CC BY
55
АБИОТИЧЕСКИЕ И БИОТИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ НА РУБЕЖЕ ФРАНСКОГО И ФАМЕНСКОГО ВЕКОВ
Рубеж франского и фаменского веков сопряжен с глобальными геологическими и, как следствие, биотическими событиями, одним из которык является массовое вымирание организмов морской биоты. Как отметил А. С. Алексеев [1], особенно резко изменился морской бентос. На этом уровне установлено полное исчезновение некоторых родов аммоноидей, целык отрядов среди брахиопод, трилобитов, почти полное исчезновение рифовык построек, сложенных скелетами кораллов и строматопорат.Изменения отмечены и в континентальной биоте. Однако анализ последовательности миоспоровых комплексов в наиболее стратиграфически полных пограничных франско-фаменских разрезах свидетельствует о том, что изменения в растительнык сообществах не были столь драматичными, как в морской биоте.
Нижняя граница фаменского яруса принята в разрезе Upper Coumiac Quarry (Франция) в основании конодонтовой зоны Palmatolepis triangularis [12]. Граница проходит по кровле верхнего горизонта Кельвассер, совпадающей с франско-фаменским вымиранием, одним из пяти наиболее крупных в фане-розое (о масштабах данного биособытия имеются различные мнения [1]). В Восточной Европе в самых стратиграфически полнык разрезах (в Уметовско-Линевской, Припятской и Днепровско-Донецкой депрессиях, на Южном Тима-не) граница франского и фаменского ярусов по миоспорам установлена в основании зоны Corbulispora vimi-neus — Geminospora vasjamica, соответствующей волгоградскому горизонту. Там, где на этом уровне наблюдается перерыт в осадконакоплении (центральные районы Русской плиты), граница проводится в кровле ливенского и в подошве задонского горизонтов [6].
АБИОТИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ
Для вышвления возможных причин вымирания организмов на франско-фа-менском рубеже необходимо рассмотреть весь комплекс глобальных собыггий
Д. г.-м. н. О. П. Тельнова
этого времени. Массовое вымирание на обсуждаемом рубеже коррелируется с глобалыной регрессией и бескислородным собыггием. Анализ эвстатических колебаний уровня Мирового океана, позднедевонского рифтогенеза и супер-плюмовых событий демонстрирует дестабилизацию условий в атмосфере и гидросфере и, как следствие, изменения экологической обстановки и известные биособыгтия [5].
В настоящее время накопился зна-чителыныш материал по характеристике колебаний уровня моря в это время в разнык регионах Земли, приуроченнык к различным тектоническим структурам. Изучение глубоководный разрезов Рейнских сланцевык гор в Западной Германии показало, что на самой франско-фаменской границе фиксируется начало регрессии, отмеченное хардграундом, в то время как верхний и нижний келы-вассерские горизонты соответствуют наиболее глубоководным фациям. Установлена определенная последователы-носты событий в разрезах Западной Европы и юго-запада США (рис. 1): коно-донтовая зона linguiformis — эвстатичес-кий подъем, приведший к аноксии, затем значителыное эвстатическое опускание уровня моря — регрессия и массо-
вое вымирание; зона Early triangularis — продолжение регрессии; зона Middle triangularis — новая трансгрессия [19]. Восточнее, на территории Польско-Моравского шельфового бассейна, начало регрессии маркируется эрозионными несогласиями, хардграундами и брекчиями или поверхностями ненакопления. Начало последующей фаменской трансгрессии колеблется здесь от зоны Middle triangularis до зоны rhomboidea [17].
В центральной части Русской плиты почти повсеместно отсутствуют отложения зоны triangularis. В ее периферийных районах величина гиатуса в значительной мере варьируется. В При-пятском прогибе регрессия, начавшаяся еще в позднем фране, сменяется трансгрессией на рубеже зон Early — Middle triangularis.
