибровке глобальной кривой 878г/868г из-за отсутствия абсолютных датировок многих ключевых границ перми и проблем глобальной стратиграфической корреляции.
Введение
Соотношение изотопов стронция в водах палеобассейнов может служить важным диагностическим признаком в понимании их эволюции [1-3], а также инструментом для стратиграфической корреляции [4-6]. Соотношение 878г/868г обусловлено взаимодействием двух главных источников стронция, поступающего в океан: (1) зон выветривания силикатных минералов - «речного» стронция и (2) - гидротермальных источников срединно-океанических хребтов -«ювенильного» стронция [7, 8]. Второстепенное значение имеет стронций подземных вод [9], а также стронций карбонатных диагенетических систем [4, 10, 11]. Изотопный состав стронция палеобассейнов можно проследить по морским карбонатным скелетам раковин и карбонатным породам. Его можно использовать как параметр, отражающий тектоническую эволюцию Земли. 878г/868г отражает привнос стронция реками и ювенильным веществом [7].
Общий генеральный тренд вариаций 878г/868г для морской воды Фанерозоя показан в пионерских работах [12-14].
Кривая 878г/868г позднее изменялась для некоторых палеозойских и мезозойских интервалов в работах [15-17]. Крупным обобщением кривой 878г/868г для Фанерозоя явилась работа [6]. Новейшим обобщением является кривая 878г/868г для Фанерозоя в работе [18].
Возможность датировки и корреляции отложений на основе 878г/868г базируется на закономерном изменении этой величины в течение геологического времени. С одной стороны, сравнение измеренных значений 878г/868г в морских карбонатах с фанерозойской кривой 878г/868г позволяет датировать исследуемые образцы. С другой стороны, отношение 878г/868г может быть использовано для корреляции разрезов путем сопоставления значений 878г/868г из этих разре-
зов. Последняя задача не требует знания деталей глобального тренда, однако все же необходимо его учитывать, чтобы избежать недоразумений вблизи поворотных точек тренда.
Стронциевая изотопная стратиграфия (СИС) может быть использована для оценки продолжительности стратиграфических [19], продолжительности стратиграфических интервалов [20] и для различения морских и неморских обста-новок осадконакопления [21, 22]. Универсальность величины 87Sr/86Sr обусловлена большим резидентным временем стронция в океанах (порядка 1млн. лет) по сравнению со временем перемешивания океанской и речной воды (порядка 1000 лет), а также значительным содержанием стронция в морской воде (7.6 мг/л) по сравнению с речной водой.
Калибровка кривой 87Sr/86Sr [18] основана на биостратиграфических, маг-нитостратиграфических и астрохронологических данных (в основном первых двух). Трудности датировки первыми двумя методами хорошо известны. Авторы калибровки кривой Sr/ Sr признают, что расположение исходных возрастов, взятых из разных первоисточников, неизбежно содержит неопределенности, связанные с интерполяцией, экстраполяцией, косвенными стратиграфическими корреляциями, и страдает от проблемы неоднозначности стратиграфических границ (как биостратиграфических, так и магнитостратиграфических) и диахронизма. Для достижения как можно более достоверной калибровки использовался статистический непараметрический регрессионный метод LOWESS. Детали этой процедуры описаны в работе [23]. Однако авторы отмечают, что степень достоверности датировки новых образцов по данной кривой зависит от степени их сохранности (с точки зрения записи первичных сигналов морской среды) и возраста (чем древнее возраст, тем больше неопределенность). Степень сохранности (измененности) карбонатов оценивается тестиро-вочными критериями. Например, установлено, что диагенетическая перекристаллизация карбонатных минералов характеризуется увеличением содержания Mn (и Fe) и уменьшением Sr (и Na) в кальците [10, 11, 24, 25]. Критерии Fe/Sr < 5.0; Mg/Ca < 0.024; Mn/Sr < 0.2 являются лимитирующими критериями степени диагенеза, допустимыми для изотопных сопоставлений. Эти критерии являются очень строгими, поскольку установлены по раковинам. При рассмотрении карбонатных пород используются менее жесткие критерии, например, Mn/Sr < 5, Fe/Sr < 20 для известняков и Mn/Sr < 20, Fe/Sr < 40 для доломитов
[24].
