Доломиты роговской свиты имеют относительно выдержанный состав, концентрации CaO (23,9–31,7 мас. %, среднее – 28,1 мас. %), MgO (14,5–22,7 мас. %, среднее – 19,0 мас. %). Доломиты заметно окремнены (SiO2 4,3–21,6 мас. %, среднее – 8,9 мас %.), содержания Al2O3 составляют от 0,7 до 3,3 мас. %, в среднем – 1,8 мас. %, Fe2O3общ 0,6–11,9 мас. %, среднее 2,9 мас. %. Породы характеризуется очень низкими содержаниями других петрогенных оксидов: содержания Na2O, TiO2 составляют менее 1 мас. %, содержания K2O, P2O5 – менее 2 мас. % (табл. 7, рис. 9).
Таблица 7. Содержания петрогенных окислов в карбонатных породах роговской свиты
4007/ 258 | 4007/ 319 | 4007/ 272 | 3064/ 252 | 4007/ 327 | 3064/ 293,5 | 3064/ 260 | 3064/ 266 | 3623/ 326 | 3576/ 381 | 3576/ 377,2 | |
Na2O | 0,002 | 0,011 | 0,1 | 0,282 | 0,012 | 0,175 | 0,393 | 0,216 | 0,418 | 0,192 | 0,152 |
MgO | 17,9 | 19,292 | 15,115 | 18,755 | 18,017 | 17,822 | 19,882 | 17,498 | 20,747 | 18,162 | 17,756 |
Al2O3 | 0,707 | 0,656 | 1,566 | 2,545 | 0,687 | 1,318 | 2,713 | 0,687 | 1,338 | 1,494 | 2,547 |
SiO2 | 4,572 | 4,811 | 9,537 | 8,676 | 5,688 | 7,716 | 8,994 | 5,502 | 8,17 | 4,312 | 5,237 |
P2O5 | 0,408 | 0,202 | 0,358 | 0,054 | 0,311 | 0,042 | 0,085 | 0,305 | 0,041 | 0,061 | 0,054 |
SO3 | 3,365 | 0,871 | 5,578 | 0,025 | 0,922 | 1,34 | 0,046 | 0,884 | 0,034 | 0,042 | 0,03 |
K2O | 0,191 | 0,095 | 0,606 | 0,289 | 0,199 | 0,176 | 0,324 | 0,148 | 0,049 | 0,18 | 0,534 |
CaO | 30,453 | 30,245 | 29,403 | 27,907 | 30,431 | 30,368 | 27,91 | 29,49 | 28,969 | 28,753 | 28,024 |
TiO2 | 0,613 | 0,754 | 1,877 | 0,194 | 0,738 | 0,077 | 0,227 | 0,731 | 0,105 | 0,055 | 0,07 |
MnO | 0,077 | 0,03 | 0,123 | 0,051 | 0,048 | 0,034 | 0,053 | 0,045 | 0,045 | 1,389 | 1,027 |
Fe2O3 | 5,17 | 3,149 | 7,393 | 1,979 | 4,795 | 1,379 | 1,935 | 4,554 | 1,161 | 3,411 | 3,337 |
BaO | 0,421 | 1,031 | 0,622 | - | 0,655 | - | - | 0,644 | - | - | - |
ППП | 35,993 | 38,822 | 27,638 | 39,221 | 37,216 | 39,528 | 37,414 | 39,259 | 38,895 | 41,935 | 41,216 |
Сумма | 99,872 | 99,969 | 99,916 | 99,978 | 99,719 | 99,975 | 99,976 | 99,963 | 99,972 | 99,986 | 99,984 |
|
|
Продолжение табл. 7.
