Изотопно-геохимические особенности кембрийских фосфоритов Каратауского бассейна (Южный Казахстан)

Размещено на http://www.Allbest.Ru/

Новосибирский государственный университет

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

Институт геологи и геохимии им. А.Н. Заварицкого

Изотопно-геохимические особенности кембрийских фосфоритов Каратауского бассейна (Южный Казахстан)

И.А. Вишневская, В.И. Малов

Н.Г. Солошенко, А.Ф. Летникова

В.Ю. Киселева, А.В. Иванов

Российская Федерация, Иркутск, Екатеринбург



Аннотация

Статья посвящена изучению изотопно-геохимических характеристик фосфоритов и вмещающих их карбонатов Каратауского месторождения Р. В результате проведенной работы были выявлены наименее измененные породы и установлен первичный изотопный состав Sr, С и О в воде Каратауского бассейна, а также изотопный состав Nd фосфоритов. Карбонаты кыршабактинской свиты, подстилающие фосфатоносные породы, характеризуются соотношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,70839, значение д¹³C изменяется от 0,2 до 0,6%. В породах фосфатоносной чулактауской свиты первичный изотопный состав Sr, варьирует от 0,70877 до 0,70905, а изотопный состав С изменяется от -3,1 до 0,8%. На основе этих данных установлен интервал их седиментации. Фосфатонакопление в пределах Каратауского бассейна проходило в раннем кембрии, вероятно, 520-509 млн лет назад, в результате биогенного осаждения Р из океанической воды на шельфе пассивной окраины континента.

Ключевые слова: хемостратиграфия, Sr, Nd, реконструкция осадочного бассейна.



Annotation

Isotopic and geochemical characteristics of Cambrian phosphorites of Karatau Basin (Southern Kazakhstan)

I.A. Vishnevskaya, V.I. Malov, N.G. Soloshenko, A.F. Letnikova, V.Yu. Kiseleva, A.V. Ivanov; Sobolev institute of geology and mineralogy, Russian academy of sciences, Siberian branch, Novosibirsk state university, Zavaritsky institute of geology and geochemistry, Ural branch, Irkutsk state university

The article is devoted to studying of isotope-geochemical characteristics of phosphorite and the enclosing carbonate Karatau Phosphorus deposit. As a result of the work on the identification of the least altered rocks, the primary isotopic composition of Sr, C and O in the water of the Karatau basin was established, as well as the isotopic composition of Nd phosphorites. Kyrshabakty Formation underlying phosphorite characterized ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ratio 0.70839, S¹³C value ranges from +0.2 to 0.6%. The primary Sr isotopic composition of the phosphate-bearing Chulaktau Formation, varies from 0.70877 to 0.70905, and the carbon isotope composition ranges from -3.1 to 0.8%. Based on these data, the sedimentation interval of these rocks was established. Phosphate accumulation within the Karatau basin occurred in the range of 520-509 million years ago as a result of biogenic precipitation of the phosphorus of ocean water on the shelf of the passive margin of the continent.

Keywords: chemostratigraphy, strontium, neodymium, reconstruction of sedimentary basin.



Введение

Граница протерозоя и палеозоя - одна из важнейших эпох в развитии органического мира нашей планеты. Именно в это время произошел так называемый биологический взрыв, результатом которого стало увеличение биоразнообразия и обретение животными твердого скелета. Кроме того, эта эпоха ознаменовалась формированием фосфоритоносных бассейнов: Каратауского, Хубсугульского, Алтае-Саянского, Южно-Китайского, Удско-Шантарского и Пакистанского в Евразии, Джорджина в Австралии, Вольта и Бенин в Африке, Минас Жераис-Байя в Южной Америке (Kolodny and Luz, 1992; Kholodov and Nedumov, 2009).

Известно, что P, как важный нутриент, играет особую роль в поддержании биологической продуктивности. Существует мнение (Bengtson, 1994; Kirschvink, et al., 2000), что именно высокая концентрация P (в виде фосфат-иона) в водах венд- кембрийского океана привела к росту биоразнообразия. Однако до сих пор неясно, происходил ли этот рост одновременно во всем мировом океане или дискретно в разных его частях. В пользу синхронности процесса говорят уже проведенные исследования осадочных фосфоритов Хубсугульского бассейна (Vishnevskaya and Letnikova, 2013) и сорнинского рудопроявления (Ovchinnikova, et al., 2011), которые доказали раннекембрийский возраст фосфоритов. В данной статье показаны результаты изучения изотопных характеристик фосфоритов и вмещающих их пород бассейна Малого Каратау, что позволило нам установить время формирования этих отложений.



1. Геологическое строение

Малокаратауская структурно-фациальная зона выделяется в северо-восточном блоке хребта Каратау Южного Казахстана, который, в свою очередь, представляет собой продолжение структур Срединного Тань-Шаня (Геология..., 1986). Эта зона отделяется от юго-западной Кокжотской зоны Большакаройским разломом, а на северо-востоке она граничит с Чу-Сайрысуйской впадиной (рис. 1).