Важно также учитывать содержание рубидия Rb в образце. При распаде он превращается в Sr и способен повлиять на отношение Sr/ Sr . Конечно, ион Rb+ настолько большой, а его содержание в морской воде настолько мало, чтобы беспокоиться о его влиянии на кальцитовые образцы в отличие от араго-нитовых. В общем, содержание рубидия должно определяться в исследуемых образцах. При концентрациях Rb свыше 0.1% необходимо вносить поправки в определения 87Sr/86Sr [5].
Настоящая статья посвящена данным по соотношению изотопов 87Sr/86Sr для пермских палеобассейнов. В конце пермского периода глобальное пониже -ние уровня океана и увеличение площади континентов, понижение базиса эрозии привело к увеличению отношения Sr/ Sr, однако перед этим наблюдается
глобальный минимум этого отношения, равный 0.7069 и датируемый в 260 млн. лет [18]. Пермский фрагмент глобальной кривой основан на двух первоисточниках. Первый источник - это работа [16]. Второй первоисточник - это работа [26]. Однако у этих первоисточников есть существенные стратиграфические расхождения в 3.5 млн. лет по датировке, например, пермо-триасовой границы. Кроме того, данные базируются, в основном, на американских разрезах. Эти различия создают упомянутые выше неопределенности в глобальной кривой Ьг/ Ьг. Поэтому данные из обоих первоисточников носят больше частный, локальный, нежели глобальный характер. Следовательно, привязка новых данных к глобальной кривой 87Ьг/86Ьг в пермском интервале, очевидно, будет носить относительный характер и зависит от проблем стратиграфической корреляции новых и «эталонных» точек измерения. Как бы то ни было, сегодня пермский минимум 87Ьг/86Ьг относят к верхней перми, формации Капитаниан (в региональной шкале Поволжья и Прикамья эти отложения соотносят с вятским горизонтом татарских отложений) [18]. Небольшой консенсус в абсолютных датировках и даже в номенклатуре перми объясняется экстремально низким уровнем моря и относительной фаунистической бедностью в этот период. В частности, осадки в поздней перми часто формировались в изолированных бассейнах, что приводило к доминированию эндемичной фауны и, как следствие, к трудностям в межбассейновых корреляциях.
Данные по изотопам стронция в морских отложениях перми России до настоящего времени отсутствовали. В этой статье впервые представлены предва-
87а /86с
рительные результаты оценки изотопного отношения Ьг/ Ьг для пермской системы России и выяснения значения этого отношения в эволюционном и стратиграфическом отношениях для соответствующих пермских палеобассей-нов.
Объект, методы и результаты исследований
Объектами исследований явились пермские разрезы стратотипической области.
В работе мы опирались на схемы стратиграфического расчленения и геохронологическую шкалу в соответствии с таблицей [18] (см. табл. 1).
Нижнепермские отложения представлены разрезом скв.1197 у с. Набережные Моркваши, а верхнепермские отложения изучались в объеме верхнеказанского подъяруса разреза Печищи (рис. 1).
Опробованные слои разрезов описаны в табл. 2.
Методика определения отношения 87Ьг/86Ьг состояла из микроскопического обзора и отбора по структурно-текстурным признакам наименее измененных образцов. Кусочки этих образцов 1-2 мг растворялись в соляной кислоте определенной концентрации. Обработка производилась согласно стандартным процедурам, описанным, например в [27]. Отношения стронция нормировались к значению 0.71025 в стандартном образце ЬКМ-987.
Результаты определений Ьг/ Ьг представлены в табл. 3.
Табл. 1
Общая хроностратиграфическая схема Пермской системы
Международная шкала, 2004
е
н о
д
н
о
Ярус
Русская плита
Ярус
Горизонт
Млн. лет
Триас
р
е Пе
й
с
Л
н и
а
о
Ч
й ск
а
^
е
« 1-4
й
с
Л
е
Пре
Чансиньский
Вучиапиньский
Кэптен
Вордский
Роадский
Кунгурский
Артинский
Сакмарский
Ассельский
Татарский
Татарский
Казанский
Казанский
Кунгур-ский
Артин-ский
Сакмар-ский
Ассель-ский
Вятский
Северодвинский
Уржумский
Поволжский
Сокский
Иренский
Филипповский
Саранинский
Саргинский
Иргинский
Бурцевский
Стерлитамакский
Тастубский
Шиханский
Холодноложский
±0.4
253.8
± 0.7
260.4
± 0.7 265.8
± 0.7 268
Шешминский
± 0.7
270.6
Соликамский
± 0.7
275.6
± 0.7
284.4
± 0.7 294.6
± 0.8 299
Карбон
± 0.8
49°50' 52°00
Рис. 1. Объекты исследования: 1 - обнажение Печищи (верхнепермский разрез), 2 -разрез Набережные Моркваши (скв. 1197 - нижнепермский разрез)
Табл. 2
Характеристика опробованных подразделений пермских отложений (сверху вниз)
Стратиграфическое положение образцов Общая литологическаяхарактеристика
Разрез Печищи (поволжский горизонт верхнеказанского подъяруса)
Слой 30 («переходная») Доломит глинистый, светло-серый, микрозернистый, толстослоистый Встречаются многочисленные фора-миниферы, гастроподы, брахиоподы., конодонты.. По нахождению массовых ЬйЬэрЬа^а ( = МЫю1а) сопдаЪпт (ЕкИтс'.) слой известен под названием «мо-диолового горизонта». Мощность 2.5-3.5 м.
