авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |

«РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ОТДЕЛЕНИЕ НАУК О ЗЕМЛЕ НАУЧНЫЙ СОВЕТ ПО ПРОБЛЕМАМ ГЕОХИМИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ...»

-- [ Страница 2 ] --

Конечная часть лавового потока влк. Сылтран сохранилась на водораздельном хребте между ущельями р. Сылтрансу и Баксан в виде изолированного останца со столбчатой отдельностью. По составу породы вулкана отвечают риодацитам и дацитам. Среди вкрапленников преобладают плагиоклаз и пироксен, к которым иной раз добавлены амфибол, кварц, реже биотит. Продукты активности этого вулкана содержат 65.6-68.4% SiO2, 7.2-7.7% K2O + Na2O при 3.2-3.8% K2O и относятся к известково-щелочной петрохимической серии (Лебедев и др., 2010, оригинальные дан ные).

Анализ Sr-Nd изотопной систематики продуктов эоплейстоце новой фазы активности Эльбрусского неовулканического центра выявил следующую картину. Изученные вулканиты в целом харак теризуются значительным диапазоном концентраций Sr (275-940 г/т) и Rb (50-180 г/т), при этом средне-основные вулканиты Тызыльского потока по сравнению с умеренно-кислыми продуктами активно сти вулканов Сылтран и Ташлысырт обеднены Rb (50-70 против 130-180 г/т) и обогащены Sr (650-940 против 275-360 г/т).

Наблюдаемые различия вполне согласуются с пониженным содер жанием калия и соответственно повышенным – кальция в андези базальтах (трахиандезибазальтах) по сравнению с соответствую щими содержаниями этих элементов в дацитах и риодацитах.

Комплементарные отличия концентраций Rb и Sr в лавах различ ной основности определяют значимые отличия в них отношений Rb/86Sr: 1.13-1.58 в породах дацитовых вулканов и 0.18-0.25 в лавах Тызыла. Концентрации Sm и Nd в анализированных эоплей стоценовых вулканитах региона составляют 5.5-9.0 и 30-60 г/т соответственно. Среди них наибольшими концентрациями этих элементов обладают тызыльские лавы – 7.0-9.0 г/т Sm и 45-60 г/т Nd (эоплейстоценовые умеренно кислые образования содержат 5.5-6.0 г/т Sm и 30-35 г/т Nd). Изотопные отношения 147Sm/144Nd в проанализированных эоплейстоценовых породах укладываются в диапазон 0.09-0.11, при несколько завышенных значениях этого параметра для более кислых разностей (0.10-0.11 в дацитах и рио дацитах вулканов Сылтран и Ташлысырт и 0.09-0.10 в существен но более основных лавах Тызыльского потока). Заметим, что близ кие величины этого изотопного отношения были установлены ранее для других молодых пород Кавказского региона (Лебедев и др., 2006, 2010 и др.) и в целом такой достаточно низкий их уро вень обычно характерен либо для коровых образований, либо для продуктов внутриплитного мантийного магматизма.

Вариации начальных отношений 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd в поро дах эоплейстоценовой активности Эльбрусского центра составля ет 0.70510-0.70641 и 0.512550-0.512705 соответственно (или –1.7…+1.3 в единицах Nd). Изученные вулканиты различной основности обнаруживают существенные различия в изотопном составе Sr и Nd. Андезибазальты (трахиандезибазальты) Тызыльского потока по сравнению с умеренно-кислыми породами вулканов Сылтран и Ташлысырт имеют менее радиогенный изо топный состав Sr и более радиогенный изотопный состав Nd:

(87Sr/86Sr)0 = 0.70510-0.70512, Nd = +0.7…+1.3 для лав Тызыла и (87Sr/86Sr)0 = 0.70609-0.70641, Nd = –1.7…–1.1 для дацитов и риода цитов Сылтрана и Ташлысырта. Полученные данные свидетель ствуют о более масштабном участии корового материала в петро генезисе материнских расплавов, давших эоплейстоценовые вул каниты умеренно-кислого состава. Вариации начальных отноше ний 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd в умеренно-кислых эоплейстоценовых вулканитах вполне сопоставимы с вариациями этих отношений в дацитах и риодацитах ранненеоплейстоценового полигенного вул кана Палео-Эльбрус второй фазы (840-700 тыс. лет назад) актив ности Эльбрусского центра (Лебедев и др., 2011) – 87Sr/86Sr= 0.70638-0.70686 при Nd = 2.2…1.6 (Бубнов и др., 2012), а также в дацитах третьей фазы активности центра (около 200 тыс. лет назад), на которой началась активность собственно вулкана Эльбрус (87Sr/86Sr = 0.70587-0.70636 при Nd = 2.2…0.9) (Лебедев и др., 2010);

полученные результаты свидетельствуют о генетиче ском родстве данных пород.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект 11-05 00933а) и Программы № 4 фундаментальных исследований Президиума РАН.

Литература Лебедев В.А., Сахно ВГ., Якушев А.И. (2010) // ДАН. Т. 430. № 2.

С. 232-238.

Бубнов С.Н. // Автореф. дис. … канд.геол.-минералог.наук. М.: ИГЕМ РАН, 2003. 27 с.

Лебедев В.А., Чернышев И.В., Чугаев А.В. и др. (2006) // ДАН. Т. 408.

№ 4. С. 517-522.

Лебедев В.А., Бубнов С.Н., Якушев А.И. (2011) // ДАН. Т. 436. № 1.

С. 79-85.

Бубнов С.Н., Лебедев В.А., Гольцман Ю.В., Баирова Э.Д // Мат. V Рос сийской конф. по изотопной геохронологии. 4-6 июня 2012. ИГЕМ РАН.

Москва. С. 65-67.

Лебедев В.А., Чернышев И.В., Чугаев А.В. и др.(2010) // Геохимия. № 1.

С. 45-73.

ИЗОТОПНЫЕ И ЭЛЕМЕНТНЫЕ СООТНОШЕНИЯ ГЛАВНЫХ ЛЕТУЧИХ И БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ ВО ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЯХ В ПИРОКСЕНИТАХ И КАРБОНАТИТАХ СЕБЛЬЯВРСКОГО МАССИВА А.И. Буйкин, Н.В. Сорохтина, А.Б. Верховский, Ю.А. Невинный, Е.А. Зевакин, О.В. Кузнецова, Л.Н. Когарко ГЕОХИ РАН (bouikine@mail.ru) Ультраосновной щелочно-карбонатитовый комплекс Себльявр расположен в северо-западной части Кольского полуострова и является одним из крупнейших массивов, внедренных в Архейские гнейсы Кольского щита. Себльяврский массив представляет собой многофазную интрузию центрального типа и состоит из 3 серий магматических пород, которые формировались в последователь ности: оливиниты и пироксениты – йолит-мельтейгиты – карбона титы. Часто ультраосновные, щелочные породы, фоскориты и карбонатиты магматической стадии интенсивно карбонатизирова ны и гидротермально изменены. Активную роль на всех этапах формирования и изменения пород массива играла флюидная фаза.

Для того чтобы определить источники флюидов и проследить эволюцию флюидной фазы при образовании и преобразовании пород Себльяврского массива мы начали комплексное изотопно геохимическое изучение флюидных включений в минералах и породах этого массива с применением метода ступенчатого дро бления. Для этого из двух пироксенитов были отобраны мономи неральные фракции пироксенов (образцы Sbl97-23, Sbl97-47), флогопит (Sbl97-23) и кальциты (Sbl97-47, Sbl97-23), а также кальциты из двух пород карбонатитовой стадии – апатито-флого пито-магнетитового фоскорита Sbl96-22 и амфиболо-кальцитово го карбонатита Sbl97-11.

Изотопный анализ углерода и кислорода в СО2 и водорода в Н2О из включений в кальцитах проводился на газовом масс спектрометре DeltaPlus в ГЕОХИ РАН. Изотопный состав аргона и азота, а также элементные соотношения гелия, аргона, азота и углерода во включениях в пироксенах, флогопите и кальцитах изучались на высокопрецизионном масс-спектрометрическом ком плексе Finnesse в Открытом Университете (Великобритания). Для выделения газов из включений в обоих случаях использовалась разработанная нами Установка пробоподготовки газов из флюид ных включений в породах и минералах (Патент №2449270 от 27 апреля 2012).

Изотопный состав углерода во фракциях дробления варьирует в диапазоне -6.6 -15.0 ‰ (PDB) при средних значениях -8.5, -9. и -10.5 ‰ для образцов Sbl97-23Cal, Sbl96-22Cal и Sbl97-11Cal, соответственно. Эти величины ниже мантийного диапазона для 13С (-3 -5 ‰), что может быть связано с долговременным низко температурным изотопным обменом между углеродом СО2 и решетки минерала. Отметим, что средние значения D во включе ниях варьируют в широком диапазоне и коррелируют со средними значениями 13С в образцах. В поле мантийных значений D попа дает только образец Sbl97-11Cal (-53‰ SMOW), который по мине ралого-петрографическим наблюдениям наименее подвержен изменениям. В этом же образце наблюдаются самые высокие отношения 40Ar/36Ar (до 3200) среди изученных нами кальцитов.

Отношения 40Ar/36Ar во фракциях дробления кальцитов варьи руют от значений близких к атмосферному (296) до 3200. В пирок сенах и флогопите эти отношения достигают 26000-33000, что соответствует значениям, полученным для закалочных стекол MORB (Marty and Zimmermann 1999, Trieloff et al. 2003). Такие высокие отношения 40Ar/36Ar в ультраосновных породах Кольского полуострова получены впервые и требуют объяснения. В работе Marty et al. 1998 оценка отношения 40Ar/36Ar в Кольском плюме составляла 5500. Плюмовая природа этих пород была подтвержде на данными по изотопному составу гелия и неона. В наших образ цах изотопный анализ гелия и неона пока не проводился, поэтому нельзя исключать, что столь высокие отношения могли быть полу чены за счет участия более поздних гидротермальных флюидов, привнесших коровый аргон, выщелоченный из архейских гнейсов, в которые внедрялись ультрабазиты Себльяврского массива. С другой стороны, отношения 4He/40Ar* (где 40Ar* = 40Arизмер Arизмер296) в образцах пироксенов равны 2 при высоких отноше ниях 40Ar/36Ar, что соответствует расчетному значению для ман тии. Так или иначе, еще предстоит получить для этих образцов данные по изотопному составу гелия и неона, которые позволят с уверенностью сказать, участвовал ли коровый аргон при метасо матических/гидротермальных преобразованиях гипербазитов Себльяврского массива.