3576/ 377,2 | 4016/ 320,2 | 4033/ 545,7 | 3694/ 156 | 3692/ 196 | 3692/ 190 | 3628/ 374 | 3628/ 370 | 3628/ 287 | 4110/ 270 | 3509/ 254,7 | |
Na2O | 0,152 | 0,018 | 0,294 | 0,063 | 0,007 | 0,002 | 0,573 | 0,675 | 0,794 | 0,195 | 0,11 |
MgO | 17,756 | 22,675 | 21,539 | 14,53 | 18,981 | 19,781 | 20,821 | 20,912 | 20,75 | 16,248 | 21,156 |
Al2O3 | 2,547 | 0,968 | 1,629 | 3,29 | 2,845 | 2,424 | 2,264 | 1,982 | 2,776 | 1,61 | 1,507 |
SiO2 | 5,237 | 5,76 | 4,473 | 15,589 | 21,583 | 16,965 | 10,257 | 11,504 | 14,159 | 7,428 | 6,616 |
P2O5 | 0,054 | - | 0,034 | 0,701 | 1,794 | 1,279 | 0,053 | 0,074 | 0,057 | 0,053 | 0,049 |
SO3 | 0,03 | 0,03 | 0,027 | 0,035 | 0,028 | 0,034 | 0,037 | 0,043 | 0,031 | 0,102 | 0,119 |
K2O | 0,534 | - | 0,087 | 1,603 | 1,091 | 0,899 | 0,3 | 0,15 | 0,101 | 0,075 | 0,133 |
CaO | 28,024 | 31,668 | 28,302 | 25,018 | 23,899 | 24,479 | 25,394 | 26,718 | 24,898 | 30,525 | 26,376 |
TiO2 | 0,07 | 0,092 | 0,076 | 3,026 | 0,066 | 0,07 | 0,143 | 0,137 | 0,208 | - | - |
MnO | 1,027 | 0,042 | 0,035 | 0,302 | 0,806 | 0,851 | 0,117 | 0,091 | 0,092 | 0,048 | 0,072 |
Fe2O3 | 3,337 | 1,2 | 1,164 | 11,892 | 0,684 | 0,924 | 2,033 | 1,519 | 2,237 | 0,935 | 0,651 |
BaO | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - |
ППП | 41,216 | 37,55 | 42,32 | 23,66 | 28,21 | 32,28 | 37,964 | 36,133 | 33,846 | 42,76 | 43,17 |
Сумма | 99,984 | 99,985 | 99,686 | 99,646 | 99,987 | 99,986 | 99,383 | 99,263 | 99,155 | 83,536 | 78,693 |
Рис. 9. Составы карбонатных пород роговской свиты на диаграммах Харкера
В доломитах роговской свиты наблюдаются заметные отрицательные корреляции между содержаниями кальция и кремния (r = -0,8), алюминия (r = -0,8), калия (r = -0,6). Отмечается отчетливая отрицательная корреляция между содержаниями магния и железа (r = -0,7). Положительные корреляции (r ~ 0,7) отмечены между содержаниями кремнезема и других петрогенных окислов – Al2O3, P2O5, K2O. Эти данные свидетельствуют о том, что содержания различных петрогенных окислов, нехарактерных для чистых доломитов, напрямую зависит от окремненности пород.
|
|
Содержания алюминия и титана могут быть использованы в качестве индикаторов детритового привноса в карбонатных породах [9]. Как показано на диаграмме (рис. 10), оба этих элемента в карбонатах роговской свиты присутствуют в низких концентрациях, что свидетельствует о незначительной роли детритового привноса.
Рис. 10. Составы карбонатных пород роговской свиты на диаграмме по [9]
Обогащение пород кремнезёмом в результате замещения карбонатных минералов силикатными, вероятно, связано с последующей перекристаллизацией пород. Оценку степени изменения карбонатных пород постдиагенетическими и метаморфическими процессами можно осуществить, используя в качестве критерия соотношение марганца и стронция. В результате перекристаллизации карбонатные породы обычно обогащаются марганцем и обедняются стронцием [10, 11]. На диаграмме по [10] (рис. 11) видно, что неокремненные доломиты роговской свиты соответствуют по соотношению Mn/Sr типичным морским доломитам, в то время как породы, обогащенные кремнеземом интепретируются как подверженные перекристаллизации. В связи с этим, для характеристики распределения малых и редких элементов выбирались образцы с наименьшей примесью кремнезема, что дало возможность максимально корректно охарактеризовать геохимические особенности доломитов роговской свиты. Распределение малых и редких элементов в обогащенных кремнием породах, заметно отличается, что может быть связано с повышенными содержаниями данных элементов в силикатных минералах.
