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

Таблица 2

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

Рис. 7. Распределение изотопных характеристик по разрезу там- динской серии

Наименее измененные породы. пригодные для целей изотопной стратиграфии: 1 - карбонаты; 2 - фосфориты; остальные знаки см. рис. 2

При этом фиксируется изотопный состав Sr среды седиментации, причем последний в водах Мирового океана (в том числе и континентальных морях, связанных с океаном) одинаков в каждый момент геологического времени (Kuznetsov, et al., 2003, 2014; Banner, 2004). Однако он изменяется во времени в результате вариаций соотношения масс двух главных потоков вещества - мантийного, содержащего Sr, обедненный ⁸⁷Sr изотопом, и континентального, в различной мере обогащенного ⁸⁷Sr. Первый из этих потоков формируется за счет взаимодействия морской воды с мантийными породами, а второй - за счет сноса поверхностными и подземными водами продуктов выветривания пород континентальной коры. Также следует помнить о Sr, поступающем при разрушении и перекристаллизации карбонатных отложений, образовавшихся в недалеком прошлом и находящихся до сих пор в пределах морских бассейнов. Изотопные составы Sr в таком потоке отличается от такового в воде Мирового океана лишь в четвертом знаке после запятой, но объем его тоже значительный. Время пребывания Sr в морской воде примерно на 3 порядка больше, чем время полного перемешивания воды в океане, поэтому происходит гомогенизация изотопного состава Sr в воде до момента его фиксации в осадке. На сегодняшний день существует достаточно обширная база данных (Kuznetsov, et al., 2003, 2014; Halverson, et al., 2005, 2010; Sawaki, et al., 2008; Xiao, et al., 2012), на основе которой построена кривая вариации изотопного состава Sr в палеоокеане. За ее основу взяты осадочные карбонатные последовательности, имеющие геохронологическую привязку.

Сравнение изотопных характеристик пород Малого Каратау с кривыми вариаций изотопных состава C и Sr типовых разрезов показало следующее. Наименьшее значение изотопного состава Sr в породах кыршабактинской свиты (0,70839) соответствует таковым и в средне-, и в раннекембрийских разрезах. Изотопный состав C в начале кембрийского времени характеризуется отчетливыми отрицательными значениями ф¹³C (Brasier, et al., 1990, 1996; Ishikawa, et al., 2008; Maloof, et al., 2010), а в том же кембрии на отметке 520 млн лет назад значения ф¹³C находятся возле нуля, при этом соотношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr варьирует в интервале 0,7083-0,7084, что полностью соответствует значениям для пород кыршабактинской свиты.

Кембрийские отложения, изученные в районе Кепинг (Keping) Таримского блока в Китае (Wang, et al., 2011), имеют изотопный состав Sr, схожий с таковым, полученным для пород чулактауской свиты. Здесь кембрийский уровень представлен 500-метровым разрезом, сложенным переслаиванием равномернозернистых доломитов и известняков с редкими прослоями ангидрита, в основании разреза выявлены пластовые фосфориты и сланцы. Эти породы хорошо охарактеризованы палеонтологическими остатками и, таким образом, хорошо привязаны к геохронологической шкале. Соотношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr изменяется в широких пределах - от 0,708729 до 0,709947, как и значение ф¹³C, варьирующееся от -4 до 4%. Причем для свиты Вусонгер (Wusongger Formation) средней части кембрия изотопный состав Sr меняется в интервале 0,70889-0,70901, а в перекрывающей ее свите Шайлик (Shay- ilik Formation) падает до 0,70873. Значение ф¹³C плавно уменьшается от подошвы свиты Вусонгер к средней части свиты Шайлик от 3 до -4%о. Такие значения характерны и для пород чулуктауской свиты (рис. 8). Авторы (Wang, et al., 2011) на основе палеонтологических и хемостратиграфических корреляций показывают, что время накопления пород свит Вусонгер (Wusongger Formation) и Шайлик (Shayilik Formation) находится в пределах стадий 4 и 5 на границе серий 2 и 3 кембрия (по Международной хроностратиграфической таблице), что соответствует интервалу 514-504 млн лет назад.