Рис. 1. Вариации изотопного состава аргона и отношений N/40Ar во фракциях дробления изученных образцов и закалочных стекол MORB (по Буйкин и др. 2013).

Рис. 2. Изотопный состав аргона и азота во флюидных включениях изученных образцов и закалочных стекол MORB(по Буйкин и др. 2013).

На рис. 1 данные для пироксенов указывают на смешение между воздушным компонентом и неким вторым, соответствую щим по аргону мантии-источнику MORB и с сильно фракциони рованным отношением азота к аргону. Учитывая, что азот и аргон имеют примерно одинаковую растворимость в силикатных рас плавах, трудно представить магматический процесс, в котором они могли бы так фракционировать. Участие in situ радиогенного аргона исключается, так как невозможно с помощью дробления выделить аргон из решетки. Поэтому снова встает вопрос об уча стии корового аргона, привнесенного поздними метасоматически ми/гидротермальными флюидами.

Азот в образцах тяжелый, со средними значениями 15N = +1+2, что соответствует ранее полученным для Кольской щелочной провинции данным (Dauphas and Marty 1999) и данным для карбонатитов Гулинского массива (Buikin et al. 2011). В работе (Dauphas and Marty 1999) было выдвинуто предположение, что такой тяжелый азот является типичным для глубинной мантии, однако наши данные показывают: азот во фракциях дробления коррелирует с содержанием 36Ar, который является индикатором атмосферной контаминации, что указывает скорее на субдукцион ную или коровую природу азота в наших образцах.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 13–05–01009).

Литература Marty and Zimmermann (1999) // Geochim. Cosmochim. Acta. 63: 3619 3633;

Trieloff M., Falter M. and Jessberger E.K. (2003) // Geochim. Cosmochim.

Acta, 67, 1229-1245;

Marty B, Tolstikhin I, Kamensky IL, Nivin V, Balaganskaya E, Zimmerman J-L (1998) // Earth Planet Sci Lett. 164:179-192;

А.И. Буйкин, А.Б. Верховский, В.А. Гриненко, С.А. Силантьев, В.С. Сева стьянов, Ю.А. Невинный, Е.П. Смирнова (2013) // Геохимия. №4. С. 378 384;

A.I. Buikin, A.B. Verchovsky, V.A. Grinenko and L.N. Kogarko // In Abstracts of the 21st V.M. Goldschmidt Conference 15-20th August, 2011, Prague, Chech Republic, A596;

Dauphas and Marty (1999) // Science 286(1), 2488- ИСТОЧНИКИ И ЭВОЛЮЦИЯ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ФЛЮИДОВ В МАНТИИ ПОД ВОСТОЧНОЙ АНТАРКТИДОЙ ПО ДАННЫМ ТЕРМОБАРОГЕОХИМИЧЕСКОГО И ИЗОТОПНО ГЕОХИМИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В ГРАНАТОВОМ ЛЕРЦОЛИТЕ ИЗ ОАЗИСА ДЖЕТТИ А.И. Буйкин1, А.Б. Верховский2, И.П. Соловова3, Л.Н. Когарко ГЕОХИ РАН (bouikine@mail.ru), 2Открытый Университет, Милтон Кинс, Великобритания, 3ИГЕМ РАН Флюиды являются одним из важнейших агентов преобразова ния мантийных перидотитов. С ними связаны такие процессы как мантийный метасоматоз и обогащение глубинного субстрата ред кими элементами, что впоследствии отражается на геохимических особенностях выплавляемых магм и генетически связанных с ними рудных месторождений. Находки в породообразующих минералах флюидных включений свидетельствуют в пользу при сутствия свободного флюида в нижних горизонтах коры и в верх ней мантии. Их исследование позволяет проследить поэтапное изменение состава летучих компонентов в зависимости от темпе ратуры и давления, а также флюидного режима системы в целом.

Изотопные исследования газов, выделенных непосредственно из флюидных включений в породах и минералах, позволяют выявить источники флюидов и проследить эволюцию элементных и изо топных соотношений газов в ходе метасоматических преобразова ний. Наиболее перспективным методом для выделения газов из флюидных включений на сегодняшний день является метод сту пенчатого дробления (Буйкин и др. 2010, Буйкин и др. 2013).

Поэтому для определения источников и эволюции флюидов при метасоматическом преобразовании мантии под Восточной Антарктидой мы провели комплексное изотопно-геохимическое и термобарогеохимическое изучение флюидов в уникальном образ це гранатового лерцолита из Оазиса Джетти.

Изученный образец содержит очень большое количество флюидных включений разных генераций и составов. Выделены две основные стадии флюидного воздействия. Первичные (первой стадии) флюидные включения характеризуются сложным соста вом (в основном они состоят из CO2, а также N2, H2S и H2O) и высокими давлениями (13 kbar), некоторые из них достигают в размерах 10 µm. Поздние флюидные включения (P 5-7 kbar) содержатся в значительно бльших количествах и все очень мел кие (2-5 µm и менее);

преобладание CO2 над всеми остальными газами резко возрастает в этих включениях, а также повышается роль H2O, в то время как содержания H2S и N2 значительно пони жаются.

Двустадийное воздействие флюидов на мантийный субстрат также подтверждается изотопно-геохимическими данными.

Высокобарические флюидные включения первого этапа характе ризуются низкими отношениями C/N2, C/Ar (рис. 1), N2/Ar, типич ными для закалочных стекол MORB значениями 13С в СО2, тяже лым азотом и несколько повышенными (до 530) отношениями Ar/36Ar.

Рис. 1. Изменения отношений C/Ar и C/N с увеличением количества уда ров по образцу. Значком # обозначено кумулятивное количество ударов.

Поздние флюиды изучены во вторичных включениях, образующих комбинированные разности с карбонатом. Для них характерны бо лее высокие (на 2-3 порядка) отношения C/N2, C/Ar (рис. 1), по ниженные значения 13С в СО2, а также близкие к атмосферному отношения N2/Ar и 40Ar/36Ar. Изотопный состав и элементные со отношения аргона и азота позволяют предположить, что появление поздних флюидов может быть связано с двухкомпонентным сме шением в системе мантия – атмосфера (рис. 2).

Рис. 2. Диаграмма в координатах 36Ar/40Ar – N/40Ar. Данные указывают на смешение между ранними и поздними флюидами. Последние сами явля ются результатом смешения между атмосферным и мантийным компонен тами аргона и азота. Значком # обозначено кумулятивное количество ударов.

Учитывая низкие по сравнению с мантийными отношения 40Ar/36Ar, вклад атмосферного аргона должен быть достаточно велик. Однако отношение N2/Ar (равное 31) в нем почти в 3 раза ниже атмосфер ного (для мантии оценка составляет около 150 (Marty and Dauphas 2003). Из известных глобальных резервуаров он ближе всего к зна чению для морской воды (38, (Marty and Dauphas 2003)). В поздних флюидах изотопный состав азота тяжелый и по 15N попадает в область значений, характерных для мантийных ксенолитов вулка на Драйзер Вайер, Паннонского бассейна (Буйкин и Верховский 2013), а также карбонатитов Гулинского массива (Buikin et al. 2011, Буйкин и др. 2012) и Кольского полуострова (Dauphas and Marty 1999, Буйкин и др. 2013 (этот сборник)). Некоторые авторы (Marty and Dauphas 2003, Dauphas and Marty 1999) рассматривают поло жительные значения 15N = 3±2 как присущие мантийным плюмам – источникам OIB. Между тем, как видно из наших данных, та кой изотопный состав азота может отвечать как карбонатитам, так и мантийным ксенолитам из зон континентального рифтогенеза.

По нашему мнению, низкие, нетипичные для мантии, отношения Ar/36Ar связаны с субдукционной природой флюидов.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 13–05–01009).

Литература Буйкин А.И., Ю.А. Невинный, В.И. Устинов, В.А. Гриненко, Е.П.

Смирнова, В.С. Севастьянов, Е.В. Корочанцева, С.А. Силантьев. // Электронный научно-информационный журнал «Вестник Отделения наук о Земле РАН». 2010, №2. doi:10.2205/2010NZ000025;

А.И. Буйкин, А.Б. Верховский, В.А. Гриненко, С.А. Силантьев, В.С.

Севастьянов, Ю.А. Невинный, Е.П. Смирнова (2013) // Геохимия. №4. С.

378-384;

Marty B., N. Dauphas // Earth Planet. Sci. Lett. 2003. V. 206. P.

397– 410;

Dauphas and Marty (1999) // Science 286(1), 2488-2490;

Буйкин А.И., Верховский А.Б. // Тез. ЕСЭМПГ-2013. С. 21;

A.I. Buikin, A.B. Verchovsky, V.A. Grinenko and L.N. Kogarko // In Abstracts of the 21st V.M. Goldschmidt Conference 15-20th August, 2011, Prague, Chech Republic, A596;

Буйкин А.И., Верховский А.Б., Когарко Л.Н. // Тез. конф. «Рудный потенциал щелочного, кимберлитового и карбонатитового магматиз ма». 2012. С. 22-24.

К ОЦЕНКЕ ИСТОЧНИКОВ ФЛЮИДОВ, СФОРМИРОВАВШИХ НЕФРИТЫ ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ М.В. Бурцева1, Г.С. Рипп1, В.Ф. Посохов1, А.Е. Мурзинцева Геологический институт СО РА (mburtseva@mail.ru);

Музей БНЦ СО РАН В Южном складчатом обрамлении Сибирского кратона рас положена наиболее крупная в России нефритоносная провинция.

Здесь установлены апогипербазитовый (Джидинская, Восточно Саянская площади, Парамский массив) и апокарбонатный (Витимская площадь) формационные типы. Нефриты слагают шлиры и линзообразные тела обычно в контактовых зонах серпен тинизированных (лизардит-антигоритовых) дунит-гарцбургито вых пород и доломитовых мраморов с различными по составу алюмосиликатными породами. В обоих типах амфибол представ лен тремолитом, в апокарбонатном он безжелезистый, в ультра базитах – содержит 0.4-0.8 ф.е. актинолитового компонента.

Для решения проблемы источника флюидов, формировавших нефриты и в отношении которых у исследователей наибольшие разночтения, нами проведено изучение состава стабильных изо топов. По составу кислорода среди нефритов выделилось две группы (табл.). В одну из них входят апогипербазитовые проявле ния, во вторую – апокарбонатные. Кислород первых относительно близок к составам ультраосновных пород. Значения 18О их лежат в интервалах характерных для магматических вод. В сравнении с ними в серпентинитах выявилась несколько большая обогащен ность легким кислородом. Значения D также как в случае с кис лородом концентрируются в контурах магматического источника флюидов. Они частично перекрываются значениями характерны ми для вод метаморфического происхождения. В связи с этим логичным представляется вариант мобилизации флюида из сер пентинитов, содержание воды в которых в 5-6 раз выше, чем в тремолитах. В пользу этого предположения свидетельствует отме чаемое многими исследователями замещение серпентина тремолитом.