Рис. 1. Геологическая карта хребта Каратау по (Ліехеіеу, еі аі., 2009) с изменениями

На врезках: 1а - положение хр. Каратау в структуре Урало-Монгольского пояса, 1б - схема районирования Каратау, 1в - карта района работ, положение участка показано рамкой на основной карте; 1 - отложения мела и кайнозоя (а) и юры (б); 2 - отложения от фамена до башкирского яруса (а), и от среднего карбона до верхней перми (б); 3 - красноцветы среднего и верхнего девона; 4 - песчаники среднего и верхнего ордовика; 5 - карбонаты и сланцы кембрия - среднего ордовика; 6-8 - терриген- ные породы докембрия: 6 - большекаройская свита, 7 - кокджотская серия, 8 - другие; 9 - интрузии гранитов; 10 - разломы крупные и второстепенные; 11 - реки и русла (а), населенные пункты (б); 12 - границы между стратиграфическими подразделениями; 13 - некоторые основные разломы; 14 - девонско-каменноугольные отложения; 15 - шабактинская свита; 16 - чулактауская свита; 17 - малокаройская и коксуйская нерасчлененные серии; 18 - актугайская, чичканская и курганская свиты; 19 - коксуйская серия; 20 - большекаройская свита; 21 - тогузбайская свита; 22 - шошкабулакская свита; 23 - кокджотская серия; 24 - место отбора проб: 1 - естественные обнажения бассейна р. Шабакты, 2 - карьер месторождения Чийлибулак, 3 - отвалы карьера Чулактауский

Рис. 2. Стратиграфическая колонка пород тамдинской серии ((Еганов и др., 1984) с упрощениями) и горизонта (кружки) отбора проб по разрезу



1 - кремнистые породы; 2 - фосфориты; 3 - карбонаты; 4 - доломиты; 5 - песчаники; 6 - алевриты; 7 - фосфоритовые гравелиты; 8 - строматолиты; 9 - брекчированные доломиты; 10 - кремнистые доломиты; 11 - сгустковые пятнистые доломиты; 12 - фосфориты кремнистые; 13 - кремнистые и глинисто-кремнистые сланцы. Сокращения свиты: кыршыб. - кыршыбыктинская, шабакт. - шабактинская; пачки: НД - нижний доломит, Кр - кремнистая, Кр-А - кремнисто-фосфатная, НФ - нижний фосфорит, Ф-Сл - фосфатно-слюдистый, ВФ - верхний фосфорит, ЖМ - железо-марганцевый, БД - бурый доломит

Фосфатоносные отложения бассейна Малого Каратау изучаются более полувека (Еганов и Советов, 1979; Еганов и др., 1984; Геология., 1986). Они приурочены к венд-раннепалеозойским породам тамдинской серии, которая подразделяется на кыршабактинскую предположительно вендскую, кембрийскую чулактаускую и ордовикскую шабактинскую свиты (Еганов и др., 1984). В основании кыршабак- тинской свиты установлен горизонт пород ледникового генезиса, которые, по мнению авторов работы (Meert, et al., 2011) относятся к событию Марино (примерно 635 млн лет назад). Породы тамдинской серии несогласно налегают на подфосфоритовый каройский комплекс.

Повышенная фосфатность осадков установлена уже на уровне кыршабактинской свиты и подтверждается тонкими слоями фосфоритов, их обломками и общим повышением содержания P в породах (Еганов и др., 1984). Некоторые исследователи не выделяют ее из состава чулактауской свиты (Геология., 1986), в которой проявлен основной этап фосфоритонакопления в пределах этой структуры. Чулак- тауская свита состоит из пяти горизонтов различного облика и состава (рис. 2). Начинается разрез с горизонта «нижних доломитов» (НД), его мощность не превышает 10-15 м. Нижняя часть горизонта сложена строматолитовыми доломитами, на него налегает маломощный (до 2,5 м) слой глинистых и песчанистых доломитов с линзами кварцевого песка. Верхняя часть этого горизонта представлена серыми массивными столбчато-строматолитовыми доломитами с линзами и нодулями кремней и фосфоритов (Еганов и др., 1984). Здесь обнаружен комплекс мелкораковинной фауны Protohertzina anabarica (Еганов и Советов, 1979; Popov, et al., 2009). Далее идет кремневый горизонт (Кр) мощностью от 5 до 35 м. Породы горизонта слоисты и состоят их халцедоно-кварцевой массы, в которой часто рассеяны зерна карбоната и глинистое вещество. Выдержанный характер пород и их крепость - хорошие признаки, позволяющие считать горизонт их залегания маркирующим. Кремневый горизонт постепенно переходит в фосфоритовый. Последний делится на три пачки:

1) нижнюю фосфоритовую,

2) фосфато-сланцевую,

3) верхнюю фосфоритовую.