На юго-востоке Русской плиты и в прилегающих районах Южного Урала регрессия фиксируется начиная с зоны linguiformis, при этом максимальное ее проявление приходится на время, соответствующее зоне triangularis. На западном склоне Среднего Урала регрессия, сменившая позднефранскую трансфессию, отмечена в терминальной части зоны linguiformis. Максимум регрессии — в базальной части зоны
<
ы
о
ас
о
m
ш
Ч
Э
■в-
О.
-©■
Зоны по конодоитам Тнмано-Псчорская провинция
Zigler& Sandberg, 1990 Зона по миоспорам Свита Ярус
>X s
о
crepida С. cristifer - D. zadonicus os a S tj a> Ж я -Є*
triangularis Late Middle Early С. vimineus - G. vasjamika "подволгоградский" палинокомплекс s * s
linguiformis G. subsuta 5 в о X
s к
rhcnana С. impcrpctuus га a.
Рис. 1. Схема биостратиграфического расчленения пограничных франско-фаменских отложений
Early triangularis. Начиная с зоны Middle triangularis относительный уровень моря повышался [3]. В Тимано-Печорской провинции регрессия началась с зоны linguiformis, а максимальное ее развитие охватывает интервал, соответствующий зонам Early — Middle triangularis.
Ретроспективный анализ [5] исследований по девонским эвстатическим колебаниям в Северной Евразии (Русская плита, Кузбасс, Колыма) и других регионах Земли выявил четко проявленную регрессию, которая приходится на конец зоны linguiformis и зону Early triangularis, и сменившую ее трансгрессию (Middle triangularis).
Колебания уровня Мирового океана на франско-фаменской границе и вблизи нее относятся к тектоноэвстати-ческим, связываются с развитием су-перплюмового события и сопровождающего его рифтогенеза. Глобальная регрессия и сменившая ее трансгрессия были следствием изменения строения дна океанического бассейна, обусловленного импульсом развития супер-плюмового процесса [5]. Предполагается, что к кратковременным глобальным изменениям уровня моря, вызывающим парное явление регрессия— трансгрессия, могли привести достаточно мощные процессы рифтогенеза. Изучение позднедевонского рифтогенеза показало его глобальный характер. Он фиксируется на всех существовавших в то время континентах. В пределах Восточно-Eвропейской платформы позднедевонский рифтогенез и магматизм прослеживаются очень широко. В Тимано-Печорском регионе базальтовый вулканизм и рифтинг были достаточно кратковременными (конец живе-та — начало франа).
К событиям, сопряженным с глобальными процессами рифтогенеза, магматизма и эвстатических колебаний уровня Мирового океана, можно отнести формирование черносланцевых комплексов, характерную минералоге-нию и геохимические аномалии.
Максимальное развитие позднедевонских (вторая половина франского и фаменский век) черносланцевых формаций наблюдается в эпиконтиненталь-ных бассейнах Лавруссии [11]. Наиболее крупным является черносланцевый пояс на юго-востоке США, включающий Аппалачский, Мичиганский, Ил-линойсский бассейны и южную континентальную окраину. В другой части континента Лавруссия — в Тимано-Пе-
чорском регионе и Предуралье — черные сланцы широко развиты в домани-ковом горизонте франа. С черносланцевыми формациями связан комплекс стратиформных месторождений с широким спектром рудных металлов. Эти формации имеют глобальное распространение и фиксируют в осадочных слоях Земли импульсы интенсивной дегазации земного ядра, при которых углеродсодержащие газы мигрировали вверх.