На основе изучения карбонатных последовательностей Скалистых гор и Великого бассейна США построены детальные кривые вариаций изотопного состава Sr и С кембрия (Montanez, et al., 2000). Сопоставление с ними кривых вариаций, полученных для пород чулактауской свиты, показывает, что последние формировались ранее 509 млн лет назад.

В рамках Международной программы по геонаукам «Революционные изменения среды от раннего к среднему палеозою» (International Geoscience Programme (IGCP) 591) при обосновании международной стратиграфической схемы были построены обобщенные кривые изменения изотопного состава Sr и C вод кембрийского океана (Babcock, et al., 2015; Saltzman and Thomas, 2012). Сопоставление кривых вариаций этого показателя, полученных для наименее измененных карбонатных пород чулактауской свиты Малого Каратау, с обобщенной кривой его вариаций в кембрийском океане показало, что они могли формироваться с середины кембрия (514-500 млн лет назад, см. рис. 8). Экскурсы в поле отрицательных значений ф¹³C, а также приведенные выше сравнения позволяют сузить временной отрезок, в течение которого формировались эти породы, до интервала 520-509 млн лет назад.

Рис. 8. Сопоставление изотопных характеристик типовых геохронологически обоснованных разрезов кембрия и обобщенных кривых Sr- и С-изотопных вариаций с кривыми измерения этих же характеристик в тамдинском бассейне 1 - гипс; остальные обозначения см. рис. 2

Обнаруженные нами резкие экскурсы изотопного состава C до -9,9% приурочены к образцам пород с высоким содержанием P (в P2O5), равным 17-33% масс. Известно, что значение д¹³С уменьшается в том числе за счет того, что живые организмы поглощают легкий изотоп ¹²С. О высокой биопродуктивности изученных пород говорит также их повышенная фосфатность, поскольку микроорганизмы способны накапливать в себе элемент-нутриент P. Вероятно, попадание продуктов окисления органического вещества в эти породы привело к локальному понижению значения д¹³С в образце. В таком случае резкие изменения изотопного состава C можно считать местными аномалиями и не следует сопоставлять их с глобальными событиями.

Осадочные фосфориты способны концентрировать редкоземельные элементы, и в частности Nd, из придонных вод. Среднее значение e_Na вод морей тектонически пассивных окраин в кембрии изменялось от -10 до -5 (Shaw and Wasserburg, 1985). Значение еNd чулактауских фосфоритов находится около -9, т.е. они формировались в бассейне на окраине блока с тектонически пассивным режимом. Также в пользу пассивного режима шельфа свидетельствует обилие захороненных органических остатков, которые в свое время, вероятно, послужили концентраторами P.

Заключение

Кембрийские отложения Малого Каратау накапливались в пассивном тектоническом режиме в пределах шельфового моря и на сегодняшний день представляют собой протяженные последовательности северо-западного простирания. Изученные фосфатные породы и вмещающие их карбонаты по петрографическим и геохимическим признакам претерпели небольшие вторичные изменения, поэтому полученные по ним данные хорошо отражают изотопный состав седименти- рованной воды. В породах кыршабактинской свиты минимальное соотношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0,70839, а изотопный состав C варьирует от 0,2 до 0,6%, что соответствует изотопному составу воды нижнего кембрия. Изотопный состав Sr фосфатоносной чулактауской свиты изменяется от 0,70877 до 0,70905, значение д¹³С изменяется от -3,1 до 0,8%. При сопоставлении с кривыми вариаций, полученных для кембрийских разрезов, было установлено, что фосфоритонакопление в пределах бассейна Малого Каратау происходило 520-509 млн лет назад.

Полученные данные и результаты их анализа указывают на то, что месторождения P формировались дискретно по времени. Можно назвать как минимум два периода их формирования в течение кембрия: ранне- (520 млн лет назад) и среднекембрийский (510 млн лет назад), как раз к последнему относится Каратауское месторождение.