Нижняя фосфоритовая пачка достигает по мощности 10 м и сложена в различной мере кремнистыми неяснозернистыми и зернистыми фосфоритами, часто с прослоями доломитов. Постепенно она сменяется породами фосфатно-сланцевой пачки, которая представлена тонким чередованием фосфатоносных глинисто-алевролитовых и кремнисто-глинистых сланцев, а также зернистых фосфоритов. Верхняя (главная, продуктивная) фосфоритовая пачка сложена сплошными фосфоритовыми пластами. Встречаются и зернистые, оолитовые с карбонатным, кремнистым или фосфоритовым матриксом фосфориты, и афонитовые фосфориты. В объеме этой пачки выделен комплекс мелкораковинной фауны Pseudorthotheca costata, которую относят к томмотскому ярусу кембрия (Меегф И а1., 2011). Мощность пачки варьирует от центра бассейна (до 15 м) к периферии (не более 0,5 м). Практически повсеместно на фосфоритовый горизонт налегает маломощный (0,1-3,0 м) горизонт строматолитовых и онколитовых доломитов. Они обильно обогащены оксидами Mn и Fe, и выделяются бурой, черной и красной окраской на выветрелой поверхности. Разрез этой свиты заканчивается горизонтом «бурых» доломитов (мощностью 1-10 м). Это фосфатные и кремнистые доломиты, которые содержат нодули и выделения неправильной формы кремня (Еганов и др., 1984). В данной пачке обнаружен комплекс мелкораковинной фауны Rhombocomiculum canceUatum и Bercutia cristata атдабанского яруса кембрия (Meert, et al., 2011). Выше породы чулактауской свиты сменяются карбонатами шабактинской свиты. Последняя сложена массивными серыми доломитами с кремнистыми конкрециями, которые переслаиваются с плитчатыми доломитами, а в верхней части свиты - с желтоватыми, зеленоватыми доломитами и мергелями. В объеме свиты выделены остатки трилобитов Hebediscus orientalis, Ushbaspis limbata, Redlichia-chinensis и Kootenia gimmerlfarbi (Meert, et al., 2011), которые соответствуют ботомско-амгинскогому ярусу кембрия (Geyer and Shergold, 2000). Согласно схеме корреляции глобальных стратиграфических подразделений и сибирских региональных ярусов (Peng, et al., 2012) формирование пород чулактауской свиты происходило 530-516 млн лет назад, а шабактинской свиты - 516- 505 млн лет назад. Представленная работа направлена на установление времени формирования столь хорошо палеонтологически изученных пород иным методом - изотопно-хемостратиграфическим.

2. Методы исследования

Комплекс исследований, позволяющий выявить породы, подвергшиеся минимальному вторичному изменению, предваряется изучением изотопного состава карбонатных и фосфатных пород. Для визуального отбора проб без видимых признаков вторичных постседиментационных изменений - жил, зон перекристаллизация, ожелезнения и т.п. - было проведено петрографическое изучение образцов, в том числе на сканирующем электронном микроскопе LEO 1430VP с энергодисперсионным спектрометром. В дальнейшем по образцам карбонатных пород чулактауской свиты без видимых вторичных преобразований было изучено распределение примесных компонентов в карбонатной (для вмещающих карбонатных пород) и фосфатной (для фосфоритов) фракциях пород, а также доли и состава некарбонатной примеси. Каждый образец после петрографического исследования подвергался частичному растворению, в ходе которого в изучаемый далее раствор уходила только карбонатная (и/или фосфатная) часть породы. Подробнее методика изложена в работе (Vishnevskaya and Letnikova, 2013). Некарбонатный нерастворимый остаток отбирали, высушивали и взвешивали. Таким образом была выявлена доля алюмосиликатной примеси. Далее в этом остатке были определены минеральные фазы методом рентгенофазового анализа на порошковом дифрактометре ДРОН-3 (ЦКП МИИ СО РАН, Новосибирск). Содержания Fe, Mg, Mn, Ca, Sr в полученной карбонатно-фосфатной вытяжке были измерены атомно-абсорбционным методом на приборе Thermo Scientific SOLAAR AA Spectrometer (ЦКП МИИ СО РАН, Новосибирск). Применение ковариационных диаграмм соотношений Mn, Sr, Fe, Mg, Ca, д¹³С, д¹⁸О позволило выявить наименее измененные породы с минимально нарушенными Rb-Sr- и С-О-изотопными системами.

Изотопный состав Sr в наименее измененных карбонатных породах было изучен по следующей методике. Предварительно карбонатный (фосфатный) порошок обработали 0,01N раствором HCl, чтобы удалить вторичные легкорастворимые карбонатные фазы. Оставшийся материал растворили, добавив последовательно 0,1N раствор HCl, а затем 1N раствор HCl, в количестве, необходимом для разложения карбонатов и фосфатов. Пробирки с пробами поместили в ультразвуковую ванну на 15 мин, чтобы ускорить растворение. Нерастворимый остаток удаляли путем центрифугирования. В полученный раствор, согласно уравнению учета ошибок, добавляли точное количество индикаторов ⁸⁵Rb и ⁸⁴Sr. Пробы тщательно перемешивали и высушивали. Для выделения Rb и Sr использовали метод ионообменной хроматографии на кварцевых колонках с катионитом Dowex AG W50x8 (размер зерен 200-400 меш) и элюентом 2N HCl.