Показательны результаты исследования изотопного состава углерода. В непрерытнык разрезах, изученнык в са-мык разнык регионах мира (в Западной и Восточной Eвропе, США, в Канаде, Австралии, Северной Африке), четко выделяются две положительные аномалии 13С, по стратиграфическому положению соответствующие двум кельвас-серским горизонтам. Причем аномалии фиксируются во всех разрезах, как в содержащих темноцветные кельвас-серские породы (в собственно кельвас-серских горизонтах), так и в чисто карбонатных, без признаков аноксийных обстановок. Предполагаются ситуации изотопного фракционирования углерода в мантии. Это могло быть в эпохи активного тектоногенеза. По-видимому, в процессе развития суперплюмо-вого события было два импульса восходящих флюидных потоков, достигших земной поверхности [17, 5]. Первый (основание зоны Late rhenana) флюидный поток, достигнув поверхности Земли, вызвал дестабилизацию условий в атмосфере и гидросфере (изменение климата, характера морских течений, стратификации океанских вод и др.) и, как следствие, изменение экологической обстановки и биособытия. Нестабильность экологических условий сохранялась длительное время и сопровождалась флуктуациями аноксийных обстановок, колебаниями уровня моря и др. Второй (терминальная часть зоны linguiformis), наиболее мощный импульс флюидных потоков, вероятно связанный с фазой рифтогенеза и началом глобальной регрессии, привел к массовому вымиранию морских организмов на франско-фаменском рубеже. Эти флюидные потоки привнесли в экзосферу не только обогащенный тяжелым изотопом углерод, но и ряд других элементов, влияющих на развитие биосферы. При опробовании непрерыгвнык франско-фаменских разрезов отмечаются геохимические аномалии фосфора, рудных элементов [10]. К этому же
периоду приурочен расцвет кремнистой биоты, свидетельствующий об обогащении морской воды кремнекисло-той [1?].
Анализ возможных причин фран-ско-фаменского вымирания свидетельствует о продолжительном процессе изменения обстановок, на который влияло множество факторов, имеющих земные причины (в настоящее время точка зрения об импактном событии на франско-фаменской границе как первопричине массового вымирания не доказана).
БИОТИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ
Канадский геолог Д. MaraapeH одним из первык обратил внимание на значительные биотические изменения на границе франского и фаменского ярусов [1З]. По данным Д. Maкги [14], на этом рубеже уровень вымирания морских животных составил 3/4 видов, 1/2 родов и более 1/З семейств.
Большим вкладом в оценку масштабов этого биособытия и его достаточно точной корреляции в различных регионах Земли стала разработка стандартных зон девона по конодонтам [19]. В результате изучения конодонтов из франско-фаменских отложений в США, Канаде, Бельгии, Германии, Франции, Нахичевани, Южном Китае и Австралии установлено массовое вымирание организмов на границе коно-донтовык зон gigas (ныне linguiformis) и triangularis.
В пределах Рейнских сланцевых гор выщеляют два горизонта черных кель-вассерских известняков и известковис-тых сланцев: нижний, основание зоны Late rhenana, и верхний в терминальной части зоны linguiformis. “Кельвассерс-кий кризис” начинается ниже зоны Late rhenana с исчезновения планктонной группы стилиолинид (гладкораковинных тентакулитов) и большей части семейств трилобитов. Промежуток времени, соответствовавший зонам Late rhenana - linguiformis, характеризовался глобальным диахронным исчезновением биогермных коралловых и стро-матопоратовых рифов во всех бассейнах мира. Э. Шиндлер [1S] показал значительную продолжительность “кель-вассерского кризиса” и установил ступенчатый характер исчезновения различных таксонов организмов. По наблюдениям П. Коппера [10], связь между появлением черносланцевых горизонтов и исчезновением рифов отсутствует.
На западном склоне Южного Урала в большинстве разрезов к франско-фа-менской границе приурочен стратиграфический перерыт, известно только несколько полных разрезов, характеризующих различные фациальные обстановки. [16]. Существенные изменения в комплексе брахиопод происходят внутри брахиоподовых ракушняков (Early triangularis). На этом рубеже исчезает часть родов, составляющих основу зоны Late rhenana и зоны linguiformis. Некоторые роды — Schizophoria, Cyrto-spirifer, Athyris — продолжают существовать, но представлены другими видами. Изменения, происходившие выше, на границе зон Middle — Late triangularis, уступают по своей значимости нижнему рубежу; они отмечаются в основном на уровне видов.