Литература

1. Геология, 1986 / Абдулин, А.А., Чимбулатов, М.А., Ергалиев, Г.Х. (под ред.), Наука, Алма-Ата.

2. Еганов, Э.А., Розанов, А.Ю., Жегалло, Е.А., 1999. Хубсугульский фосфоритоносный бассейн (ХФБ), Монголия, Россия, в: Природа фосфатных зерен и фосфоритов крупнейших бассейнов мира. Дальнаука, Владивосток, 32-40.

3. Еганов, Э.А., Советов, Ю.К., 1979. Каратау - модель региона фосфоритонакопления. Наука, Новосибирск.

4. Еганов, Э.А., Ергалиев, Г.Х., Ильин, А.В., Краснов, А.А., 1984. Казахстан. Каратауский фосфоритоносный бассейн. Путеводитель экскурсии 045, в: 27-й международный геологический конгресс. Наука, Москва.

5. Alexeiev, D.V., Cook, H.E., Buvtyshkin, V.M., Golub, L. Ya., 2009. Structural evolution of the Ural-Tian Shan junction: A view from Karatau ridge, South Kazakhstan. Comptes Rendus Geoscience 341, 287297.

6. Babcock, L.E., Peng, S.-C., Brett, C.E., Zhu, M.-Y., Ahlberg, P, Bevis, M., Robison, R.A., 2015. Global climate, sea level cycles, and biotic events in the Cambrian Period. Palaeoworld 24, Is. 1-2, 5-15.

7. Banner, J.L., 2004. Radiogenic isotopes: systematics and applications to earth surface processes and chemical stratigraphy. Earth-Science Reviews 65, 141-194.

8. Bengtson, S., 1994. The advent of animal skeletons, in: Bengtson, S. (Ed.), Early Life on Earth. Nobel Symposium 84, 412-425.

9. Brasier, M.D., Shields, G., Kuleshov, V.N., Zhegallo, E.A., 1996. Integrated chemo- and biostratigraphic calibration of early animal evolution: Neoproterozoic-early Cambrian of southwest Mongolia. Geological Magazine 133, 4, 445-485.

10. Brasier, M.D., Magaritz, M., Corfield, R., Hulin, L., Xiche, W, Lin, O., Zhiwen, J., Hamdi, B., Tinggui, H., Fraser, A.G., 1990. The carbon- and oxygen-isotope record of the Precambrian-Cambrian boundary interval in China and Iran and their correlation. Geological Magazine 127, 4, 319-332.

11. Geyer, G., Shergold, J., 2000. The quest for internationally recognized divisions of Cambrian time. Episodes 23, 188-195.

12. Halverson, G. P, Hoffman, P F., Schrag, D. P, Maloof, A. C., Rice, A. H. N., 2005. Toward a Neoproterozoic composite carbon-isotope record. GSA Bulletin 117, 9/10, 1181-1207.

13. Halverson, G.P, Wade, B.P, Hurtgen, M.T., Barovich, K.M., 2010. Neoproterozoic chemostratigraphy. Pre- cambrian Research 182(4), 337-350.

14. Ishikawa, T., Ueno, Y., Komiya, T., Sawaki, Y., Han, J., Shu, D., Li,Y., Maruyama, S., Yoshida, N., 2008. Carbon isotope chemostratigraphy of a Precambrian/Cambrian boundary section in the Three Gorge area, South China: prominent global-scale isotope excursions just before the Cambrian explosion. Gondwana Research 14, 193-208.

15. Kaufman, A.J., Knoll, A.H., 1995. Neoproterozoic variations in the C-isotopic composition of seawater: stratigraphic and biogeochemical implications. Precambrian Research 73(1-4), 27-49.

16. Kholodov, V.N., Nedumov, R.I., 2009. Association of manganese ore and phosphorite-bearing facies in sedimentary sequences: communication 2. Co-occurrence and paragenesis of P and Mn in Lower Paleozoic and Precambrian sediments. Lithology and Mineral Resources 44(2), 152-173.