Содержания Rb и Sr измеряли на многоколлекторном масс-спектрометре МИ 1201АТ в двухленточном режиме (ЦКП МИИ СО РАН, Новосибирск). Изотопный состав Sr определяли на многоколлекторном приборе Triton Plus (ЦКП «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН, Екатеринбург) в одноленточном режиме с активатором TaO. Интенсивность ионного пучка для ⁸⁸Sr была 2-5 В, этот же показатель для ⁸⁵Rb был менее 1 мВ. В общем случае Rb полностью выжигали на стадии нагревания лент, контролируя процесс по сигналу ⁸⁵Rb, но при наличии Rb, требующего поправки наложения ⁸⁷Rb на массу ⁸⁷Sr, использовали приборную коррекцию по соотношению ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,385041.

Для оценки инструментальной стабильности во время измерений использовали международный стандарт NIST SRM 987. За период работы среднее измеренное соотношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в SRM 987 составило 0,710257 ± 18 (2 SD, N = 8). Ошибка внутри опыта не превышала 0,000015 (2 SD). Фракционирование масс корректировали путем нормализации по экспоненциальному закону по соотношению ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr = 8,3752. Для получения первичного значения все изотопные соотношения Sr были пересчитаны на возраст 520 млн лет.

Подготовка проб к изучению изотопного состава Sm и Nd происходила следующим образом. Предварительно выбирали пробы, состоящие только из апатита, кварца и карбонатов. Навеску порошка породы в 25 мг растворяли первоначально в дN растворе HCl в течение суток для извлечения кальциевых фаз. Затем полученный раствор отбирали в отдельный бюкс, а нерастворимый остаток разлагался в смеси кислот HF:HNO₃ = 5: 1 при температуре 140°С в течение 3 сут. Далее раствор выпаривали и переводили в солянокислую форму путем добавления концентрированной HCl, полученный раствор соединяли с частью из бюкса. Подобная процедура позволяет разложить и насыщенную Ca карбонатно-фосфатную часть породы, и силикатную часть, которую невозможно растворить в HCl. Из конечного раствора выделяли сумму редкоземельных элементов (РЗЭ) стандартным способом, а из нее - Sm и Nd по методике, описанной в работе (Revyako, et al., 2012). Изотопные составы последних измеряли на многоколлекторном масс-спектрометре Triton Plus (ЦКП «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН, Екатеринбург) в двухленточном режиме. Интенсивность ионного пучка была для ¹⁴⁹Sm в диапазоне 0,2-0,5 В, для ¹⁴⁴Nd - в диапазоне 1-3 В. Nd и Sm наносили на рениевую ленту в 3%-ном растворе HNO₃, измеряли в статическом режиме, регистрируя 90 и 60 циклов соответственно. Фракционирование масс корректировали по соотношениям ¹⁴⁸Nd/¹⁴⁴Nd = 0,241578 и ¹⁴⁸Sm/¹⁵⁴Sm = 0,49419.

Правильность измерения контролировали, измеряя стандарт USGS базальта BHVO-2 в каждой партии образцов. Соотношение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте во время работы составило 0,512972 ± 0,000009 (2 SD), что согласуется со значением из базы данных независимых лабораторий GeoReM: ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0,512979 ± 0,000014 (1 SD).

Воспроизводимость и правильность измерений изотопного состава Nd контролировали, повторно измеряя международный стандарт JNdi-1, среднее значение соотношения составило ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0,512132 ± 0,000007 (2 SD, N = 6).

Для анализа изотопного состава кислорода и углерода в карбонатном веществе использовался приборный комплекс, состоящий из масс-спектрометра Finnigan MAT-253 и линии пробоподготовки - Gas Bench II (ЦКП МИИ СО РАН, Новосибирск). Изотопный состав С и О измеряли методом проточной масс-спектрометрии в постоянном потоке гелия. Точность измерений контролировали по международному стандарту NBS19 (д¹³C = 1,9%о, д¹⁸О = 28,6%, n = 7). Она составляла 0,1% для значений д¹³C и д¹⁸О. Все значения приводятся в промилле (%), д¹³C - относительно стандарта PDB (Pee Dee Belemnite), д¹⁸О - относительно стандарта SMOW (Standard Model Ocean Water).

3. Результаты

Проведенные нами исследования состава и строения изученных образцов были направлены на выявление постседиментационных изменений в фосфоритах и карбонатных породах и определение форм осажденного P. Горизонт нижних доломитов представлен в основном массивными мелко- и среднезернистыми карбонатами с афонитовой структурой. В вышележащем горизонте кремнистых пород в достаточно большом количестве отмечены пеллеты (рис. 3,б), на которых фосфатное вещество образует микрокристаллы (рис. 4). При этом в кремнистых породах отмечено образование вторичного доломита (рис. 3,а), что указывает на перекристаллизацию на постседиментационных стадиях. Фосфоритовый горизонт, как уже было отмечено выше, имеет трехчленное строение. Нижняя фосфоритовая пачка представляет собой псаммитовые фосфориты, которые часто содержат достаточное количество карбонатного материала в виде цемента. Большую часть пород составляют зернисто-пеллетные и зернисто-оолитовые фосфориты (рис. 5). Количество органического материала соответствует высокой биопродуктивности этого бассейна. Проведенные петрографические исследования позволили выявить фосфориты с явными проявлениями постседиментационных процессов. Это перекристаллизация первично-осадочного цемента, в данном случае крустификационного. Образцы с таким типом цемента были в дальнейшем исключены из геохимических и изотопных исследований.