Слой 28 («подлужник») Доломит глинистый, светло-серый, неравномерно-слоистый, с многочисленными тонкими прослойками и гнездами белого и розового гипса. Кровля слоя разбита трещинами усыхания Мощность 3.5 м.
Слой 27 («подлужник») Доломит светло-серый, микрозернистый, местами сгустковый, средне- и тонкослоистый. Мощность 3 м.
Слой 26 («подлужник») Доломит глинистый, светло-серый, тонко-микрозернистый, толстослоистый, с конкрециями кремня. Встречаются ядра и отпечатки двустворок, брахиопод, чешуйки рыб. Мощность 2.3-3.2 м.
Слой 25 («опоки») Доломит глинистый, серый, микрозернистый, разбитый сетью пересекающихся и ветвящихся волосковид-ных трещинок, выполненных гидроокислами железа. Вверх по разрезу переходит в доломитовые глины и мергели желтовато-серого цвета, с подчиненными прослоями алевролитов и песчаников. В глинах и песчаниках встречаются фораминиферы, двустворки, брахиоподы. Мощность 2.5-4 м.
Слой 22 («опоки») В основании слоя, с размывом на подстилающих породах, залегает конгломерат (10-20 см), состоящий
Стратиграфическое положение образцов Общая литологическаяхарактеристика
из окатышей (0.5-1.0 см) мергелей и глин, сцементированных глинисто-алевритовым материалом. Выше следует алевролит желтовато-серый, тонко-волнистослоистый, с крупными стяжениями кремня, с прослоями криптозернистого глинистого доломита. В алевролите встречены редкие пелециподы. Мощность 1.6-3.2 м
Слой 21 («шиханы») Доломит светло-серый, разнозернистый, тонко-волнистослоистый, пористый, мягкий, с многочисленными гнездами гипса. При выщелачивании гипса порода становится сильно кавернозной. Поверхность кровли слоя с трещинами усыхания. Мощность 24 м.
Слой 20 («серый камень») Доломит серый тонкозернистый, толстослоистый, средней твердости, плотный, участками окремне-лый («серый камень»). В нижней части слоя встречены двустворки. Мощность 1.5 м.
Слой 19 («серый камень») Доломит серый, средне- и толстослоистый, тонко-микрозернистый, участками пятнистый или псевдо-олитовый; присутствуют выделения кальцита, кварца и халцедона, реже - целестина и гипса («верхний песчаный камень»). Встречаются фораминиферы, обильны остатки сетчатых и ветвистых мшанок, часто образующие биогермы. Мощность 1 м.
Слой 18 («серый камень») Доломит глинистый, буровато-серый, мягкий, тонкопористый, внизу - толсто- , вверху -тонкослоистый, с включениями кальцита, целестина и гипса («верхний мыльник»). Из окаменелостей характерны беззамковые брахиоподы, также встречаются редкие двустворки, чешуйки и зубы рыб. Мощность 1-2 м.
Слой 16 («серый камень») Доломит глинистый, буровато-серый, тонко и средне-волнистослоистый, плитчатый, с ромбоэдрической отдельностью. Встречаются многочисленные мелкие (2-3 мм) округлые стяжения темного кальцита; иногда слой нацело замещается темно-серым микрозернистым известняком («нижний мыльник»). Мощность 1.0-1.5 м
Слой 13 («слоистый камень») Доломит светло-серый, микрозернистый, тонко-волнистослоистый, очень мягкий, пористый, с многочисленными гнездами целестина и редкими почками гипса, который, как правило, выщелочен («слоистый» или «белый камень»). На поверхности кровли слоя -трещины высыхания и червеобразные разветвляющиеся пустоты. Среди основной массы породы встречаются редкие мелкие (до 0.5 мм) органогенные остатки, в которых кальцит замещен доломитом. Мощность 1.21.5 м
Стратиграфическое положение образцов Общая литологическаяхарактеристика
Слой 9 («слоистый камень») Доломит известковистый, светло-серый, тонкозернистый, участками органогенно-детритовый; хорошо разделяется на четыре плиты, почему и был назван камено-ломами «четыре рубца». В верхней части слоя -почки гипса или, при выщелачивании последнего -каверны. Определены пелециподы, конодонты. Мощность 2 м.