В пределах западного склона Среднего Урала [3], так же как в ряде других районов мира, в самых верхах зоны
linguiformis отсутствует сам вид Palmatolepis linguiformis, но увеличивается количество франских икриоду-сов. Возможно, это связано с обмелением бассейнов седиментации. Здесы (разрез “Баронская”, характеризующий отложения глубокого склона), как и в разрезах Южного Урала, непосредственно на франско-фаменской границе не фиксируются резкие литологические изменения, хотя по фауне эта граница устанавливается четко.
В Южном Китае [13] охарактеризованы относителыно глубоководные разрезы рифтогенных депрессий наряду с мелководными разрезами межрифтовык пространств. Отмечены цве фазы вымирания, аналогичные ступенчатому вы-
миранию в Германии. В первую фазу во второй половине зоны linguiformis, непосредственно у нижней границы черносланцевого горизонта, исчезает бен-тосная фауна (кораллы, брахиоподы, бентосные остракоды). Во вторую фазу на франско-фаменской границе вымирает пелагическая фауна и наблюдается расцвет кремнистык организмов. Биотические собыгтия сопровождаются резким повышением содержания некоторых металлов в осадочных породах. Предполагается, что причиной массового вымирания послужило аноксическое событие (скомбинированное с накоплением токсичных металлов), вызванное усилением рифтинга [13].
Однако далеко не во всех регионах Земли в это время наблюдались анок-сийные или гипоксийные обстановки. Так, Т. Беккер и М. Хауз, детально изучившие разрезы Canning Basin в Австралии, специально указыгвают на отсут-
ствие этих обстановок на франско-фа-менской границе [8].
Анализ событий вымирания организмов в глобалыном масштабе на фран-ско-фаменском рубеже свидетелыству-ет о достаточно сложном, ступенчатом характере исчезновения отделыных групп фауны, отмеченного по крайней мере в двух последних конодонтовых зонах франского яруса (Ь. гИепапа и linguiformis). Вместе с тем максимум вымирания, выграженныш в исчезновении очены болышого количества видов морских организмов, и затем появление новых видов приурочены именно к франско-фаменскому рубежу.
В отличие от неплохой изученности морской биоты, к настоящему мо-
менту очень мало опубликовано данный об изменениях в континентальной биоте, происходивших на франско-фа-менском рубеже, в частности в растительных сообществах. Макроостатки девонских растений и особенно их репродуктивные органы встречаются крайне редко, тогда как только они могут служить биологической основой для реконструкций филогении и эволюции первых наземных растений. Поэтому уникальным объектом исследований являются миоспоры, которые хорошо сохраняются в ископаемом состоянии. Изменения их морфологии и размеров в геологическом разрезе отражают эволюцию растений и четко фиксируют смену флористических сообществ в истории Земли.
С целью изучения миоспор из пограничных франско-фаменских отложений начиная с 1993 г., а в 2006 г. совместно с английским палинологом Д. Маршаллом (рис. 2) проводились полевые экспедиционные работы на Южном Тимане. Здесь девонские отложения отличаются богатством и разнообразием фаунистических и микро-флористических остатков и поэтому являются классическим объектом для палеонтологических исследований. На Южном Тимане аналогом ливенского горизонта является сульфатная толща в объеме верхней части ухтинской свиты. Свита коррелируется с конодонто-выми зонами Upper и Uppermost gigas. Она подразделяется на две подсвиты: нижнюю, сложенную известняками до-ломитизированными, доломитами, мергелями с прослоями глин и песчаников, и верхнюю, представленную ангидритами и гипсами с прослоями глин и доломитов. В глубоководных аналогах данных отложений, образованных мергельно-глинистыми породами, определены конодонты зоны Palmato-lepis linguiformis [6].