Рис. 11. Составы карбонатных пород роговской свиты на диаграмме по [10]
Таблица 8. Содержания малых и редких элементов в карбонатных породах роговской свиты
3692/190 | 3692/196 | 4016/320,2 | 4033/545,7 | 4110/270 | |
V | 9,11 | 8,88 | 25 | 14,5 | 14,0 |
Cr | 12,1 | 14,8 | 21,9 | 10,8 | 23,7 |
Ga | 4,17 | 4,24 | 3,55 | 2,43 | 1,52 |
Rb | 26,7 | 25 | <2 | 3,28 | 6,98 |
Sr | 57,1 | 53,1 | 126 | 177 | 118 |
Y | 32,6 | 39,6 | 3,37 | 3,89 | 2,43 |
Zr | 32,1 | 35 | 25,1 | 15,9 | 20,6 |
Nb | 2,24 | 1,64 | 0,67 | <0.5 | 1,08 |
Mo | <0.6 | 0,62 | <0.6 | <0.6 | |
Ba | 137 | 161 | 253 | 83,6 | 77,0 |
La | 14,1 | 17,6 | 4,48 | 4,71 | 4,11 |
Ce | 12,1 | 14,7 | 9,22 | 9,67 | 7,97 |
Pr | 2,77 | 3,17 | 1,15 | 1,1 | 0,90 |
Nd | 10,9 | 13,2 | 4,23 | 4,23 | 3,42 |
Sm | 2,11 | 2,23 | 0,72 | 0,63 | 0,54 |
Eu | 0,66 | 0,68 | 0,21 | 0,25 | 0,17 |
Gd | 2,29 | 3,22 | 0,71 | 0,84 | 0,57 |
Tb | 0,31 | 0,41 | 0,1 | 0,11 | 0,076 |
Dy | 2,16 | 2,78 | 0,66 | 0,69 | 0,37 |
Ho | 0,49 | 0,6 | 0,12 | 0,15 | 0,079 |
Er | 1,47 | 1,79 | 0,38 | 0,36 | 0,21 |
Tm | 0,16 | 0,2 | 0,068 | 0,061 | 0,034 |
Yb | 0,98 | 1,14 | 0,3 | 0,3 | 0,19 |
Lu | 0,13 | 0,12 | 0,049 | 0,046 | 0,028 |
Hf | 0,83 | 0,86 | 0,58 | 0,41 | 0,54 |
Ta | 0,19 | 0,17 | <0.1 | <0.1 | <0,1 |
Th | 2,2 | 2,22 | 0,12 | 1,14 | 1,15 |
U | 0,3 | 0,23 | <0.1 | 0,39 | 0,39 |
Sc | 1,41 | 1,4 | 2,73 | 2,06 | |
Ni | 27,4 | 25,4 | 31,5 | 20,4 | |
Cu | 3,97 | 113 | 23,5 | 5,73 | |
Zn | 16,2 | 11,6 | <1.0 | <1.0 | |
Pb | 1,19 | 1,3 | <1.0 | 8,45 | |
ΣREE | 50,63 | 61,84 | 22,40 | 23,15 | 18,67 |
ΣLREE | 44,93 | 54,80 | 20,72 | 21,43 | 17,68 |
ΣHREE | 5,70 | 7,04 | 1,68 | 1,72 | 0,99 |
Ce/Ce* SN | 0,44 | 0,45 | 0,93 | 0,98 | 0,95 |
Eu/Eu* SN | 1,40 | 1,18 | 1,37 | 1,60 | 1,43 |
(Pr/Yb)SN | 0,89 | 0,87 | 1,21 | 1,15 | 1,49 |
(Nd/Yb)SN | 0,97 | 1,01 | 1,23 | 1,23 | 1,58 |
Y/Ho мол. | 123,34 | 122,36 | 52,06 | 48,08 | 57,02 |
Доломиты роговской свиты содержат низкие концентрации редкоземельных элементов (18,67–23,15 мкг/г); суммарные содержания легких редких земель составляют 17,68–21,43 мкг/г, тяжелых – до 1,7 мкг/г (табл. 8). Таким образом, наблюдается обогащение легкими редкими землями. Наблюдаются положительные аномалии европия в сравнении с составом постархейского австралийского сланца – Eu/Eu*SN составляет от 1,37 до 1,60. Наблюдаются слабо выраженные отрицательные аномалии церия – Ce/Ce* SN от 0,93 до 0,98 (табл. 8, рис. 12).