Изучение онколитов на сканирующем микроскопе показало, что центральная часть зерна может состоять из следующих компонентов: детритовых зерен кварца или обломков фосфоритов (одного или нескольких). Центральные части обросли пленками, которые на данный момент состоят почти целиком из апатита.

Карбонатная часть пород чулактауской свиты представлена в основном доломитом (Mg/Ca ~ 0,55, доля алюмосиликатной примеси 2-3%). Содержания Mn варьируют в широких пределах: от низких (40 мкг/г) до ультравысоких (8900 мкг/г). При этом вариации содержания Fe не столь обширные: от 280 до 4000 мкг/г (табл. 1). Содержание Sr низкое: 50-110 мкг/г. Отмечается увеличение содержания Sr с понижением магнезиальности карбоната. При интерпретации О-изотопных характеристик древних карбонатов значения д¹⁸O менее 20,5% предполагают значительную эпигенетическую перекристаллизацию (Veizer, 1983; Kaufman and Knoll, 1995).

Рис. 3. Часто встречаемые частицы в породах кремнистого горизонта: I - кристаллы доломита, II - оолиты и пеллеты фосфата, а - николи параллельно, б - николи скрещены

Рис. 4. Микрокристаллы на оолитах и пеллетах фосфата в породах кремнистого горизонта: а - николи параллельны, б - николи скрещены



Рис. 5. Породы верхней фосфоритовой пачки (I и II), зернисто-пеллетные и зернисто-оолитовые фосфориты; (III) грубокластические фосфориты, в обломках виден обломок пеллетового фосфорита с крустификационным цементом; а - николи параллельны, б - николи скрещены

Значение д¹⁸0 в доломитах варьирует от 21,1 до 26,6%о, что указывает на отсутствие преобразования С-О-изотопной системы. Фосфоритовая часть представлена смесью доломита, апатита и кремнистого вещества, причем доля некарбонатного материала может достигать 50%. Эти породы отличает общее повышение содержаний Fe, Mn и Sr: так содержание Fe варьирует от 1630 до 4420 мкг/г, Mn - от 1280 до 6210 мкг/г, а Sr - от 270 до 1130 мкг/г. Анализ ковариационных диаграмм позволил проследить сильную зависимость между содержаниями Fe и Mn (рис. 6) и слабую зависимость между содержаниями Fe и А1. Пара Fe и Mn отвечает за показатель пост- седиментационных преобразований. Однако выше было отмечено, что вмещающие карбонатные породы не были существенно изменены. Следовательно, такая сильная зависимость является следствием общего накопления примесных элементов фосфоритами. Пара Fe и А1 может дать представление о загрязнении пробы некарбонатно-фосфатным материалом, захватываемым при частичном разложении образца. Здесь мы также встречаем противоречие в плане полного отсутствия зависимости между долей алюмосиликатного остатка с одной стороны и содержанием Fe и А1, с другой. В этом несогласии, видимо, также отражается обогащение органогенного фосфатного материала довольно широким спектром элементов.

По химическому составу фосфориты отличаются от вмещающих их пород концентрациями Sr, собственно Р, а также большей долей кремнистой составляющей.

Породы горизонта «бурых» доломитов не подходят для изотопных исследований, так как высокое содержание Fe и Mn в этих породах указывает на процессы, которые, скорей всего, вызвали изменение первичного изотопного состава.

Породы верхней части кыршабактинской свиты, подстилающей чулактаускую, также сложены доломитом с небольшой примесью алюмосиликатного материала (доля примеси не более 6%). Здесь содержание Mn от 840 до 3820 мкг/г, это еще выше, чем в доломитах чулактауской свиты, а содержание Fe, наоборот, ниже - от 600 до 940 мкг/г (табл. 1). Однако концентрация Sr также невелика - 60-70 мкг/г. Отсутствие прямой корреляции между содержаниями Fe и Mn, Fe и количеством алюмосиликатной примеси, а также значение д¹⁸О около 25% (рис. 6) позволяют считать, что изученные пробы наименее изменены вторичными процессами. Вероятно, исследованный в них изотопный состав 8г также будет отражать эту характеристику бассейна седиментации. Далее мы увидим, что для этих пород получено самое низкое значение ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr.