Таблица. Изотопная характеристика минералов и пород нефритоносных площадей южного складчатого обрамления Сибирского кратона.

Примечание. * В отличие от нефрита, в котором тремолит имеет спутано-волокнистое строение, тремолиты имеют призматическое крупнозернистое строение.

№ 18O ‰ 13C‰ D‰ № пробы Участок Вмещающие породы Анализируемый материал п/п SMOW PDB SMOW Апогипербазитовые проявления нефритов Парамский массив 1 906 Нефрит 6.13 -47, Без привязки Серпентинизированный уль 2 907 То же 9. к участку трабазит 3 911 -//-//- 9. Восточно-Саянский нефритоносный район 4 2682 Нефрит 8. Оспинский 5 132 Серпентинит 4.67 -80. 6 744 Нефрит 7. Улан 7 То же 6. Ходинский 1-УХ-13 Серпентинизированный уль 8 Тальк 7. трабазит 9 739 Нефрит 7.95 -68. Хара Нурский 10 1010 То же 8. 11 З3 Серпентинит 6. Горлык-Гол 12 З4 То же 5.98 -54. Джидинский нефритоносный район 13 2642 Нефрит 7.87 -72. 14 2646 То же 6. Хамар- Серпентинизированный уль Худинский трабазит 15 2672 -//-//- 7.23 -83. 16 1851 Серпентинит 6. Апокарбонатные проявления нефритов Витимский нефритоносный район 17 1-О-12 Доломит 29.26 1. Нижняя Олломи 18 2-О-12 То же 26.65 6. 19 1-Г-12 -//-//- 28.4 6. Голюбинское Новообразованный (пост 20 2-Г-12 22.36 0. нефритовый) кальцит 21 824 Нефрит -15.52 -119. 22 2652 То же -16. Кавокта, 23 2655 -//-//- -17.24 -178. Доломит Олломи, 24 2658 -//-//- -15. Голюбинское 25 2683 -//-//- -14. (без привязки 26 2697а -//-//- -14.93 -133. к участку) 27 2697 -//-//- -14. 28 Т2 -//-//- -18. 29 Т2 *Тремолит -17. Кавокта 30 Т2 То же -20. Метаморфизованные известняки и доломиты 31 З7 Диопсид 20. Кавокта Кальцифир по доломиту 32 З7 *Тремолит 23. 33 З2 Китойский Кальцифир *Тремолит 16. 34 З 5а Кальцит 12.1 -1. Хамар- Метаморфизованный Худинский известняк с тремолитом 35 З6 То же 12.48 -3. Граниты Витимской нефритоносной площади 36 Х-12-1 Хайта 4. Кварц 37 К-12-11 Кавокта 9. В другой изотопный кластер группируются значения 18О и D апокарбонатных нефритов Витимской площади. Кислород их резко обогащен легким изотопом (–14.6… –18.6 ‰ 18О SMOW), определенно указывающий на его метеорное происхождение. При этом тремолит как спутанноволокнистый (нефрит), так и пластин чатого габитуса из амфиболизированных доломитов имеют близ кие составы кислорода. Высокая деплетированность дейтерием (-119.3…-178.5 ‰ D) кристаллизационной воды в апокарбонат ных нефритах, как и в случае с составом кислорода, подчеркивает главенствующую роль метеорного источника.

В отличие от апокарбонатных нефритов состав кислорода из метаморфизованных карбонатных пород (кальцифиров) свиде тельствует о контаминации их веществом замещаемой матрицы и формационных вод.

Таким образом, проведенные исследования позволяют сде лать следующие выводы: 1. Флюидная фаза апогипербазитовых нефритов была мобилизована из серпентинитов при метаморфиз ме, вода которых изначально имела магматический источник. 2. В апокарбонатных нефритах фиксируется исключительно метеор ный источник воды. Роль гранитов, которым приписывался источ ник флюидов, ограничилась созданием механизма рециклинга этих вод.

Работа выполнена при финансовой поддержке проекта РФФИ-мол. 12-05-31001.

ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА ИНДИВИДУАЛЬНЫХ АЛКАНОВ БИТУМОИДА ПОЗДНЕЮРСКИХ И ПОЗДНЕДЕВОНСКИХ УГЛЕРОДИСТЫХ ПОРОД В УСЛОВИЯХ МОДЕЛИРОВАНИЯ КАТАГЕНЕЗА Д.А. Бушнев, Н.С. Бурдельная ИГ Коми НЦ УрО РАН (boushnev@geo.komisc.ru) В настоящее время данные об изотопном составе углерода, особенно на молекулярном уровне, активно используют в геохи мических исследованиях. Зрелость органического вещества (ОВ) может влиять на значения d13C индивидуальных углеводородов в силу различных механизмов, например, из-за наличия изотопно различных структур предшественников, которые могут трансфор мироваться из керогена в битумоид на разных стадиях созревания.

Данная работа посвящена сравнительному анализу изотопного состава углерода н-алканов нативного битумоида незрелого (горю чие сланцы J3v2 Сысольский район) и слабопреобразованного (углеродистый сланец D3dm р. Чуть) органического вещества, и термобитума полученного при обработке этих пород в автоклаве.

Кроме того нами исследован битумоид доманиковых отложений разреза Шарью имеющий более значительный по сравнению с породами, отобранными по р. Чуть, катагенез органического вещества.

Парафины были выделены из алифатической фракции биту моида методом соосаждения с мочевиной из этанола, с последую щим разрушением комплекса водой и экстракцией парафинов н-гексаном. Анализ ИСУ выполнялся на масс-спектрометре Delta V Advantage фирмы Thermo, соединённом с хроматографом Trace GC Ultra через окислительный реактор и систему переключения потоков GC IsoLink. Моделирование катагенеза было выполнено нами при проведении гидротермального эксперимента в автокла ве. Дебитуминизированные породы нагревались до 300 оС в при сутствии воды в течение 24 часов.

Изотопный профиль углерода н-алканов битумоида горючих сланцев J3v2 характеризуется накоплением тяжёлого изотопа угле рода с ростом молекулярной массы углеводорода. При этом суще ствуют чёткие изотопные экскурсы в сторону облегчения для углерода доминирующих нечётных углеводородов состава С17, С19, С21 (рис. 1, 2). Можно полагать, что эти углеводороды являясь унаследованными непосредственно от липидной фракции фито планктона исходного ОВ несут его изотопную метку. В термобиту ме сглаживается доминирование нечетных углеводородов, харак терных для битумоида исходного сланца и в средне- и в высоко молекулярной областях. Более того, среди н-алканов термобитума проявляется доминирование чётных углеводородов состава С24 и С26. Вполне очевиден биомаркирующий характер данных углево дородных структур, так как термическая деградация парафиновых цепей, в общем случае, приводит к равномерному распределению н-алканов, например, в пиролизате керогена. Углерод н-алканов состава С15-С24 термобитума, во-первых, значительно утяжеляется по сравнению с термобитумом исходной породы, а, во-вторых, его изотопный состав теряет вариативность, связанную с нечетно стью.

Из этого следует, что происхождение указанного интервала гомологов отлично в термобитуме, а их образование может быть связано с разрушением длинноцепочечных н-алкильных фрагмен тов, входящих например, в структуру ископаемого алгаенана.

Углерод н-гексакозана (С26) значительно легче углерода остальных н-алканов, величина достигает при этом 3‰ d13C. Изотопное отличие углерода и выделение в молекулярно-массовом распреде лении данного соединения на фоне прочих гомологов может сви детельствовать об особом происхождении структуры предше ственника.

Обработка доманикового горючего сланца из разреза р. Чуть в автоклаве привела к формированию термобитума содержащего н-алканы ИСУ которых имеет элементы сходства и различия с н-алканами исходного битумоида (рис. 2). Значения ИСУ для угле водородов в диапазоне С24-С26 практически идентичны в битумои де и термобитуме. Углерод н-алканов с меньшей молекулярной массой изотопно облегчен в термобитуме по сравнению с битумо идом исходной породы. нарастает со снижением молекулярного Рис. 1. Изотопные профили углеро- Рис. 2. Изотопные профили углерода да н-алканов битумоида исходной н-алканов битумоида исходной поро породы и термобитума полученного ды и термобитума полученного при при 300 оС средневолжских горю- 300 оС доманиковых углеродистых чих сланцев. пород.

веса н-алкана, но все равно не превосходит 1 ‰ d13C. Значения Tmax (Rock-Eval) горючего сланца D3dm из разреза по р. Шарью близко к значениям Tmax горючего сланца из разреза по р.Чуть после водного пиролиза в автоклаве. Образцы из этих двух разрезов одновозрастные, а также характеризуются практически идентич ным распределением биомаркеров (исключая параметры, завися щие от зрелости). Упомянутые выше данные позволяют нам срав нить изотопный состав углерода природно зрелого ОВ из разреза по р. Шарью с искусственно зрелым ОВ горючего сланца из раз реза по р.Чуть. Анализ свидетельствует о сходстве профиля ИСУ н-алканов всех трёх образцов. Можно констатировать, что органи ческое вещество доманика из далеко отстоящих друг от друга раз резов формировалось из изотопно схожего исходного органиче ского вещества. Кроме того, изменение катагенетической преоб разованности органического вещества доманика в интервале Тmax 413-427 оС не влияет существенно на ИСУ углерода индивидуаль ных н-алканов, что в свою очередь может быть обусловлено изо топной однородностью структур предшественников, трансформи рующихся в н-алканы на данном этапе катагенеза доманикового органического вещества.

Исследования выполнены при поддержке гранта РФФИ 11-05-00699а, программ фундаментальных исследований УрО РАН № 12-У-5-1027 и 12-М-57-2047.

ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМЫ СТРОНЦИЯ И КИСЛОРОДА В ВОДАХ ГРЯЗЕВЫХ ВУЛКАНОВ КАВКАЗА М.И. Буякайте, Б.Г. Покровский, В.Ю. Лаврушин, О.Е. Киквадзе, Б.Г. Поляк ГИН РАН (bujakaite@ginras.ru) Грязевой вулканизм, по мнению большинства исследователей, тесно связан с процессом преобразования органического вещества в осадочном чехле и формированием месторождений нефти и газа, однако вопрос о глубинах, на которые распространяются грязевул канические системы, продолжает вызывать оживленные дискус сии. На Северном Кавказе и в Закавказье очаги грязевых вулканов, согласно наиболее распространенной точке зрения, располагаются в олигоцен-нижнемиоценовых глинистых толщах майкопской серии и ее аналогов, которые слагают верхние 3-4 км осадочного чехла, и питаются, преимущественно, элизионными растворами, образующимися при переходе смектита в иллит (Холодов, 2002).