В гипсоноснык отложениях верхней части ухтинской свиты (рис. 2; Ухтинский район, пос. Крутой Кут, левыш берег р. Ухта; Сосногорский район, пос. Сосновка, правый берег р. Ижма, напротив устья р. Ухта) установлен пали-нокомплекс с видом-индексом ливенского горизонта — Grandispora subsuta (Nazarenko) Obukh. В комплексе доминируют споры Cristatisporites deli-quescens (Naumova) Arkh., Membra-baculisporis radiatus (Naumova) Arkh., Auroraspora speciosa (Naumova) Obukh. и зафиксировано появление Geminospora vasjamica (Tchib.) Obukh.
Рис. 2. Верхняя часть ухтинской свиты (обн. 19, р. Ижма)
БеонКик, июнь, 2008 г., № 6
et Nekr., вида-индекса фаменской па-линозоны C. vimineus—G. vasjamica. Ранее на этом стратиграфическом уровне виды G. subsuta и G. vasjamica в Тимано-Печорской провинции не отмечались.
Выше сульфатной толщи ухтинской свиты, отнесенной к ливенскому горизонту, на Южном Тимане залегает ижемская свита. Возраст ижемской свиты определен как раннефаменский, ее сопоставляют с волгоградским, задонским и елецким горизонтами Центрального девонского поля и конодонтовы-ми зонами triangularis—crepida [2].
В базальной части обн. 20 (стратотипа ижемской свиты), в котором глины темно-серые и зеленовато-серые переслаиваются с известняком светлосерым тонкоплитчатым (рис. 3), выще-лен палинокомплекс. Он отличается от известных ранее составом таксонов и их количественным соотношением. Era особенностью является наличие видов Auroraspora sp. 1, Geminospora notata (Naumova) Obukh. var. microspinosus Tchib., Archaeozonotriletes famenensis Naumova var. minutus Naumova, Samarisporites lepidus Arkh., а также единичных спор, принадлежащих к родам, характерным для каменноугольных отложений — Tumulispora Staplin et Jansonius и Vallatisporites Hacq. В комплексе содержится значительное количество (до 60 %) франских видов миоспор. Другой его особенностью является обилие вариететов видов Membrabaculisporis radiatus (Naumova) Arkh. и Auroraspora speciosa (Naumova) Obukh., причем они значительно крупнее, чем исходные формы.
Новый палинокомплекс более близок к франским, чем к фаменским комплексам. В нем доминируют “франс-кие” таксоны, тогда как палинокомплекс перекрывающего его волгоградского горизонта фамена отличается почти полным отсутствием характерных франских видов (однако до 40 % «фоновык» франских таксонов продолжали существовать и в фаменское время). Особенностью этого палинокомплекса являются также эндемизм и гигантизм миос-пор, что, по-видимому, может свидетельствовать об островном характере флоры. Продуценты этой миоспоровой ассоциации, вероятно, произрастали в быстро меняющихся климатических условиях, например в условиях повышения гумидности климата при относительно постоянном температурном режиме.
Таким образом, благодаря четким отличительным признакам рассмотренного выше палинокомплекса возможно выделение нового биострати-графического подразделения. В шкале девонской зональности по миоспорам растений предлагается установить под-волгоградские слои со стратотипом в разрезе ижемской свиты. Эти слои заполняют часть фиксирующегося на Русской платформе предфаменского стратиграфического перерыва и увеличивают объем франского яруса. По-видимому, новое биостратиграфиче-ское подразделение соответствует стратиграфическому интервалу, охарактеризованному в верхнедевонских разрезах Канады миоспоровой зоной Vallatisporites preanthoideus—Archaeozonotriletes famenensis (конодонто-вым зонам linguiformis — нижней triangularis), и, возможно, нижней части зоны Membrabaculisporis radiatus—
Сут^рог^ ЪоаГейсш, установленной в восточной Померании (Полыша) [9, 16].
Новый палинокомплекс демонстрирует постепенный характер изменений во флористических сообществах на уровне, коррелируемом с событием Kellwasser. Процесс вымирания позднефранских видов сопровождался появлением новых видов и родов миоспор, типичных для фаменских и даже каменноуголыных палинокомп-лексов.