Слой 8 («ядреный камень») Доломит известковистый, голубовато-серый («синяя плита»), криптозернистый, линзовидно-слоистый, с отпечатками вегетативных побегов харовых водорослей, брахиоподами, конодонтами. Мощность 0.35м.
Слой 5 («ядреный камень») Доломит известковистый серый твердый плотный («ядреный рубец»); участками замешается доломитом тонкопористым, менее твердым, с многочисленными включениями целестина («браковистый камень»). Содержит фораминиферы, мелкие раковины. Мощность 1.4 м.
Разрез Набережные Моркваши, скв. 1197
Нижнеказанский подъярус (со-кский горизонт), «среднеспири-феровый известняк» Известняк серый, органогенный, участками глинистый с богатой фауной брахиопод.
Сакмарский ярус, стерлитамак-ский горизонт Доломит тонкозернистый, прослоями светлосерый, серый и желтовато-серый, с примазками зеленовато-серой глины, с включениями гипса и с прослойками известняка, в верхней части с остатками сирингопор и брахиопод.
Сакмарский ярус, тастубский горизонт Доломит тонкозернистый, желтовато-серый, участками глинистый, с гнездами гипса и ангидрита
Ассельский ярус, шиханский горизонт Доломит тонкозернистый, желтовато-серый, пористый, участками перекристаллизованный, участками с желваками кремня, с раковинками и пустотками от раковинок фузулинид и с остатками одиночных кораллов.
Ассельский ярус, холоднолож-ский горизонт Доломит известковистый, желтовато-светлосерый, перекристаллизованный, с гнездами гипса, с массой пустоток от раковинок фузулинид, с остатками одиночных кораллов, двустворчатых моллюсков и гастропод
В целом, структура данных удовлетворяет тестировочным критериям, так как значение Мп/Ьг < 5, а Бе/Ьг < 8 (только в образце № 9 это отношение равно 20.24), содержание рубидия также не требует введения поправок в значения 87Ьг/86Ьг.На рис. 2 показана диаграмма изменения изотопного состава стронция по разрезу.
Для ранней перми характерно уменьшение отношения 87Ьг/86Ьг в интервале 0.70840-0.70775, для поздней перми (казанского времени) характерно даль-
нейшее падение отношения 87Бг/86Бг до локального минимума 0.70725, а затем повышение отношения до локального максимума 0.7075. Затем снова начинается падение этого отношения до значения порядка 0.7074, соответствующего примерно границе казанского и татарского ярусов, которая оценивается в 266.8 млн. лет [18].
Табл. 3
Результаты определений 87Бг/86Бг в пермских разрезах востока русской плиты
Индекс № слоя Номер образца 87Бг/86Бг Мп/Бг Бе/Бг ЯЪ, мкг/г
Р2кг2 переходная 30 14 0.70738 2.22 6.99
Р2кг2 переходная 30 13 0.70737 1.88 5.89
Р2к72 подлужник 28 12 0.70743 1.67 7.69
Р2к72 подлужник 28 11 0.7075 1.57 6.10
Р2к72 подлужник 27 ф17 0.70766 0.912 6.39 0.99
Р2к72 подлужник 27 10 0.7074 1.18 6.54
Р2к72 подлужник 26 9 0.70745 1.88 20.24
Р2к72 Опоки 25 8 0.70751 1.55 2.56
Р2к72 Опоки 22 7 0.70748 0.61 1.56 0.72
Р2к72 Шиханы 21 6 0.70738 0.91 4.90
Р2к72 Шиханы 21 5 0.70743 0.75 3.30
Р2к72 Шиханы 21 4 0.70729 0.41 3.37
Р2к72 серый камень 20 3 0.70735 0.87 6.91 0.13
Р2к72 серый камень 19 2 0.70726 0.43 1.06
Р2к72 серый камень 18 ф13 0.70739 0.522 1.13
Р2к72 серый камень 16 1 0.70734 0.35 0.76
Р2к72 слоистый камень 13 Верхний слой 0.70729 0.159 0.482 0.52
Р2к72 слоистый камень 9 Нижний слой 0.70725 0.299 0.44 0.95
Р2к72 ядреный камень 8 Ф-12 0.7073 0.042 0.255 0.12
Р2к72 ядреный камень 5 Ф-14 0.70749 3.86
Р2к^ 105.00 0.70776 4.48 2.596
Р^1 152.40 0.70775 0.0793 0.17
Р1а 189.50 0.70854 0.654 2.01
Р1а 227.50 0.7081 0.153 0.423
Сз 241.00 0.70815 0.142 1.64
Обсуждение
Пермский период характеризуется рядом аномальных событий в истории Земли. Масштабы этих событий: падения уровня моря, биологической катастрофы и геохимические аномалии являются выдающимися для фанерозоя.