Вместе с тем, наличие в грязевулканических брекчиях обломков мезозойских осадочных карбонатов, а также данные геофизиче ских исследований свидетельствуют, что корни грязевых вулканов могут уходить на значительно большую глубину. Новые данные по изотопному составу стронция и кислорода и водах грязевых вулка нов Таманского полуострова и Азербайджана позволяют сделать более определенные выводы о коллекторах, в которых заключа лись грязевулканические растворы до излияния на поверхность.

В 10 из 11 проанализированных проб вод грязевых вулканов Таманского полуострова (Буякайте и др., 2013) отношения 87Sr/86Sr находятся в пределах 0.7073–0.7096, которые практически совпа дают с интервалом, характерным для осадочных карбонатов мезо зойского и кайнозойского возраста, но резко отличаются от 87Sr/86Sr в глинистых отложениях майкопской серии (0.7157±0.0022). Эти данные свидетельствуют об определяющем влиянии на изотопный состав Sr карбонатных коллекторов и относительно малой роли элизионных растворов. Заметное влияние последних можно пред положить лишь в воде вулкана Гладковский (87Sr/86Sr =0.7108).

Высокие значения 18О в грязевулканических водах (до 14.2‰) также могут интерпретироваться как результат изотопного обмена с осадочными карбонатами при температурах порядка 150°. Боль шой разброс значений 18О – от -3.4 до +14.3‰ отчасти связан, по-видимому, с примесью элизионных вод, но в значительно боль шей степени с контаминацией грунтовыми водами атмосферного происхождения, которая, вследствие низких содержаний стронция в них, мало сказывается на изотопном составе стронция в грязе вулканических водах.

Можно предположить, что воды грязевых вулканов первона чально содержатся в подмайкопских карбонатных коллекторах, из которых они прорываются по тектонически ослабленным зонам сквозь глинистые пачки майкопа. Это предположение плохо согла суется с известными данными по химическому составу подземных вод мезозойских горизонтов, для которых характерны рассолы Сl-Na и Cl-Ca-Na типов с минерализацией до 160 г/л. Однако, это противоречие частично может быть снято, если допустить, что солевая нагрузка теряется в процессах испарения-конденсации.

Изотопные отношения 87Sr/86Sr в водах грязевых вулканов Азербайджана существенно ниже отношений в водах вулканов Тамани (рис. 1) и изменяются в пределах 0.7067–0.7083. Грязевул канические воды Азербайджана по анионному составу и минера лизации делятся на два типа – обогащенные HCO3 (содовые) и обогащенные анионом Cl. Область распространения хлоридных вод, которые характеризуются самыми низкими изотопными отно шениями 87Sr/86Sr (0.7067 – 0.7075), целиком охватывает всю При куринскую область, а содовых, характеризующихся более высо кими отношениями - 87Sr/86Sr (0.7071–0.7082) – Абшеронскую область (Лаврушин, и др., в печати). При этом содовые воды отли чаются от хлоридных также более высокими значениями 18О, что свидетельствует о более интенсивном обмене с вмещающими породами в процессе литогенеза.

Соотношения между изотопными характеристиками, а также между изотопным и элементным составом грязевулканических вод Тамани и Азербайджана существенно различны, и геологиче ские причины этого пока не ясны. Если на Тамани воды с мини мальным отношением 87Sr/86Sr = 0.7073 (вулкан Семигорский) характеризуются низким содержанием хлора (2.13 г/л) и очень высоким значением 18О = 10.3‰, определенно указывающим на постседиметационный обмен с осадочными карбонатами, то в Азербайджане воды с близким изотопным составом стронция в своем большинстве отличаются высоким содержанием хлора (15 20‰) и близкими к 0‰ значениями 18О (рис. 1). По изотопному составу стронция и кислорода грязевулканические воды Прику ринской низменности близки к морской воде юрско-раннемелово го возраста, хотя их сохранность в недрах грязевулканической системы в течении столь длительного времени кажется маловеро ятной.

Незначительное распространение в районе развития грязево го вулканизма изверженных пород, широкие вариации изотопного состава кислорода и отсутствие в эманациях мантийной составля ющей, маркируемой изотопным составом гелия (Алиев, Кабулова, 1980;

Лаврушин и др., 1996), не дает оснований рассматривать в качестве источника стронция в грязевулканических водах магма тические породы.

Рис. 1. Разброс изотопных отношений стронция и кислорода в водах грязевых вулканов Тамани и Азербайджана.1 – грязевые вулканы Тамани;

2 – грязевые вулканы Азербайджана содового типа;

3 – грязевые вулканы Азербайджана хлоридного типа;

4 –пресные водоемы, СМВ – современная морская вода;

МВ ЮВ – морская вода юрского времени.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, грант № 11-05-00590.

Литература Алиев Ад.А., Кабулова А.Я. Изотопы гелия в газах грязевых вулканов Азербайджана // Докл. АН Азерб. ССР, 1980, № 3. С. 52-55.

Холодов В.Н. (2002) // Литология и полез. ископаемые. № 4. C. 339-358.

Буякайте М.И., Лаврушин В.Ю., Покровский Б.Г. и др.(2013) // Литоло гия и полез. ископаемые. № 6.

Лаврушин В.Ю., Гулиев И.С., Киквадзе О.Е. и др. (2013) в печати Лаврушин В.Ю., Поляк Б.Г., Прасолов Э.М., Каменский И.Л. (1996) // Литология и полез. ископаемые. № 6. С. 625-647.

ВЛИЯНИЕ ФАКТОРОВ ВНЕШНЕЙ СРЕДЫ И ВИДОВОЙ СПЕЦИФИКИ НА ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА И УГЛЕРОДА ЗУБОВ СОВРЕМЕННЫХ МЕЛКИХ ГРЫЗУНОВ УРАЛА Т. А. Веливецкая, Н. Г. Смирнов, С. И. Кияшко, А. В. Игнатьев, Г. В. Оленев, Н. Г. Евдокимов ДВГИ ДВО РАН (velivetskaya@mail.ru);

ИЭРиЖ УрО РАН;

ИБМ им. А.В.Жирмунского ДВО РАН Состав стабильных изотопов кислорода (18О) и углерода ( С) в минеральных тканях скелетных структур ископаемых животных широко используется, как индикатор для реконструк ции палеоэкологических и палеоклиматических условий. Изучение зависимости между 18О и 13С в биоапатите современных живот ных и параметрами окружающей среды является важной предпо сылкой для успешного применения палеотемпературных рекон струкций. В последние годы этот метод стали применять не только в исследовании вариаций 18О и 13С в апатите скелетных структур млекопитающих с большой и средней массой тела, но и для мел ких млекопитающих, таких, как мышевидные грызуны. Широкий ареал обитания и многочисленность обусловливают преимуще ства мелких грызунов перед крупными. Однако влияние очень многих факторов (климатических, экологических и физиологиче ских) на 18О и 13С скелетных тканей мелких грызунов суще ственно затрудняет реконструирование палеоусловий среды оби тания с высокой степенью достоверности.

В данной работе мы попытались выявить особенности вари аций 18О и 13С в резцах шести видов современных мелких гры зунов в зависимости от климатических и экологических параме тров среды их обитания и, на основе полученных данных, оценить эффект видоспецифичности. Материалом для исследования послужили резцы из нижних челюстей грызунов (5 видов подсе мейства полевковых (Microtinae) и 1 вид семейства мышиные (Muridae)). Животные были отловлены в разных широтных райо нах Урала от полярного круга (67ос.ш.) до южной оконечности (52ос.ш.) в пределах относительно узкой полосы по долготе (от 58ов.д. до 66о в.д.).

Изотопный состав 18О и 13С определен в карбонатной груп пе гидроксилапатита в резцах 45-и экземпляров грызунов.

Выявлены межвидовые различия в характере зависимости между соотношением стабильных изотопов кислорода и температуры окружающего воздуха (18О–T°С). Отрицательная линейная зави симость 18О–T°С обнаружена для слепушонки, ведущей подзем ный образ жизни, и положительная у исследованных наземных видов - рыжая, обыкновенная, темная и полевка-экономка. В свою очередь, особенности биологии этих видов обусловливают суще ственные различия в значениях параметров соответствующих линейных зависимостей 18О–T°С.

Выявленные межвидовые и внутривидовые вариации 13С в резцах животных обусловлены особенностями среды их обитания.

Малая лесная мышь, пользующаяся пищевыми ресурсами нижних ярусов леса, отличается более низким содержанием тяжелого изо топа углерода по отношению к полевкам, которые пользуются рас тительными ресурсами открытых, осветленных и увлажненных мест обитаний.

Оценка величины коэффициентов пропорциональности между изотопным составом 18О биоапатита и климатическими параметрами в зависимости от видовой принадлежности позволит минимизировать погрешности в реконструкции палеоклиматиче ских параметров по данным измерения 18О в минеральных струк турах скелета различных видов ископаемых грызунов.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 11-04 00426, Президиума УрО РАН (проект № 12-С-4-1030), Президиума ДВО РАН (проект № 12-II-УО-08-015).

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ АЗОТА И ПРОИСХОЖДЕНИЕ НОСИТЕЛЯ (Q-ФАЗЫ) ПЛАНЕТАРНЫХ ГАЗОВ В МЕТЕОРИТАХ А. Б. Верховский1, М. А. Sephton2 and V. К. Pearson The Open University, UK;

2Imperial College London, UK Планетарные благородные газы (Signer and Suess, 1963) пред ставляют собой вторую по распространенности компоненту благо родных газов солнечной системы после солнечных. Их происхож дение и природа их носителя (Q, Lewis et al. 1975) представляет собой одну из самых старых нерешенных космохимических зага док. Несмотря на интенсивное изучение, природа фазы Q остается весьма неопределенной за исключением общепринятого представ ления о том, что она имеет преимущественно углеродный состав (Frick and Pepin, 1981). Благородные газы, содержащиеся в Q, имеют как специфический изотопный состав, так и элементную распространенность (Wieler, 2002). Ответ на вопросы, каким обра зом они возникли (например, из солнечных или, наоборт, предше ствовали солнечным) и каким образом оказались включенными в это трудно идентифицируемое углеродное вещество, представляет собой важную космохимическую задачу с точки зрения понима ния процессов в ранней солнечной системе. Трудности идентифи кации Q обусловлены главным образом ее очень низким содержа нием в метеоритах и невозможностью, несмотря на многие попыт ки, выделить эту фазу в чистом виде. В лучшем случае, используя метод селективного растворения (Lewis et al, 1975) в смеси кислот (HF/HCl), удается обогатить нерастворимый остаток до содержа ния Q меньше 1%. Проблема заключается в том, что этот нераство римый остаток содержит в гораздо большем количестве другие нерастворимые в кислотах углеродные фазы (главным образом, органические соединения), отделить от которых Q пока не удает ся. Поэтому усилия исследователей в последние годы были скон центрированы на изучении свойств Q опосредованно, по реакции этого вещества на различные природные процессы, в которые оно вовлекалось. Одними из таких процессов является метаморфизм в родительских телах, который может приводить к частичному раз рушению Q и выделению из нее благородных газов, или к измене нию характера их выделения в лабораторных экспериментах (Verchovsky et al. 2002).