изотопный геохимический фосфатонакопление каратауский



Таблица 1

Содержание основных и примесных элементов в породах тамдинской серии

Номер пробы	Расстояние от подошвы чулактауской свиты, м	Доля карбонатного вещества, %	Содержание, мкг/г	Fe/Sr	Mn/Sr	Mg/Ca	Содержание % масс.
			Mn	Fe	Sr	Rb	Mg	Са	Al				Si02	P2O5
Карьер Чулактауский
К 204/16	117	50,1	1280	1 630	840		6 900	343 600	240	1,94	1,52	0,020	2,68	33,08
К 206/16	115	50,5	3 430	3 940	270		94 100	215 600	1580	15	13	0,436	0,81	5,51
К 210/16	111	84,2	40	3 390	100		100	314 00	660	34	0,40	0,003	0,33	2,94
К 212/16	103	99,9	940	360	101	0,038	121900	203 100	ПО	5	13	0,600	0,03	0,04
Карьер Шибилик
К 219/16	0	99,6	120	460	60		120 200	200 300	180	8	2,0	0,600	0,04	0,03
К 220/16	2	99,0	5 020	1 150	80		115 200	200 900	170	14	63	0,573	0,03	0,05
К 222/16	4	97,6	2 860	280	70		118 600	202 800	260	4	41	0,585	0,05	0,02
К 223/16	6	99,1	530	630	86,8	0,089	125 400	210 800	220	9	8	0,595	0,04	0,02
К 224/16	8	62,6	2 990	3 540	660		ЗО 500	315 100	1230	5	5	0,097	0,75	28,76
К 225/16	9	88,4	810	1 130	70		119 800	203 700	250	16	12	0,588	0,07	0,07
К 226/16	10	82,6	2 530	3 080	1540	4,537	16 000	317 700	3310	3	2,5	0,050	1,32	31,27
К 227/16	12	79,2	3 050	4420	1535	2,735	25 800	322 500	1 880	4	2,7	0,080	2,64	30,56
К 228/16	13	62,1	6 210	1910	430		62 500	269 300	1 550	4	14	0,232	0,54	17,77
К 229/16	14	97,4	6 240	720	80		117 400	202 800	160	9	78	0,579	0,03	0,06
К 230/16	15	93,4	680	710	70		117 700	200 100	280	10	10	0,588	0,07	0,04
К 231/16	16	81,7	2 160	2 270	813	0,973	25 900	311 400	1 630	4	4	0,083	0,68	30,07
К 232/16	17	64,5	1 790	2 180	600		29 800	318 800	360	4	3	0,093	0,34	27,21
К 233/16	18	95,4	7 820	1 660	80		112 400	203 900	210	21	98	0,551	0,05	0,25
К 234/16	19	94,9	7 620	1 200	ПО		109 900	200 400	150	11	69	0,548	0,03	0,05
К 235/16	20	97,4	600	470	60		117 900	199 800	210	8	10	0,590	0,05	0,04

Разрезы в бассейне р. Шабакты
МК15-01	-3	96,1	840	600	70		127 000	226 000		8,6	12	0,562
МК15-02	-8	93,9	1 530	840	70		121 000	215 000		12	22	0,563
МК15-03	-10	97,3	3 820	940	102,9	0,312	111210	203 600		13	55	0,546
МК15-04	50	5,9			827,4	13,16							91,12	2,67
МК15-05	49	10,6	1 140	35 710	620		3 450	477 600		58	1,8	0,007
МК15-17	48	97,9	2 070	1 190	70		109 110	204 800		17	30	0,533
МК15-18	59	84,3	8 960	1 680	60		106 780	209 000		28	149	0,511
МК15-26	35	45,2	370	2 330	740		960	362 600		3,1	0,5	0,003
МК15-27	41	6,2	1 320	57 200	2010		5 600	326 000		28	0,66	0,017
МК15-28	43	2,4	4 080	141 640	390		13 860	236 700		363	10	0,059	95,51	0,47
МК15-30	53	95,6	2 710	750	111,8	0,100	114 600	207 500		9	34	0,552
МК15-31	52,5	65,9	7 320	2340	80		106 220	209 400		29	92	0,507
МК15-32	52	86,0	1 390	1080	80		104 970	209 700		14	17	0,501	0,62	0,02
МК15-33	49	97,0	1 770	850	111,1	0,200	104 940	209 900		11	22	0,500	2,50	0,06
МК15-34	59	97,3	480	940	50		110 490	214 100		19	10	0,516
МК15-35	58	97,1	760	590	60		107 880	201 500		10	13	0,535
МК15-36	60	96,0	90	420	70		100 500	188 500		6	1,3	0,533	0,62	0,05
МК15-37	61	98,8	50	450	50		112 400	210 600		9	1,00	0,534
МК15-38	64	97,0	120	385	106,9	0,146	122 000	227 200		3,6	1,1	0,537	2,26	0,02
МК15-39	66	97,7	80	2 500	100		113 400	202 000		25	0,80	0,561
МК15-41	68	96,2	80	700	121,4	0,047	112 000	207 500		9	1,00	0,540
МК15-42	70	45,5	150	6 500	100		108 200	215 400		65	1,5	0,502
МК15-43	72	94,4	60	500	124,2	0,244	106 600	201 700		5,6	0,67	0,529	4,52	0,01
МК15-48	102	1,25	5 640	553 300	2 250		10 500	165 800		246	2,5	0,063	97,39	0,18
МК15-49	103	1,7	3 090	215 000	1 320		18 200	270 400		163	2,3	0,067
МК15-50	105	11,7			1 654,5	7,918							81,66	5,11

Примечание. Измерение элементного состава проводилось атомно-абсорбционным методом, оксиды измерялись рентгено-флюоресцентным методом, жирным выделены значения, полученные методом изотопного разбавления.