На раннепермское время приходится конец позднепалеозойского ледникового периода, начавшегося в раннем карбоне, когда часть Гондваны располагалась на южном полюсе. В течение этого ледникового периода ледники покрывали Южную Америку, южную и центральную Африку, Индию, Антарктику и Австралию [28]. В течение позднего карбона Гондвана мигрировала на север, и
Рис. 2. Изменение изотопного состава стронция в перми. Условные обозначения: 1 -алевриты, 2 - аргиллиты, 3 - мергели, 4 - известняк, 5 - долом, 6 - доломит глинистый, 7 - доломит с солитами, 8 - доломит загипсованный
в сакмарское время большая часть льда начала таять. Последние значительные следы этого таяния обнаружены в отложениях пермского возраста в Австралии и Антарктике, а также в Сибири.
Самый большой за всю историю развития Земли суперконтинент Пангея характеризовался резко-континентальным климатом, определившим распределение чувствительных к климату осадков - углей, эоловых отложений, латеритов, красноцветов и эвапоритов.
Массовые вулканические излияния базальтов привели к образованию сибирских траппов примерно на границе перми и триаса. Они занимают самую обширную базальтовую провинцию за всю историю Фанерозоя и оцениваются в объеме, большем 1.5-106 км3. Попытки датировать сибирские траппы с применением высокоточных техник указывают на пермо-триасовую границу [29]. В работе [30] обнаружено, что в цирконе пограничных глин китайского разреза 206РЪ/238и коррелирует с сибирскими траппами.
Начало крупномасштабных базальтовых и локальных кремнекластических извержений приходится примерно на конец цикла магнитного поля Земли, известного как суперхрона Киама - Иллавара. Замечено, что кульминация катастрофических событий в поздней перми и самый интенсивный вулканизм произошли через несколько миллионов лет после смены полюсов магнитного поля Земли [31].
Геохимические аномалии, включая драматические вариации Бг/ Б г [14, 16] указывают на очень значительные изменения в океане. Отношение Бг/ Бг достигает в пермский период одного из самых впечатляющих минимумов в истории Фанерозоя [14, 16]. Изменения отношения Бг/ Бг до и после минимума происходят со скоростями, сравнимыми со скоростью увеличения этого отношения за последние 40 миллионов лет. По [32] пермские эвапориты включили в свой состав порядка 6% запасов стронция из океана. Однако, видимо, этот источник был второстепенным в сравнении с мантийными источниками [27].
Показатель 87Бг/86Бг обусловлен большим влиянием тектонических событий. Тектонические события в пермский период связаны с Уральской орогени-ей. Поворот Гондваны по часовой стрелке привел к развитию коллизий в направлении СВ-ЮЗ вдоль герцинской мегасутуры, начавшейся развиваться в позднем карбоне и завершившейся в ранней перми [33]. Уральская коллизия между плитами Балтика и Казахстан также началась в карбоне [34, 35]. Она была наиболее интенсивной в ранней перми [34, 36]. Литологический анализ показывает, что Урал был высоким со снежными шапками в сакмарско-артин-ское время. Процессы континентального сжатия значительно ослабли в кунгур-ский век. А в позднепермское время Урал стал уже низким и значительно эродированным [34]. Таким образом, наибольшее влияние описанной орогении на показатель 87Бг/86Бг в морской воде должно приходиться на поздний карбон и раннюю пермь. По мере спада этого влияния возрастало значение ювенильных
87 86
источников и показатель Ьг/ Ьг должен уменьшаться.