В этой работе мы использовали метод ступенчатого окисле ния применительно к валовым образцам углистых хондритов типа CR. Эти метеориты являются одними из наиболее примитивных.

Они практически не подвергались термальному метаморфизму, а испытали только некоторые изменения, обусловленныe воздей ствием воды. Были исследованы 14 образцов, представляющих все три известных петрологических типa этих метеоритов – CR1, CR и CR3. Степень метаморфических водных изменений увеличива ется в ряду от 3-го к 1-му петрологическому типу.

Для исследования использовался многоэлементный изотоп ный анализатор Finesse, разработанный в Open University. Он позволяет определять изотопный состав и количества углерода, азота и благородных газов одновременно из одной и той же пробы.

Мы обнаружили, что при супенчатом окислении температура выделения планетарных благородных газов зависит от петрологи ческого типа (Рис. 1). Из самых неизмененных образцов CR3 они выделяются при 1100°С, из CR2 – при 800-1000°С и из CR1 при 500°С. Такое различие в температуре окисления фазы Q может быть объяснено эффектом ее экранирования от кислорода, то есть Q в наименее измененных CR3 и 2 метеоритах находится внутри какой-то оболочки, которая не позволяет кислороду окислять Q при низкой температуре, как в CR1;

и только когда эта оболочка разрушается при высокой Т, Q окисляется. По всей видимости, эта оболочка разрушается также в результате водных изменений в CR1 при метаморфизме в их родительском теле. Как бы то ни было, этот эффект приводит к практически полному разделению азота и углерода Q-фазы при ступенчатом окислении от углерода и азота других органических соединений, присутствующих в метеоритах CR2 и 3 и которые окисляются при существенно более низких температурах (300-600°С). В результате этого, выделение благородных газов при 1000-1100°С всегда сопровождалось выде лением небольшого количества изотопно-легкого азота с 15N до -140‰ (Рис. 1), который, скорее всего, и есть азот Q-фазы. И это только верхний предел для 15N азота Q, поскольку полного раз деления с изотопно более тяжелым азотом метеоритной органики достигнуто не было. Поэтому мы предполагаем, что изотопный состав азота Q, вероятно, как и солнечный, имеет 15N=-400‰.

Рис. 1. Выделение С, N и 36Аr и изотопный состав N при окислении CR метеоритов.

Другое важное наблюдение, являющееся также следствием раздельного окисления Q и метеоритной органики, – это отноше ние благородных газов к углероду и, в частности, 36Ar/C (Рис. 2).

Если Q – углеродная фаза, то это отношение можно рассматривать как концентрацию 36Аr в Q. Это отношение оказалось чрезвычай но высоким ~0,1 см3/г, что только в 3 раза меньше солнечного и что предполагает очень высокую эффективность захвата благородных газов. Принимая во внимание, что благородные газы являются несовместимыми элементами практически во всех процессах образования или преобразования фаз, такую высокую эффектив ность их захвата может обеспечить только ионная имплантация.

Кроме изотпоного состава азота и отношения 36Аr/С, нам также удалось оценить отношение С/N в Q, которое составляет 25. Это отношение соответствует диапазону, характерному для органиче ских веществ.

Таким образом, результаты исследования CR метеоритов позволяют сделать вывод о том, что Q – органическое вещество, которое образовалось, скорее всего, в протосолнечном облаке и захватило азот солнечного изотопного состава. В это же время это вещество было облучено ионами благородных газов.

Рис. 2. Вариации отношения 36Аr/С при ступенчатом окислении CR мете оритов.

Литература Frick, U. and Pepin, R. O. Earth Planet. Sci. Lett. 56, 45-63 (1981).

Lewis, R. S., Srinivasan, B. and Anders, E. Science 190, 1251-1262 (1975).

Signer, P. and Suess, H. E. IN: Earth Science and meteorites (ed. J. Geiss) 241-272 (1963).

Verchovsky, A. B., Sephton, M. A., Wright, I. P. and Pillinger, C. T. Earth Planet. Sci. Lett. 199, 243-255 (2002).

Wieler, R.. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 47, 21-70 (2002).

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ГЛЕНДОНИДОВ ИЗ ОТЛОЖЕНИЙ БЕЛОГО МОРЯ О. С. Ветошкина1, А Р. Гептнер2, В В. Петрова ИГ Коми НЦ УрО РАН (vetoshkina@geo.komisc.ru);

2ГИН РАН Интерес к глендонитам местонахождения Оленица на Белом море заключается в том, что они располагаются в относительно молодых позднеголоценовых осадках с морской фауной.

Местонахождение глендонитов (беломорских рогулек) на литора ли Белого моря детально изучено и описано коллективом авторов (Гептнер, Покровский, Садчикова и др., 1994). В настоящей работе представлены новые данные, полученные при изучении стабиль ных изотопов беломорских карбонатов. Были исследованы три группы образцов: глендониты, карбонатные конкреции, а также раковины моллюсков Mytilus и Astarta, запечатанные в карбонат ных конкрециях и включенные в глендонит.

Значения изотопного состава углерода кальцита раковин мол люсков из морских отложений Белого моря варьируют в довольно узком диапазоне: от -5.5 до -1.3 ‰ (V-PDB) и приближаются к значениям 13С морских карбонатных минералов (13С ~ 0).

Раковины Astarta в среднем «тяжелее» по углероду, чем запечатан ные в карбонатные конкреции раковины Mytilus, хотя нет очевид ных различий среды обитания моллюсков разных видов. Видимо, причина «облегчения» раковин Mytilus заключается в “жизненном (витальном) эффекте”, который объясняется скоростью формиро вания, включением продуктов метаболизма в раковину и влиянием микросреды обитания, окружающей организм (Grossman, 1987).

Наиболее широким спектром вариаций величин 13С характе ризуется кальцит глендонитов. Общий предел изменения их вели чин 13С составляет -23.6 ‰ -12.9 ‰ с большинством данных, попадающих между значениями 13С -19 и -14 ‰. Для конкреций, запечатывающих глендониты и включающих раковины морских моллюсков, отмечены сходные вариации – от -20.4 до -11.3 ‰. Как видно, часть результатов значительно занижена и приближается к значениям 13С органического вещества (-25.4 -29.4 ‰) морских осадков (Леин, Иванов, 2009). Полагают, что значения 13C карбо натных минералов отражают вклад СО2 различных генераций при их формировании (Галимов, 1968;

Irwin, Curtis, Coleman, 1977;

Борщевский, Степанова, 1978 и др.). Широкий диапазон вариаций изотопного состава углерода кальцита глендонитов и конкреций является, в конечном счете, суммарным результатом разных про цессов: в первую очередь, включение в их состав CO2 с легким изотопным составом углерода – продукта окисления органическо го вещества. Значения 13C карбоната из местонахождения Оленица действительно указывают на значительный вклад органики (рас тительность, ткани животных и др.) в состав глендонитов и кон креций, формировавшихся практически одновременно и в сходной геохимической обстановке. Различие значений 13C кальцита в глендонитах и конкрециях может быть проинтерпретировано как показатель относительного времени их формирования. Очевидно, «изотопно-легкий» бикарбонат, появляющийся в системе на начальном этапе в результате преобразования органического вещества, вовлекался в карбонатообразование, вызывая «облегче ние» карбоната.

Интервал величин 18О кальцита раковин от -2.9 до -0.8 ‰ (V-PDB). Распределение изотопов кислорода в карбонатных мине ралах определяется главным образом равновесной температурой их осаждения и изотопным составом воды (раствора), из которой они осаждаются. Исследованное уникальное местонахождение глендонитов располагается в литоральных осадках недалеко от берега у устья небольшой реки. Известно, что в Белом море сред ние значения 18О поверхностных вод (до глубин 10-15 м) характе ризуются величинами от -6 до -3 ‰ и глубинных вод – от -3 до -1.5 ‰ (Гептнер, Покровский, Садчикова и др., 1994). При расчёте температур формирования раковин, глендонитов и конкреций, вероятно, следует учитывать не только общий опреснённый состав вод бассейна Белого моря (Кандалакшский залив), но и возмож ность проникновения в морские осадки пресных метеорных вод с потоком подземных вод. Расчет равновесных изотопно-кислород ных температур образования кальцита при использовании уравне ния фракционирования в системе биогенный кальцит–вода (Epstein, Buchbaum, Lowenstam et al., 1953) показал, что величины 18О раковин соответствуют температурам: 4 12 °С (при 18О воды = -4‰).

Величины 18O кальцита конкреций изменяются в широком интервале от -1.6 до 1.7 ‰. Конкреции и глендониты сходны по изотопному составу. Диапазон вариаций значений 18O глендони тов несколько уже, от -1.1 до 1.2 ‰. Глендониты и конкреции имеют тенденцию к более высоким значениям 18O карбоната по сравнению с раковинами. Располагая бльшим количеством изо топных анализов можно уверенно констатировать, что обстановки формирования глендонитов и конкреций в осадке заметно отли чался от тех условий, в которых жили и формировали раковину моллюски. Скорее всего, из-за различий в механизме реакций, выражение температурной зависимости для кальцита, полученно го неорганическим путем (Kim, O’Neil, 1997) в условиях равно весия, не может быть применено к биогенному кальциту. На воз можность широкого участия микроорганизмов при формировании беломорских глендонитов определённо указывает наличие в кар бонатных образованиях круглых и овальных отверстий от разру шенных бактериальных чехлов, а также минерализованные бакте риальные нити и гликокаликс в ассоциации с карбонатными грану лами и фрамбоидрами пирита. Расчет изотопных температур осаждения биогенного кальцита (Epstein, Buchbaum, Lowenstam et al., 1953) из морских отложений показал, что рост конкреций и глендонитов происходил при температурах от -3 до 7°С, при 18Ow = -4, что близко к возможным температурам и изотопному составу поровой воды.