Рис. 6. Ковариационные диаграммы для пород чулактауской свиты

1 - карбонатные породы из точки отбора №1 (см. рис. 1, в); 2 - фосфориты из точки отбора №1 с рис. 1в; 3 - карбонатные породы, отобранные на карьере месторождения Чийлибулак; 4 - фосфориты, отобранные на карьере месторождения Чийлибулак; 5 - карбонатные породы, отобранные на отвале карьера Чулактауский; 6 - фосфориты, отобранные на отвале карьера Чулактауский

Нерастворимый остаток изученных образцов из этих двух стратиграфических подразделений представлен в основном кварцем, очень редко встречаются небольшие примеси калиевого полевого шпата и смектита.

Изучение изотопного состава углерода показало следующее. Кривая изменения значения д¹³С находится в низкой положительной области (0,2-0,6%) в разрезе кыршабактинской свиты и постепенно смещается в отрицательную область вверх по разрезу от 0,8 до -3,1% (табл. 2). Причем была установлена следующая зависимость: с увеличением доли фосфатного вещества значение д¹³С сильно падает, вплоть до -9,9% (рис. 7). Также подмечено, что положительные значения д¹³С в образцах, отобранных в естественных обнажениях бассейна р. Шабакты, характерны для пород с высоким соотношением Mn/Sr (рис. 6). Наименьшее соотношение ⁸⁷ Sr/⁸⁶Sr наблюдается в образце доломита кыршабактинской свиты и составляет 0,70839. Первичный изотопный состав Sr образцов чулактауской свиты находится в интервале от 0,70877 до 0,70905 (табл. 2). Изотопные составы 8г фосфоритов и вмещающих их карбонатов не сильно различаются. Замечено, что более известковистые разности характеризуются значением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr < 0,7089, а у доломитовых значение этого соотношения больше. Для наиболее обогащенных примесными элементами окремненных разностей оно повышенное (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,70922).

Изотопный состав Nd фосфоритов чулактауской свиты, пересчитанный на отметку 520 млн лет назад, составил 0,51153-0,51156; соответственно, значение еNd (520) меняется от -8,5 до -9,1.

4. Обсуждение результатов

Хемогенные породы образуются непосредственно из раствора или коллоида на морском/озерном дне, и при этом в их составе сохраняется изотопный состав воды бассейна седиментации. То же самое происходит и при накоплении органогенно-осадочных пород, поскольку живые организмы строят свои скелеты из веществ, растворенных в воде и придонном слое осадка. При накоплении такого осадка, например карбонатов, в кристаллическую решетку в позицию Са легко входит Sr.



Таблица 2

Rb-Sr- и С--О-изотопные характеристики пород тамдинской серии

Номер пробы	Содержание, мкг/г	87Rb/86Sr	Измеренное отношение 87Sr/86Sr	Первичное отношение 87Sr/86Sr	± 2SD	Ф13Cpdb> %0	ф180SMOW, %о
	Sr	Rb
Карьер Чулактауский
К 204/16

Подобные документы

• Корундсодержащие породы Хитоострова

  Краткая характеристика вмещающих структур и корундсодержащих пород Хитоострова. Изучение данных о генезисе корундовых пород и содержания изотопно-легкого кислорода в них. Минералогия и петрология данных пород. Геохимия изотопов благородных газов.
  
  дипломная работа [10,9 M], добавлен 27.11.2017
  

• Вторичные геохимические ореолы

  Изучение ореолов рассеяния с высоким содержанием минералов, поступающих из разрушающихся в гипергенных условиях тел полезных ископаемых и околорудно-измененных пород. Зависимость химического состава растений от содержания элементов в почвах и породах.
  
  презентация [804,8 K], добавлен 07.08.2015
  

• Золотая и медная минерализация: геохимические и физические процессы

  Геохимические механизмы золотомедного рудообразования из гидротермальных растворов. Механизмы, являющиеся причиной отложения золота. Кипение и газообразование. Процессы рудообразования в порфировых системах. Химический состав рудной минерализации.
  
  реферат [4,0 M], добавлен 06.08.2009
  

• Магнитные особенности хромитовых руд и вмещающих пород Приполярного Урала

  Геологическое строение Нядокотинского рудного поля. Определение магнитных характеристик хромитовых руд и вмещающих пород. Составление петромагнитной карты. Оценка петрофизических исследований при проведении поисково-оценочных геологоразведочных работ.
  
  реферат [1,6 M], добавлен 17.06.2014
  

• Характеристика стока

  Сток в гидрологии, отекание в моря и понижение рельефа дождевых и талых вод, происходящие по земной поверхности (поверхностный) и в толще почв и горных пород (подземный сток). Влияние стока на формирование рельефа, геохимические процессы в земной коре.
  
  реферат [17,7 K], добавлен 19.10.2009
  

• Биокосная система гидросферы

  Состав Мирового океана - результат биогеохимической деятельности организмов. Особенности геохимии поверхностных вод суши. Природные геохимические аномалии. Трансформация геохимического состава природных растворов на контакте речных и океанических вод.
  
  курсовая работа [77,4 K], добавлен 24.08.2009
  

• Особенности вещественного состава состава руд и околорудных метасоматитов

  Геологическое строение Онежского прогиба. Изучение минерального состава и текстурно-структурных особенностей вмещающих пород, околорудных метасоматитов месторождения Космозерское. Минеральные парагенезисы и последовательность образования рудных минералов.
  