Механизм формирования пермского минимума 87Бг/86Бг в поздней (а по международной шкале - средней) перми (табл. 1) связывается с возрастающим значением климатических процессов по сравнению с тектоническими. Пангея была наиболее спаянной и стабильной в это время. Уменьшение 87Бг/86Бг обусловливалось уменьшением таяния льда, резко континентальным аридным климатом, малым количеством водотоков с огромной возвышенной и засушливой пангейской суши [18].
Сопоставим полученные данные по отношению Бг/ Бг с кривой Бг/ Бг Фанерозоя [6, 18] в интервале 200-350 млн. лет (рис. 3 и табл. 1). Отношение 87Бг/86Бг в образце каменноугольного возраста 0.70815 (точка 1) согласуется с кривой. Два образца из ассельского яруса снизу вверх имеют значения 87Бг/86Бг
Рис. 3. Сопоставление данных по 878г/868г пермских разрезов востока Русской плиты с фрагментом кривой 878г/868г для Фанерозоя [6, 18] Точки: 1 - карбон; 2 - ассельский ярус; 3 - сакмарский ярус; 4 - нижняя часть поволжского горизонта; 5 - верхняя часть поволжского горизонта
0.70810 (точка 2) и 0.70854 (точка 3). Из этих значений только первое согласуется с кривой. Второе значение сильно отклоняется вверх. Образец из сакмар-ского яруса имеет значение 0.70775 (точка 3), которое соответствует на кривой Фанерозоя артинскому, а не сакмарскому ярусу. Для нижнеказанских средне -спириферовых известняков (нижнеказанские отложения сопоставляются в международной шкале с роадским ярусом гваделупского отдела) определено значение 878г/868г 0.70776, которое заметно больше значения изучаемого отношения на кривой (приблизительно 0.7073). Локальный минимум 0.70725 (точка 4), приходящийся на слой 9 в пачке «слоистый камень», ложится приблизительно на 270 млн. лет (роадский интервал). Локальный максимум 0.7075 (точка 5) выше по разрезу в пачке «подлужник» находится в кунгурском возрастном интервале?!
Налицо проблема неоднозначности стратиграфических границ и стратиграфической корреляции. Как бы то ни было, общие черты эволюции пермских палеобассейнов с течением геологического времени сохраняются.
Раннепермские морские бассейны характеризуются относительно высоким отношением 878г/868г, которое объясняется существенным влиянием Уральской орогении, выветриванием высоких горных массивов - источников «тяжелого» стронция. Кроме того, эти бассейны, по-видимому, были мелководными, полузакрытыми. Их эпиконтинентальный мелководный характер благоприятствовал
большой роли водотоков с континентальной суши. Постепенно влияние Уральской орогении ослабевало, возрастало значение ювенильных источников. В начале позднеказанского времени влияние выветривания и водотоков с континентальной суши минимизировалось, связь с открытым океаном была наиболее значительна (локальный минимум на рис. 2 - 0.70725). В дальнейшем, по-видимому, относительно крупный морской бассейн распадался на более мелкие все более засолоняющиеся бассейны полузакрытого заливного или закрытого лагунного типов, которые снова теснее были связаны с массивами суши, что приводило к возрастанию роли «тяжелого» стронция (локальный максимум на рис. 2 - 0.7075). По данным Ю.В. Сементовского засолонение казанских палео-бассейнов с течением времени отмечается в казанских отложениях по значительному увеличению содержания доломита (от объема карбонатных пород) от 40% в нижнеказанском подъярусе до 85% в верхнеказанском подъярусе, а также происходит двухкратное увеличение содержания сульфатов в верхнеказанских отложениях по сравнению с нижнеказанскими отложениями [37].
Заключение
Получены первые определения 87Sr/86Sr в пермских осадочных палеобас-сейнах востока Русской плиты, которые в целом свидетельствуют о связи данных бассейнов с Мировым океаном. Сравнение полученных данных по 87Sr/86Sr с кривой вариаций 87Sr/86Sr для Фанерозоя [6] и уточненными абсолютными датировками основных стратиграфических границ [18] позволяет оценить возраст некоторых региональных стратиграфических границ. Причем, отмечаются стратиграфические несоответствия. Например, отложения верхнеказанского
87а /86с
подъяруса по значениям Sr/ Sr сопоставимы со значениями, характерными для кунгурских образований глобальной стратиграфической шкалы. Но казанские отложения сопоставляются с вордским ярусом Международной шкалы. Указанное несоответствие, по-видимому, связано с несовершенством принятой глобальной стратиграфической шкалы для перми и отсутствием абсолютных
87 86
датировок конкретных определений отношения Sr/ Sr в конкретных разрезах.