Наблюдающееся отличие изотопного состава углерода у раз ных типов глендонитов (плотных, пористых, дипирамидальных или многолучевых) связано с локальными геохимическими раз личиями, существовавшими в осадке (количество органического вещества и т.д.) или это было обусловлено формированием карбо натных образований за разный период времени (раньше-позже, длительно, быстро), когда могли происходить химические измене ния в составе вод насыщавших осадок. Образующиеся в осадке при активном участии бактерий, карбонаты глендонитов и конкре ций могли формироваться в более широком диапазоне условий, меняющихся в процессе поступления в бассейн органического вещества разного происхождения и участия метеорных вод, про никавших в морские литоральные осадки.


Работа выполнена при поддержке программы фундамен тальных исследований УрО РАН (проекты № 12-У-5-1027, 12-П-5-1011) и гранта РФФИ № 11-05-00620.

Литература Гептнер А.Р., Покровский Б.Г., Садчикова Т.А. и др. (1994) // Литология и полез. ископаемые. № 5. С. 3-22.

Grossman E.L. (1987) // Journal of Foraminiferal Research, V. 17 (1).

P. 48-61.

Леин А.Ю., Иванов М.В. Биогеохимический цикл метана в океане.

М. 2009.

Галимов Э.М. Геохимия изотопов углерода. М: Недра. 1968. 224 с.

Irwin H., Curtis Ch.D., Coleman M. (1977) // Nature, V. 269. P. 209-213.

Борщевский Ю. А., Степанова Н. А. (1978) // ДАН СССР. Т. 242, № 5, С. 1177-1180.

Хёфс Й. Геохимия стабильных изотопов. М.: Мир, 1983. 200 с.

Epstein S., Buchbaum R., Lowenstam H. A., Urey H.C. (1953) // Bull. Of the geological society of America, V. 64, P. 1315-1326.

Kim S.T, O’Neil J.R. (1997) // Geochim. Cosmochim. Acta, 61, P. 3461 3475.

ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В РАКОВИНАХ ЮРСКИХ ЭПИСТОМИН (БАССЕЙН Р. УНЖИ) О. С. Ветошкина, С. В. Лыюров, Д. А. Бушнев ИГ Коми НЦ УрО РАН (vetoshkina@geo.komisc.ru) Представления о климате в Северном полушарии складыва лись на основе изотопно-кислородных данных главным образом белемнитов, рыб и зубов (Барсков, Кияшко, 2000;

Lcuyer, Picard, Garcia et al., 2003 и др.). Большая избирательность представителей бентосных фораминифер к условиям обитания позволяет рекон струировать обстановку в придонных водах и морских осадках, и имеет значение при изучении движения водных масс и палеопро дуктивности биоты, связанных с климатическими изменениями в биосфере.

В настоящей работе представлены новые данные по изотоп ному составу кислорода и углерода карбонатных образований фораминифер, отобранных из подсланцевых отложений келловея – оксфорда на р. Унжа около г. Макарьев (Костромская обл. РФ).

Материалом для изотопного анализа послужили юрские форами ниферы Epistomina mosquensis (J2cl3), Epistomina nemunensis, Epistomina parastelligera (J3ox2), отобранные после предваритель ного обследования, свидетельствующего о минимальном постдиа генетическом изменении. Обнажение на р. Унже (Макарьев южный) постоянно привлекает внимание геологов разных специ альностей, поскольку здесь выходят на поверхность отложения средней (верхний келловей) – верхней (оксфорд – нижний киме ридж) юры. Их изучению посвящено немало работ (Riboulleau, Baudin, Daux etc., 1998;

Hantzpergue, Baudin, Mitta et al., 1998;

Бушнев, Щепетова, Лыюров, 2006). Изученные образцы фауны выделены из пород, представленных серыми известковыми глинами.

В задачу исследования входила оценка полученных величин 13С и 18O карбонатных скелетов фораминифер, а также сравне ние новых результатов с имеющимися литературными данными по верхнекелловейским и среднеоксфордским белемнитам и фора миниферам, используемым для палеоклиматических реконструк ций обстановок в исследуемом районе и собственными исследова ниями (Ветошкина, Лыюров, 2010). Образцы раковин форамини фер Epistomina mosquensis позднекелловейского возраста имеют среднее значение изотопных отношений 18O = 0.7 ‰ (V-PDB).

Величины 18O в среднеоксфордских фораминиферах Epistomina nemunensis изменяются от 0.7 до 1.1 ‰ и в среднем составляют 0.9 ‰, а значения 18O карбоната раковин Epistomina parastelligera из среднеоксфордских отложений изменяются от 0.3 до 1.5 ‰ в среднем 0.8 ‰. Вместе с тем все они характеризуются высокими значениями 13С, варьирующими от 3.1 до 4.4 ‰ (V-PDB). При нято считать, что вариации изотопного состава углерода в карбо натном скелете морских организмов отражают вариации изотоп ного состава суммарного углерода, растворённогов в воде, а высо кие значения 13С отражают возрастание биологической продук тивности морей (Захаров, Борискина, Попов, 2001).

Известно, что вариации значений 18O в биогенных карбона тах могут быть связаны с изменением температуры океана, соле ности или палеогеографии. Хотя полученные относительно высо кие значения 18O могли быть показателем существенных колеба ний в химизме водной массы, например, солености, не исключено, что значения 18O, установленные в исследованных раковинах, могут быть связаны с низкими температурами. Предполагая, что формирование карбонатов происходило в условиях равновесия с окружающей морской водой, температура (Anderson, Arthur, 1983), судя по изотопно-кислородным данным раковин фораминифер Epistomina, могла изменяться в пределах 8-11°С и в верхнем кел ловее, и в среднем в оксфорде.

Наши новые результаты определения изотопного состава углерода и кислорода раковин Epistomina не противоречат дан ным, зарегистрированным по хорошо сохранившимся келловей ским и оксфордским белемнитам из тех же отложений в бассейне р. Унжа (Riboulleau, Baudin, Daux et al., 1998;

Price, Rogov, 2009), которые указывают на заметное похолодание в позднем келловее в Среднем Поволжье. Многие данные по содержанию 18O в поро дах, биогенных карбонатах (Барсков, Кияшко, 2000 и др.), указы вают на преобладание относительно низких температур вод в келловейских и раннеоксфордских морях и океанах. Величины 18O келловейских белемнитов в исследуемом районе соответству ют температурам 6-7 °C, а оксфордских 6.5-13 °С (Riboulleau, Baudin, Daux, 1998;

Price, Rogov, 2009). Небольшая разница между значениями изотопного состава кислорода белемнитов и форами нифер Epistomina объясняется тем, что они могли быть приуроче ны к различным батиметрическим уровням. Ранее (Rogov, Kiselev, 2003) показано, что положительное изменение в соотношениях изотопов кислорода, интерпретируемое как резкое снижение тем ператур на границе келловей-оксфорд (Барсков, Кияшко, 2000) сопровождалось увеличением количества арктических аммонитов на Русской платформе. Сравнение наших результатов с предыду щими исследованиями (Price, Rogov, 2009) показало близкие зна чения и 13С, от 1.5 до 3.5 ‰. По всей вероятности, раковины эпистомин перспективны для изотопных исследований и могут быть применены для изучения условий осадкообразования в мезозое.

Таким образом, изучение изотопного состава углерода и кис лорода карбонатов раковин фораминифер эпистомин из отложе ний в бас. р. Унжа (Среднее Поволжье) показало, что они характе ризуются величинами 18O, соответствующими относительно низким температурам, и значениями 13С, свидетельствующими о высокой продуктивности бассейна в этот период. Полученный набор изотопных данных по этому виду раковин фораминифер позволил выявить естественный разброс значений 13С и 18O, и дал возможность оценки вероятного отклонения от среднего по выборке при проведении дальнейших площадных исследований с использованием ограниченного фактического материала.

Работа выполнена при поддержке программы фундамен тальных исследований УрО РАН (проекты № 12-У-5-1027, 12-П 5-1011) и гранта РФФИ № 11-05-00620.

Литература Барсков И.С., Кияшко С.И. (2000) // Доклады АН, том 372, № 4, C. 507-509.

Lcuyer C., Picard S., Garcia J.-P. et al. (2003) // Palaeoceanography. V.

18. P. 1076.

Riboulleau A., Baudin F., Daux V. etc (1998) // Comptes Rendus de l’Acadmie des Sciences Srie. II 326. P. 239–246.

Hantzpergue P., Baudin F., Mitta V. et al. (1998) // Memoires du Museum national d’Histoire naturelle. V. 179. P. 9–33.

Бушнев Д.А., Щепетова Е.В., Лыюров С.В. (2006) // Литология и полез ные ископаемые, №5. С. 1–14.

Ветошкина О.С., Лыюров С.В. (2010) // XIX Симпозиум по геохимии изотопов. тез. докл. М., С. 60 – 63.

Anderson T.F., Arthur M.A. (1983) // Stable Isotopes in Sedimentary Geology. SEPM Short Course, V. 10. P. 1–151.

Захаров Ю. Д., Борискина Н. Г., Попов А. М. Реконструкция условий морской среды позднего палеозоя и мезозоя по изотопным данным (на примере севера Евразии). Владивосток: Дальнаука, 2001. 112 с.

Price G. D., Rogov M. A. (2009) // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology., V. 273. P. 41-49.

Rogov M.A., Kiselev D.N. (2003) // Mesosoic paleoceanography in response to paleogeography and paleoclimatic forcings. Paris,

Abstract

volume. P.39.

«МЕТАНОВЫЙ» ГРАФИТ В ПОЗДНЕАРХЕЙСКИХ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ СЛАНЦАХ КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА О. С. Ветошкина, И. И. Голубева ИГ Коми НЦ УрО РАН (vetoshkina@geo.komisc.ru;

iigolubeva@geo.komisc.ru) Проблема идентификации природы углеродного вещества в архейских осадочных и особенно черносланцевых толщах акту альна в связи с обнаружением признаков жизни, зафиксированных в древних породах. Изотопный состав углерода в породах архея является важным биогеохимическим индикатором присутствия жизни на поверхности ранней Земли. Использование соотношения стабильных изотопов ограничивается постседиментационной историей пород, в первую очередь степенью метаморфического изменения и высокотемпературного воздействия вслед за форми рованием древних пород.

Углеродное вещество в составе кристаллических сланцев из серии кейв ранее исследовалось в работе (Сидоренко, Сидоренко, 1975). Величина 13С графитоидов, по их данным, составляет -34.9‰, что позволило сделать вывод о биогенной природе выде лений углерода в метаморфических породах докембрия.