Рис. 12. Распределения редкоземельных элементов в карбонатных породах роговской свиты, нормализованные к составу хондрита
Породы изучаемой части разреза слабо обогащены силикатным кластическим материалом, о чем свидетельствуют незначительные содержания Rb (до 7 мкг/г), Zr (15,9–25,1 мкг/г), Nb (до 1,08 мкг/г), Th (0,12–1,15 мкг/г), Sr (118–177 мкг/г) (табл. 8).
|
|
В доломитах роговской свиты молярное отношение Y/Ho составляет от 48 до 57 и соответствует хондритовому [12]. Редокс-чувствительные микроэлементы, такие как молибден, ванадий и уран, присутствуют в низких концентрациях. Все концентрации Мо ниже 0,6 мкг/г, ванадия – до 25 мкг/г, концентрации урана составляют менее 0,39 мкг/г.
Карбонатные отложения роговской свиты содержат минимальное количество терригенной примеси, не превышающее 3–5%. Чаще всего это кварц, слюды, хлорит, полевые шпаты. Содержания Ti и Zr в карбонатных отложениях значительно ниже кларка для карбонатных пород (по А.А. Беусу) [13] (рис. 13).
Рис. 13. Распределения малых и редких элементов в карбонатных породах роговской свиты, нормализованные к составу примитивной мантии
Низкие концентрации Al2O3, Na2O, K2O, Th в доломитах предполагают минимальный привнос терригенного материала в палеобассейн седиментации. Подобные количества элементов в осадке могут свидетельствовать о формировании отложений на значительном удалении от суши ниже волнового базиса в бассейне с пассивным тектоническим режимом. Содержания Sr, меньшие кларка, могут быть связаны с несколькими причинами. Для органогенных образований характерен вынос этого элемента вследствие длительного контакта с морской водой [14, 15]. Однако прямых признаков органогенного происхождения доломиты роговской свиты не несут вследствие воздействия метаморфизма возрастом около 2,07 млрд лет при коллизии мегаблоков Сарматии и Волгоуралии [16]. Кроме того, сильное снижение концентраций Sr и Na предполагает возможность процессов доломитизации при смешении морской воды с метеорными водами. Доломиты, которые образовались в таких условиях, имеют содержания Sr менее 125 мкг/г [17], что в целом согласуется с содержаниями стронция в доломитах роговской свиты.
|
|
Положительные EuSN аномалии (в среднем 1,39) рассматриваются как признак эпигенетического изменения карбонатных пород метасоматическими флюидами. Такие аномалии представляют собой результат воздействия морской воды и высокотемпературных (> 250 °C) гидротермальных жидкостей, что наблюдается и в других палеопротерозойских карбонатах [18]. Возникновение положительных аномалий EuSN не зависит от фаций, и является типичной морской характеристикой условий осадконакопления.
Исследования палеопротерозойских морских осадков показали, что интенсивный гидротермальный привнос характеризуется хондритовым Y/Ho отношением, тогда как в поверхностных водах и связанных с ними морских осадках суперхондритовое отношение Y/Ho, такое же, как в современной морской воде [12, 19]. Таким образом, учитывая близкое к хондритовому отношение Y/Ho в доломитах свиты, можно предположить присутствие гидротермального привноса, с чем связаны и положительные Eu аномалии.
Тенденции распределения редкоземельных элементов и иттрия (REE+Y), нормализованные к постархейскому австралийскому сланцу [20], также можно использовать для оценки обстановки осадконакопления в карбонатах.
Закономерности распределения REE+Y доломитов роговской свиты показывают несколько отчетливых тенденций: положительные аномалии EuSN, хондритовые отношения Y/Ho, с обогащением легкими редкими землями по сравнению с тяжелыми, не выраженная отрицательная аномалия CeSN. Подобные тенденции характерны для палеопротерозойских отложений, образованные до Великого окислительного события, за исключением аномалии CeSN (рис. 12).
Аномалия Ce является чувствительной к присутствию кислорода. В присутствии свободного кислорода Се может окисляться от растворимого Се3+ до нерастворимого Се4+. Последующее удаление нерастворимого Се4+ из морской воды приводит к отрицательной аномалии Се. Отсутствие аномалий Ce рассматривается как свидетельство осаждения карбонатов из бескислородных вод архейских океанов [21, 22].
Возможно, что небольшие отрицательные аномалии CeSN, наблюдаемые в доломитах роговской свиты, отражают концентрации кислорода лишь немного выше порога окисления Ce 3+, недостаточного для широко распространенного развития глубоко негативных аномалий CeSN, наблюдаемых в современной кислой морской воде [21]: то есть подобные концентрации могут отражать переходный период накануне Великого окислительного события (около 2,42–2,32 млрд. лет назад), когда мелкие воды способны к незначительному, а не распространенному окислению Ce3+ [9].