  дипломная работа [9,8 M], добавлен 08.11.2017
  

• Балтийско-Польский артезианский бассейн

  Особенности строения артезианского бассейна с низким напором, формирующимся в области распространения закрепленных дюнных песков. Исследование Балтийско-Польского артезианского бассейна, характеристика его основных водоносных горизонтов и комплексов.
  
  реферат [237,3 K], добавлен 03.06.2010
  

• Подземные артезианские воды. Осложнения, возникающие в строительстве в районе артезианских вод

  Народнохозяйственное значение артезианских вод, их характерные особенности. Структура артезианского бассейна. Строительство в условиях наличия подземных вод. Ситуация в районе Московского артезианского бассейна. Проблемы при подземном строительстве.
  
  курсовая работа [1,6 M], добавлен 17.11.2009
  

• Ландшафтно-экологический подход в изучении геохимических особенностей горных почв Тебердинского заповедника

  Природные экологические системы. Свойства почв и разные аспекты взаимоотношений почв с окружающей средой на примере Тебердинского государственного биосферного заповедника. Высотно-экологический профиль. Местные геохимические особенности горных пород.
  
  реферат [25,5 K], добавлен 27.06.2008
  

• Геология и полезные ископаемые Арктического шельфа России

  Особенности состава и происхождения Арктического шельфа России, современные методы его изучения (геофизические, геологические и геохимические). Основные черты геологического строения архипелагов Шпицберген и Новая Земля, хребта Пай-Хой, Печорской впадины.
  
  курсовая работа [12,6 M], добавлен 02.07.2012
  

• Вакуумные декриптограммы минералов, горных пород и руд

  Декриптометрические методы исследования минералов, пород и руд, их распространение. Типизация вакуумных декриптограмм пород гранитоидного ряда. Обработка и интерпретация результатов вакуумно-декриптометрических анализов метасоматически измененных пород.
  
  контрольная работа [702,3 K], добавлен 21.06.2016
  

• Гидрологический режим реки Сенегал и его устьевой зоны

  Знакомство с физико-географической характеристикой бассейна реки Сенегал, анализ особенностей гидрологического режима. Рассмотрение Сенегальского артезианского бассейна. Наводнения и засухи как основные опасные гидрологические процессы в бассейне реки.
  
  реферат [9,9 M], добавлен 25.12.2014
  

• Боковая эрозия рек бассейна Оби

  Анализ механизмов и условий формирования боковой эрозии. Последствия воздействия боковой эрозии рек и методы борьбы с ней на примере рек бассейна реки Оби (Кеть, Чулым, Томь). Характеристика типов русел, возникающих при воздействии боковой эрозии.
  
  курсовая работа [3,8 M], добавлен 22.06.2015
  

• Особенности строения и подсчет запасов шахтного поля в Южно-Донбасском угленосном районе Донецкого бассейна

  Геологическая характеристика Южно-Донбасского угленосного района Донецкого бассейна. Гидрогеологическая характеристика шахтного поля. Стратиграфия и литология каменноугольных отложений. Подсчет запасов угля. Горно-геологические условия эксплуатации.
  
  курсовая работа [84,5 K], добавлен 03.08.2014
  

• Проектирование водохозяйственной системы на базе руслового водохранилища и переброски стока из смежного речного бассейна

  Обоснование мероприятий по регулированию стока р. Учебной и привлечению дополнительных водных ресурсов соседнего бассейна р. Донора. Анализ регулирующей емкости водохранилища. Определение параметров водохозяйственной системы. Решение задачи оптимизации.
  
  курсовая работа [504,4 K], добавлен 04.04.2014
  

• Особенности формирования и нефтегазоносность терригенных отложениях северо-восточной окраины волго-уральской провинции

  Девонские терригенные отложения и их значение для нефтегазовой промышленности на территории Волго-Уральского нефтегазоносного провинции. Состав нижнефранских пород. Изменение режима бассейна, обновление фауны и накопление глинсто-карбонатных осадков.
  
  курсовая работа [1,1 M], добавлен 19.06.2011
  

• Программа составления почвенно-геохимических карт

  Формирование и развитие почвенно-геохимического картографирования. Почвенно-геохимические карты в системе тематического картографирования. Виды почвенных съемок. Крупномасштабное картирование почв. Цели и методы крупномасштабного картирования почв.
  
  курсовая работа [441,9 K], добавлен 18.04.2013
  

• Основы горного дела

  Подготовка горных пород к выемке. Вскрышные работы, удаление горных пород, покрывающих и вмещающих полезное ископаемое при открытой разработке. Разрушение горных пород, буровзрывные работы, исторические сведения. Методы взрывных работ и способы бурения.
  
  реферат [25,0 K], добавлен 19.03.2009
  

• Характеристики водности рек

  Основные характеристики речного бассейна, связанные с его гидрологическим режимом. Расчет испарения с поверхности воды и с поверхности суши разными методами. Изучение гидрометрических характеристик реки. Использование вероятности гамма-распределения.
  
  контрольная работа [88,1 K], добавлен 12.09.2009
  

• главная
• рубрики
• по алфавиту
• вернуться в начало страницы
• вернуться к началу текста
• вернуться к подобным работам