В настоящей работе приведены новые данные по изотопному составу графита из кейвской серии пород позднеархейского воз раста (Бриджуотер, Скотт, Балаганский и др., 1999) Кольского полуострова с целью диагностики его природы. Объектами иссле дования являются графитсодержащие кристаллические сланцы, распространенные в центральной части Кольского полуострова.


Они слагают Кейвский синклинорий, осевая часть которого совпа дает с возвышенностью Большие Кейвы. Кейвская серия представ лена кристаллическими сланцами червуртской и выхчуртской свит. Сланцы несогласно перекрывают породы лебяжинской свиты с конгломерами в основании, содержащими гальку плагиограни тов архейского фундамента. Породы метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой фации регионального метаморфизма (Бельков, 1963). Изученные нами образцы были отобраны из коренных выходов кристаллических сланцев в районе вершины гор Тяпш-Манюк и Манюк, правого борта реки Подманюк. В рай оне горы Тяпш-Манюк кристаллические сланцы представлены относительно мелкозернистыми породами черного цвета. Породы приобретают темно-серый цвет за счет рассеянного в основной ткани пылевидного графита.

В целом, характерно относительно высокое содержание угле рода в породах (от 0.71 до 1.83 %, в среднем 1.17 %). Важная осо бенность графита в сланцах состоит в значительном его обедне нии изотопом 13С. Углеродное вещество характеризуется очень низкими значениями 13C от -45.7 до -31.8‰, со средним -42.3‰, что значительно меньше, чем величины 13С (от -35 до -15 ‰) свойственные органическому веществу (Галимов, 1981). Следует отметить, что подобные низкие значения 13С (-46.2 -34.9‰) вос становленного углерода в черносланцевых толщах отмечались и ранее (Сидоренко, Сидоренко, 1975;

Юдович, 1988;

Загнитко, Луговая, 1989;

Bekker, Karhu, Eriksson, Kaufman, 2003).

Четыре образца характеризуются близкими значениями 13С, варьирующими в узком диапазоне от -45.7 до -44.1 ‰, что указы вает на сходные (в первом приближении) условия образования этих образцов и/или один и тот же, обедненный изотопом 13C источник углерода. Лишь в одном случае величина 13С сдвинута в сторону более «тяжелых» масс. Отношения изотопов азота изме няются в более узком интервале (15N -6 -5 ‰), что соответству ет и живым организмам, и различным геологическим объектам (Зякун, 2010). При изотопных исследованиях архейских пород требуется учитывать процессы метаморфизма, которые могли повлиять на изотопный состав и осложнить интерпретацию изо топных биомаркеров. В соответствии с положениями термодина мики из-за преимущественного удаления 12C из осадочного аморф ного органического вещества происходит увеличение отношения C/12C в составе остаточного углерода (Фор, 1989).

Присутствие углерода, имеющего такие низкие значения 13C, несомненно, свидетельствует об обогащении метаном осадочных пород в этот период. Ранее высказывались предположения, что аномальные величины 13С (-45.7‰) по сравнению с органиче ским веществом, вероятно, указывают, что метановые бактерии могли быть вовлечены в процесс формирования первичного био генного вещества, то есть являются следствием жизнедеятельно сти сообществ анаэробных (метаногенных) и аэробных (метано трофных) микроорганизмов (Загнитко, Луговая, 1989 и др.). Как показали экспериментальные данные (Зякун, 2010), при сравни тельно небольших количествах кислорода и заметных количествах метана в древней атмосфере рост метанотрофных бактерий дол жен был сопровождаться максимальным фракционированием изо топов углерода. Высказано предположение об участии метано трофных бактерий в образовании обедненного 13С (до -55‰) органического вещества в древних осадочных породах (возраст 2.6-2.8 млрд. лет и 1.8-2.0 млрд. лет), а период, в котором обнару жено органическое вещество, обедненное изотопом 13С, соответ ствует времени расцвета метанотрофных бактерий на Земле (Зякун, 2010).

Однако, генезис метана, предшествующего исследуемому веществу, не вполне ясен. Низкие значения 13С не являются бес спорным доказательством участия бактериального метана в про цессе образования углеродного вещества. Величина 13C (от -45. до -44.1‰) углеродного вещества позволяет предположить, что метан мог быть термогенным. Признаком происхождения бактери ального метана, полученного в результате метаболизма метаноген ных микроорганизмов, считается изотопный состав углерода ниже -50‰ (Whiticar, 1999). Величина 13С термогенного метана, сфор мированного при высокотемпературном разложении органическо го вещества, варьирует от -50 до -40 ‰ (Sato, Mori, Shimoike et al., 2002).

Таким образом, значительное обеднение графита изотопом C, вероятно, свидетельствует о том, что предшественником и доминирующим компонентом для него являлся метан, как изотоп но-легкий источник углерода, имеющий термогенное происхожде ние, хотя незначительный вклад абиогенного углерода на процесс формирования углеродного вещества не может быть полностью исключен.

Работа выполнена при поддержке программы фундамен тальных исследований УрО РАН (проекты № 12-У-5-1023, 12-У-5-1027, 12-П-5-1011) и гранта РФФИ № 11-05-00620.

Литература Бельков И. В. Кианитовые сланцы свиты Кейв. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1963. 322 с.

Бриджуотер Д., Скотт Д., Балаганский В.В. и др. (1999) // Доклады АН. Т. 366, №5. С. 664-668.

Галимов Э. М. Природа биологического фракционирования изотопов.

– М.: Наука, 1981. 247 с.

Загнитко В. Н., Луговая И.П. Изотопная геохимия карбонатных и железисто-кремнистых пород Украинского щита. Киев: Наук. Думка, 1989. 316 с.

Зякун А. М. Теоретические основы изотопной масс-спектрометрии в биологии. Пущино: «Фотон-век», 2010. 224 с.

Сидоренко С. А., Сидоренко А. В. Органическое вещество в осадочно метаморфических породах докембрия. Труды ГИН АН СССР, вып. 277, М., «Наука», 1975, 140 с.

Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.

Юдович Я. Э. // Горючие сланцы. Таллин. 1988. 5/2. С. 147-152.

Bekker A., Karhu J. A., Eriksson K. A., Kaufman A. J. // Precambrian Research, 120 (2003) 279– Sato M., Mori T., Shimoike Y., Nagao K., Notsu K. // Earth Planets Space, 54, 2002. P. 257- Whiticar M.J. // Chem. Geol. 1999. V. 161. P. 291-314.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В РАКОВИНАХ НУММУЛИТИД И ИЗВЕСТНЯКАХ ПЕРЕХОДНОГО ИПРСКО-ЛЮТЕТСКОГО ИНТЕРВАЛА БАХЧИСАРАЙСКОГО РАЗРЕЗА (КРЫМ) О.С. Ветошкина1, Е.Ю. Закревская ИГ Коми НЦ УрО РАН (vetoshkina@geo.komisc.ru);

2ГГМ РАН (zey@ sgm.ru) Современные методы стратиграфии включают кроме палеон тологического и литологического геохимические исследования, в которых анализ стабильных изотопов углерода (13С) и кислорода (18О) биогенных карбонатов служит целям установления характе ра палеогеографических изменений во времени.

Бахчисарайский разрез расположен в пределах второй гряды Крымских гор, которая входит в Альпийскую складчатую область (Гроссгейм, Коробков, 1975). Горный Крым представляет собой окраинное антиклинальное поднятие (мегантиклинорий), вытяну тое вдоль границы складчатой области и ограничивающей ее с севера Скифской платформы. Накопление мелководных терриген но-карбонатных осадков в палеоцене и эоцене происходило в южной части Альминской и Индольской впадин и на разделяю щем их Симферопольском поднятии. Сходные со средиземномор скими комплексы бентосной и планктонной биоты в палеоцене и раннем эоцене свидетельствуют о связи Центральнотетического и Крымского бассейнов.

Авторами впервые проанализировано содержание изотопов углерода и кислорода раковин бентосных фораминифер (нуммули тиды, рода Nummulites и Assilina) и известняков симферопольской и низов новопавловской свит данного разреза. Исследуемый интервал содержит следующие лито- и биостратоны: 1. верхне ипрские нуммулитовые известняки местных зон Nummulites nemkovi, N. distans, N. polygyratus симферопольской свиты (разрез г. Сувлу-Кая);

2. нуммулитовые известняки зоны N. polygyratus («переходные слои»);

3. слои «зоны мелких нуммулитов» ново павловской свиты, представленные пелитоморфными известняка ми с органогенным детритом и целыми раковинами фораминифер, в том числе нуммулитид. Два последних стратона изучены в раз резе у с. Приятное Свидание. В целом нуммулитовые известняки характеризуются мелководными условиями образования в области карбонатной отмели шельфа, которые сменяются более глубоко водными условиями открытого шельфа «зоны мелких нуммули тов». На рассматриваемый интервал приходится граница между нижним и средним эоценом (ипрским и лютетским ярусами).

Целью настоящего исследования является не только рекон струкция палеообстановок в означенное время, но и анализ изме нения их параметров (глубины, температуры бассейна) в переход ном от ипра к лютету интервале на основе геохимического (изо топного) и литолого-палеонтологического подходов.

Были выполнены исследования соотношения изотопов угле рода и кислорода (13C и 18O) 14 раковин нуммулитид и 13 образ цов вмещающих их известняков. Величины 18O и 13C даны в промиллях (‰) относительно международного стандарта V-PDB.

Отсутствие или низкая концентрация Mn, а также диапазон содер жания Sr (~85930 ppm), свидетельствуют о том, что раковины нуммулитид новопавловской свиты, сохранили их первичные изо топные показатели.

Изотопный состав углерода всех изученных раковин нумму литид и вмещающих их карбонатных отложений изменяется в пределах от -0.8 до 1.4 ‰, что соответствует морским карбонатам (-22 ‰). Следует отметить, что изотопный состав углерода, полу ченный для карбонатов бентосных фораминифер (Cibicidoides) и глинистых известняков верхнего ипра – лютета разреза Фортуна Испании колеблется в пределах (-2.00 ‰) (Molina, Gonzalvo, Mancheсo et al., 2006).

Величины 13C раковин нуммулитид (-0.81) хорошо сопо ставляются c величинами 13C (-1.01.0 ‰) полученными для океанических карбонатов раннего-среднего эоцена из пелагиче ских известняков и раковин бентосных фораминифер рода Cibicidoides (Zachos, Pagani, Sloan et al., 2001).

Напротив, раковины нуммулитид всего изученного разреза и вмещающие их породы, в целом, характеризуются довольно низ кими величинами 18O (от -5.7 до -1.6 ‰) по сравнению с усред ненными значениями (от +1 до 0 ‰) для одновозрастных карбона тов (Zachos, Pagani, Sloan et al., 2001). Однако, полученные вели чины близки к значениям 18O, полученным для раковин Cibicidoides и Lenticulina (от -2.0 до -3.0 ‰), а также карбонатов (от -3.0 до -4.0‰) из верхнего ипра-лютета разреза Фортуна Испании (Molina, Gonzalvo, Mancheсo et al., 2006).