Summary
N.G. Nourgalieva. Strontium isotope ratio 87Sr/86Sr at the Permian of the Eastern Russian Platform.
The first data on Sr87/Sr86 on the Permian rocks at the East of Russian Plate have been received. These data were compared with a global strontium ratio curve. In common the ratio Sr87/Sr86 on East Russian Plate Permian coincide with global curve for Early Permian (Asselian, Sakmarian) and Middle Permian (in Russia - Late Permian) as relatively greater and low values respectively. However, in cycles of less orders we observed differences in behavior of regional curve because of problem of absence of absolute age dating for many key Permian boundaries at the whole world and problem of global stratigraphic correlation. Besides, East Russian plate basins had specific endemic evolution, also reflected in regional curve of Sr87/Sr86.
Литература
1. Hodell D.A., Mead G.A., Mueller P.A. Variation in the strontium isotopic composition of seawater (8 Ma to present): Implications for chemical weathering rates and dissolved fluxes to the oceans // Chem. Geol. - 1990. - V. 80. - P. 291-307.
2. Richter F.M., Rowley D.B., DePaolo D.J. Sr isotope evolution of seawater: The role of tectonics // Earth Planet. Sci. Lett. - 1992. - V. 109. - P. 11-23.
3. Farrell J.W., Steven C.C., Gromet L.P. Improved chronostratigraphic reference curve of Late Neogene seawater 87Sr/86Sr // Geology. - 1995. - No 23. - P. 403-406.
4. Elderfield H. Strontium isotope stratigraphy // Palaeogegraphy. Palaeocl. - 1986. -No 57. - P. 71-90.
5. McArthur J.M. Recent trends in strontium isotope stratigraphy // Terra Nova. - 1994. -No 6. - P. 331-358.
6. Veizer J., Ala D., Azmy K., et all. 87Sr/86Sr, d13C and d18O evolution of Fanerozoic seawater // Chemical Geology. - 1999. - No 161. - P. 59-88.
7. Faure G. Principles of Isotope Geology. - New York: Wiley, 1986.
8. Palmer M.R., Edmond J.M. The strontium isotope budget of the modern ocean // Earth Planet. Sci. Lett. - 1989. - No 92. - P. 11-26.
9. Chaudhuri S., Clauer N. Fluctuations of isotopic composition of strontium in seawater during the Phanerozoic eon // Chem. Geol. - 1986. - No 59. - P. 293-303.
10. Brand V., Veizer J. Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system: 1. Trace elements // J. Sediment. Petrol. - 1980. - No 50. - P. 1219-1236.
11. Brand V., Veizer J. Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system: 2. Stable isotopes // J. Sediment. Petrol. - 1981. - No 50. - P. 987-997.
12. Peterman Z.E., Hedge C.E., Tourelot, H.A. Isotopic composition of strontium in seawater throughout Phanerozoic time // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1970. - No 34. - P. 105-120.
13. Veizer J., Compston W. 87Sr/86Sr composition of seawater during Phanerozoic // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1974. - No 38. - P. 1461-1484.
14. Burke W.H., Denison R.E., Hetherington E.A., Koepnick R.B., Nelson H.F., Otto J.B. Variation of seawater 87Sr/86Sr throughout Phanerozoic time // Geology. - 1982. -No 10. - P. 516-519.
15. KoepnickR.B., Denison R.E., Burke W.H., Hetherington E.A., Dahl D.A. Construction of the Triassic and Jurassic portion of the Phanerozoic curve of seawater 87Sr/86Sr // Chem. Geol. - 1990. - No 80. - P. 327-349.
16. Denison R.E., Koepnick R.B., Burke W.H., Hetherington E.A., Fletcher A. Construction of the Mississipian, Pennsylvanian and Permian seawater 87Sr/86Sr curve // Chem. Geol. -1994. - No 112. - P. 145-167.
17. Jasper T. Strontium, sauerstoff und kohlenstoff - isotopishe entwicklung des meerwassers: Perm. Ph.D. thesis. - Ruhr-Universitat Bochum.,1999.
18. A geologic time scale 2004 / Ed. by F.M. Gradstein, J.G. Ogg, A.G. Smith - Cambridge University Press, 2004. - 589 p.