17. Kirschvink, J.L., Hagadorn, J.W, 2000. Grand unified theory of biomineralization, in: Bдuerlein, E. (Ed.), The Biomineralisation of Nano- and Micro-structures. Wiley-VCH Verlag GmbH, Weinheim, Germany, 139-150.

18. Kolodny, Y., Luz, B., 1992. Isotope signatures in phosphate deposits: formation and diagenetic history, in: Clauer, N., Chaidhuri, S. (Eds.), Isotopic signatures and sedimentary records. Springer-Verlag.

19. Kuznetsov, A.B., Gorokhov, I.M., Mel'nikov, N.N., Konstantinova, G.V, Kutyavin, E.P, Semikhatov, M. A., 2003. Sr isotope composition in carbonates of the Karatau Group, southern Urals, and standard curve of ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr variations in the Late Riphean Ocean. Stratigraphy and Geological Correlation 11(5), 415-449.

20. Kuznetsov, A.B., Gorokhov, I.M., Semikhatov, M.A., 2014. The Sr isotope chemostratigraphy as a tool for solving stratigraphic problems of the Upper Proterozoic (Riphean and Vendian). Stratigraphy and Geological Correlation 22(6), 553-575.

21. Maloof, A.C., Porter, S.M., Moore, J.L., Dudas, F.O., Bowring, S.A., HigginsJ. A., Fike, D.A., Eddy, M.P.

22. The earliest Cambrian record of animalsand ocean geochemical change. Geological Society of America Bulletin 122, 1731-1774.

23. Meert, J.G., Gibsher, A.S., Levashova, N.M., Grice, W.C., Kamenov, G.D., Ryabinin, A.B., 2011. Glaciation and ~770 Ma Ediacara (?) fossils from the Lesser Karatau microcontinent, Kazakhstan. Gondwana Research 19, 867-880.

24. Montanez, I.P, Banner, J.L., Mack, L.E., Musgrove, M., Osleger, D.A., 2000. Evolution of the Sr and C isotope composition of Cambrian oceans. GSA Today 10, 1-7.

25. Ovchinnikova, G.V., Kuznetsov, A.B., Gorokhov, I.M., Letnikova, E.F, Kaurova, O.., Gorokhovskii, B. M.,

26. U-Pb age and Sr-chemostratigraphy of limestone from the Sorna Formation, Azyr-Tal Range, Kuznetsk Alatau. Doklady Earth Sciences 437(1), 331-334.

27. Peng, S., Babcock, L.E., Cooper, R.A., 2012. The Cambrian Period, in: Gradstein, F.M., Ogg, J.G., Schmitz, M., Ogg, G. (Eds.), The Geologic Time Scale, Elsevier, Boston, 437-488.

28. Popov, L.E., Bassett, M.G., Zhemchuzhnikov, V.G., Holmer, L.E., Klishevich, I.A., 2009. Gondwanan faunal signatures from early Paleozoic terranes of Kazakhstan and Central Asia: evidence and tectonic implications, in: Bassett, M.G. (Ed.), Early Paleozoic Peri-Gondwana Terranes: New Insights from Tectonics and Biogeography: Geological Society of London, Special Publications, 325, 23-64.

29. Revyako, N.M., Kostitsyn, Y.A., Bychkova, Y.V, 2012. Interaction between a mafic melt and host rocks during formation of the Kivakka layered intrusion, North Karelia. Petrology 20(2), 101-119.

30. Saltzman, M.R., Thomas, E., 2012. Carbon isotope stratigraphy, in: Gradstein, F.M., Ogg, J.G., Schmitz, M., Ogg, G. (Eds.), The Geologic Time Scale. Elsevier.

31. Sawaki, Y., Ohno, T., Fukushi, Y., Komiya, T., Ishikawa, T., Hirata, T., Maruyama, S., 2008. Sr isotope excursion across the Precambrian - Cambrian boundary in the Three Gorges area, South China. Gondwana Research, 14, 134-147.

32. Shaw, H.F., Wasserburg, G.J., 1985. Sm-Nd in marine carbonates and phosphates: implications for Nd isotopes in seawater and crustal ages. Geochim. Cosmochim. Acta 49, 503-518.