Снижение величины 18O в породах происходит при погруже нии и/или в метеорных условиях. Обеднение тяжелыми изотопами O, наблюдаемое в более геологически древних карбонатах, обыч но относят за счет постседиментационного обмена. Однако если снижение величины 18O до -5‰ в кровле симферопольских известняков разреза Сувлу-Кая можно объяснить диагенезом, то ее увеличение до -2.6‰ также в кровле тех же известняков разреза Приятное Свидание, скорее всего, отражает климатические изме нения. Полученные сложные кривые изменения соотношения изо топов углерода и кислорода в карбонатах раковин нуммулитид по разрезу не всегда совпадают с кривыми изменения соотношения изотопов вмещающих пород. Небольшое повышение величины 18O от -4.4 до -4‰ при переходе от глинистых известняков к чистым в нижней части разреза г. Сувлу-Кая объясняется сменой регрессивного этапа трансгрессивным. В целом, нами реконстру ируется гидродинамически более спокойный режим при образова нии осадков нижней части разреза, обмеление бассейна и высокая гидродинамика при образовании осадков более высокого уровня.

Последним хорошо объясняется снижение величины соотношения изотопов в кровле симферопольских известняков.

При переходе к верхней части разреза (Приятное Свидание) наблюдается повышение величин 13С и 18O до +1.4 и до -1.6‰, соответственно. По нашим данным, повышение величины соот ношения изотопов кислорода проявилось в виде трех ступеней.

Первое смещение значения 18О в сторону положительных вели чин регистрируется в начале лютета (примерно подошва «пере ходных слоев»). Второе увеличение приблизительно на 0.7 ‰ отмечается в подошве «зоны мелких нуммулитов». И третье уве личение на 0.9 ‰ зафиксировано в середине данной зоны, при мерно на уровне горизонта с остатками крабов.

Таким образом, увеличение соотношения изотопов кислоро да, особенно резкое в карбонатах раковин нуммулитид верхов Бахчисарайского разреза, отражает похолодание, которое началось в начале среднего эоцена. Вероятно, данное похолодание связано с зарегистрированным глобальным похолоданием (Zachos, Pagani, Sloan et al., 2001) на рубеже ипра и лютета.

Работа выполнена при поддержке программы фундамен тальных исследований УрО РАН (проекты № 12-У-5-1027, 12-П-5-1011) и гранта РФФИ № 11-05-00620.

Литература Гроссгейм В.А., Коробков И.А. Стратиграфия СССР. Палеогеновая система. М.: Недра. 1975. 523 с.

Molina E., Gonzalvo C., Mancheсo M. A., et al. (2006) // Newsl. Stratigr. V.

42 (1). P. 1–19.

Zachos J., Pagani M., Sloan L. et al. (2001) // Science. V. 292. P. 686- ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СРЕДНЕВОЛЖСКИХ ФОРАМИНИФЕР СЕВЕРНОГО ПРИТИМАНЬЯ О. С. Ветошкина, С. В. Лыюров ИГ Коми НЦ УрО РАН (vetoshkina@geo.komisc.ru) Были выполнены исследования фораминифер Saracenaria pravoslavlevi Furs. et Pol., отобранных из отложений северо-запад ной части Восточно-Европейской платформы, с целью изучения палеогеографии и палеоклимата на этой территории. Отложения средней волги (J3v2), как правило, представлены двумя литотипами разрезов: толщи, содержащие пласты и пропластки горючих слан цев, разделенных глинисто-карбонатными образованиями и гли нисто-карбонатные отложения. Вторые характеризуются большой мощностью и более «стабильным» литологическим составом.

Образцы на микрофауну отбирались из глинистых и мергелистых прослоев в обоих литотипах.

Величины 13C и 18O всех фораминифер изменяются в диа пазоне от -1.2 до 1.1 ‰, и от -4.9 до -1.1 ‰, соответственно, при чем величины 18O большинства фораминифер варьируют в срав нительно узком диапазоне (от -2.5 до -1.1 ‰). Лишь в скв. Усть Цильма и обн. на р. Печорской Пижме, зарегистрированы ано мально низкие, относительно остальных, величины 18O (от -4. до -3.7 ‰). Некоторые обогащенные органическим веществом толщи на притоке р. Яренги (обн. Б. Восим) включают форамини феры, в которых зарегистрированы положительные величины 13C, но иногда захоронение органического вещества сопровожда лось низкими значениями соотношения изотопов углерода в фора миниферах (скв. на р. Сысоле). Отрицательные значения 18O, полученные по веществу раковин, соответствуют довольно высо ким температурам от 16.5 до 19.8 °C. Этот результат не отличается от данных, прежде полученных для средней волги, а также киме риджа соседних территорий (Захаров, Боден, Дзюба и др., 2005).

Так, в конце юрского периода (средневолжскос время) среднегодо вые значения палеотемператур морских вод на севере Восточной Сибири (65-70°) составляли 15°С, на Приполярном Урале (50— 55°) — 18 °С, в Восточной Гренландии (40-45°) – 22 °С (Тейс, Найдин, Сакс, 1968;

Захаров, Боден, Дзюба и др., 2005). Наши данные вполне согласуются с представлениями о палеогеографии и палеоэкологии в кимеридже-волге, когда были установлены периоды с максимальными температурами (Dera, Brigaud, Monna et al, 2011). Захаров с коллегами (2005) получив данные по ста бильным изотопам белемнитов из кимериджа Приполярного Урала предположили, что на соотношение изотопов могли влиять периодические опреснения морских вод речными стоками.

Полагают, что возможными факторами, приводящими к потепле нию в поздней юре, являются палеокеанографические изменения и вулканические процессы, поскольку временные интервалы, оха рактеризованные отрицательными величинами 18O, примерно соответствуют периодам длительного и интенсивного магматизма (Dera, Brigaud, Monna et al, 2011). В юрских отложениях Восточно Европейской платформы иногда, совместно с микрофауной, встре чаются пиритовые сферулы происхождение которых, возможно, связано с вулканогенными процессами.

Работа выполнена при поддержке программы фундамен тальных исследований УрО РАН (проекты № 12-У-5-1027, 12-П 5-1011) и гранта РФФИ № 11-05-00620.

Литература Тейс Р.В., Найдин Д.П., Сакс В.Н. (1968) // Мезозойские морские фауны Севера и Дальнего Востока СССР и их стратиграфическое значение/ Под ред. В.Н. Сакса. М., Наука, С. 51-71.

Захаров В.А., Боден Ф., Дзюба О.С. и др. (2005) // Геология и геофизика.

т. 46. № 1. С. 3-20.

Dera G., Brigaud B., Monna F. et al. (2011) // Geology. v. 39. № 3, P. 215 218.

ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОГРАНИЧНЫХ СРЕДНЕ-ВЕРХНЕДЕВОНСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ В СТРАТОТИПИЧЕСКОМ РАЗРЕЗЕ ЮЖНОГО ТИМАНА О.С. Ветошкина, О.П. Тельнова ИГ Коми НЦ УрО РАН (vetoshkina@geo.komisc.ru) Отсутствие объективного репера границы среднего и верхне го девона в разрезах Тимано-Печорской провинции по разным группам фауны и флоры потребовало привлечения геохимических методов для определения ее уровня. В представляемой работе была предпринята попытка использовать изотопные данные для решения этой проблемы. Наиболее полные разрезы тиманского и саргаевского горизонтов (соответственно тиманская и устьярег ская свиты) расположены на Южном Тимане. Для решения поставленного вопроса наиболее важным является разрез (обн. 14) на правом берегу р. Ухты, выше устья р. Яреги, где граница тиман ской и устьярегской свит разными исследователями проводится на различных уровнях (Кузьмин, 1995 и др.). Однообразная ассоциа ция глинистых фракций пород и преобладание каолинита в их составе позволяет предположить стабильный теплый гумидный климат в этом временном интервале. Анализ распространения спор в палинокомплексах позднетиманского-саргаевского возрас та свидетельствует об отсутствии скачкообразного характера изменения флоры на границах стратиграфических подразделений.

Hижняя часть разреза отличается лишь присутствием глин бога тых органическим веществом (Сорг), содержание которого достига ет 0.92 %.

Для измерения величин 13С и 18O использовался масс спектрометр Delta V Advantage с устройством пробоподготовки Gas BenchII. Величины 13С и 18O представлены в ‰ относитель но V-PDB с точностью не хуже 0.2 ‰. Незначительное «облегче ние» карбонатных пород по углероду (13С -3 0 ‰) по сравнению со значениями 13С (1 4.5 ‰) глубоководных морских отложений из пограничных живетско-франских отложений Центральной и Южной Европы (Buggisch, Joachimski, 2006), возможно, произо шло при поступлении и преобразовании органического вещества во время диагенеза в относительно мелководных условиях (Kump, Arthur, 1999).

На кривой изменения величин 13С наблюдается положитель ный экскурс с амплитудой около 2‰, в котором 13С изменяется от -2.9‰ до -0.6 ‰, постепенно достигая значения около 0‰.

Подобные положительные экскурсы с амплитудами 2-3 ‰ отмеча ются в этом стратиграфическом интервале на юге Западной Сибири (Изох, 2009), Центральной и Южной Европе и Австралии (Buggisch, Joachimski, 2006), а значит, имеют глобальную природу.

Работа выполнена при поддержке программы фундамен тальных исследований УрО РАН (проекты № 12-У-5-1027, 12-П 5-1011) и гранта РФФИ № 11-05-00620.

Литература Изох О.П. Изотопный состав кислорода, неорганического и органиче ского углерода верхнедевонских карбонатных отложений юга Западной Сибири. Автореферат дис-ии на соскание ученой степени канд. геол. минер. наук. Новосибирск. 2009. 19 с.

Кузьмин А.В. Нижняя граница франского яруса на Русской платформе.

// Стратиграфия. Геологическая корреляция, 1995. Т. 3. № 3. С. 111–120.

Buggisch W., Joachimski M. Carbon isotope stratigraphy of the Devonian of Central and Southern Europe // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2006 V.240. P.68–88.

Kump L.R., Arthur M.A. Interpreting carbon-isotope excursions: carbonates and organic matter. //Ghem.Geol. 1999. V. 161. P. 181-198.

ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА САДОНСКИХ ГРАНИТОВ ПО ДАННЫМ ИССЛЕДОВАНИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СТРОНЦИЯ.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.