19. Miller K.G., Feigenson M.D., Kent D.V., Olson R.K. Upper eocene to oligocene isotope (87Sr/86Sr, 518O, 513C) standard section, deep sea drilling project site 522 // Paleoceanography. - 1988. - No 3. - P. 223-233.
20. McArthur J.M., Howarth R., Bailey T.R. Strontium isotope stratigraphy: LOWESS Version 3. Best-fit line to the marine Sr-isotope curve for 0 to 509 Ma and accompanying look-up table for deriving numerical age // J. of Geology. - 2001. - No 109. - P. 155-169.
21. Schmitz B., Aberg G., Werdelin L., Forey P., Bendix-Almgreen S.E. 87Sr/86Sr, Na, F, Sr and La in skeletal fish debris as a measure of the paleosalinity of fossil-fish habitats // Geophysical Society of America Bulletin. - 1991. - No 103. - P. 786-794.
22. Poyato-Ariza F.J., Talbot M.R., Fregenal-Martinez M.A., Melendez N., Wenz S. First isotopic and multidisciplinary evidence for non-marine coelacanth and pycnodontiform
fishes: palaeoenvironmental implications // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. - 1998. - No 144. - P. 65-84.
23. Howarth R.J., McArthur J.M. Statistics for strontium isotope stratigraphy: a robust LOWESS fit to the marine strontium isotope curve for the period 0-206 Ma, with look-up table for the derivation of numerical age // J. of Geology. - 1997. - No 105. - P. 441456.
24. Veizer J. Chemical diagenesis of carbonates: theory and application of trace element technique. In: M.A. Arthur, T.F. Anderson, I.R. Kaplan, J. Veizer, L.S. Land (Eds.) Stable Isotopes in Sedimentary Geology // Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Short Course Notes. - 1983. - V. 10. - P. III-1-III-100.
25. Banner J.L., Hanson G.N. Calculation of simultaneous isotopic and trace element variations during water-rock interaction with application to carbonate diagenesis // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1990. - No 54. - P. 3123-3138.
26. Martin E., Macdougall J. Sr and Nd isotopes at the Permian/Triassic boundary: A record of climate change // Chemical Geology. - 1995. - No 125. - P. 73-99.
27. Horita J., Friedman T.J., Lazar B., Holland H.D. The composition of Permian seawater // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1991. - No 55. - P. 417-432.
28. Caputo M.V., Crowell J.C. Migration of the glacial centers across Gondvana during the Paleozoic Era // Geol. Soc. Am. Bull. - 1985. - No 96. - P. 1020-1036.
29. Baksi A., Farrar E. 40Ar/39Ar dating of the Siberian Traps, USSR: Evaluation of the ages of the two major extinction events relative to episodes of flood-basalt volcanism in the USSR and the Deccan Traps, India // Geology. - 1991. - No 19. - P. 461-464.
30. Campbell I.H., Czamanske G.K., Fedorenko V.A., Hill R.I., Stepanov V. Synchronism of the siberian traps and the permian-triassic boundary // Science. - 1992. - No 258. -P. 1760-1763.
31. Raup D.M., Sepkoski J.J. Periodic extinctions of families and genera // Science. - 1986. -No 231. - P. 833-836.
32. Stevens C.H. Was development of brackish oceans a factor in Permian extinctions? // Geol. Soc. Am. Bull. - 1977. - No 88. - P. 133-138.
33. Ziegler P.A. Evolution of laurussia: a study in late paleozoic plate tectonics. - Dordrecht: Kluwer, 1989.
34. Nalivkin D.V. Geology of the USSR. - University of Toronto Press, 1973. - 855 p.
35. Zonenshain L.P., Korinevsky V.G., Kazmin V.G., Pechersky D.M., Khain V.V., Matveenkov V.V. Plate tectonic model of the south Urals development // Tectonophysics. - 1984. - No 109. - P. 95-135.
36. Scotese C.R., McKerrow W.S. Revised world maps and introduction // Palaezoic Palaeogeography and Biogeography. - Geol. Soc. London Mem., 1990. - No 12. - P. 1-21.
37. Сементовский Ю.В. Условия образования месторождений минерального сырья в позднепермскую эпоху на востоке Русской платформы. - Казань: Таткнигоиздат, 1973. - 255 с.
Поступила в редакцию 16.05.05
Нургалиева Нурия Гавазовна - кандидат геолого-минералогических наук, доцент кафедры геологии нефти и газа Казанского государственного университета.