Обобщая резулытаты исследований по абиотическим и биотическим событиям на франско-фаменском рубеже, можно отметиты, что изменения как в морской, так и в континенталыной биотах имели сходный характер и подчинены были естественному эволюционному процессу. На скоросты этих процессов, по-видимому, опосредованно влияли геологические собыгтия.
Литература
1. Алексеев А. С. Типизация фанерозой-ских событий массового вымирания организмов // Вестн. Моск. ун-та. Сер. геол., 2000. № 5. С. 6—14. 2. Безносов П. А., Хи-пели Д. В., Кузьмин А. В. и др. Литология, остатки позвоночных и конодонты ижемс-кой свиты в стратотипе // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XIV Геол. съезда Республики Коми. Т. IV. Сыктывкар: Геопринт, 2004. С. 220—224. 3. БикбаевА. 3., Снегирева М. П. Граница франского и фа-менского ярусов на Среднем Урале по ко-нодонтам // Девонские наземные и морские обстановки: от континента к шелыфу (проект 499 МПГК/ Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Меж-дунар. конф. Новосибирск, 2005. С. 35— 36. 4. Веймарн А. Б., Абрамова А. Н., Ар-тюшкова О. В. и др. Корреляция разрезов фаменского яруса Южного Урала // Бюл. МОИП. Отд. геол., 2002. Т. 77. Вып. 1. С. 32—42. 5. Веймарн А. Б., Корнеева С. А. Глобалыные геологические события на рубеже франского и фаменского веков // Бюл. МОИП. Отд. геол., 2007. Т. 82. Вып. 1. С. 48—68. 6. Кузьмин А. В., Мельникова Л. И. Расчленение по конодонтам франских и нижнефаменских отложений
южной части Хорейверской впадины // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1991. Т. 66. № 3. С. 62—72. 7. Назаренко А. М., Чибрикова Е. В., Авхимович В. И. и др. Палинологическое обоснование границы франского и фаменского ярусов на территории Восточ-но-Eвропейской платформы // Палеонт. метод в геологии. М., 1993. С. 11—21.
8. BeckerR. T., HouseM. R. Sea-level changes in the Upper Devonian of the Canning Basin, Western Australia // Courier Forsch. Inst. Senckenberg, 1997. V. 199. P. 129—146.
9. Braman D. R., Hills L. V. Upper Devonian and Lower Carboniferous miospores, western District of Mackenzie and Yukon Territory, Canada. Palaeontolographica Сanadiana, 1992. № 8. 97 p. 10. Copper P. Reef development at the Frasnian / Famennian mass extinction boundary // Palaeogeography, Palaeoclimato-logy, Palaeoecology. 2002. V. 181. P. 27—66.
11. Ettenson F. R. Controls on the origin of Devonian black-shale facies on Laurussia: palaeogeography, palaeoclimate and tectonics // Девонские наземные и морские обстановки: от континента к шельфу: Мат. Междунар. конф. Новосибирск, 2005.
12. Klapper G., Feist R., BeckerR. T., House M. R. Definition of the Frasnian/Famennian Stage boundary // Episodes, 1993. 16. № 4. P. 433—441. 13. MaX. P., Bai S. L. Biologi-
cal, depositional, microspherule and geochemical records of the Frasnian/F amennian boundary beds, South China // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2002. V. 181. P. 325—346. 14. McGhee G. R. The Late Devonian Mass Extinction. The Fras-nian-Famennian Crisis. N. Y, 1996. 303 p. 15. McLaren D. J. The role of fossils in defining rock units with examples from the Devonian of Western and Arctic Canada // Amer. J. Sci., 1959. V. 257. P. 734—751. 16. Stem-pien-Salec M. Miospore taxonomy and stratigraphy of Upper Devonian and Lover-most Carboniferous in western Pomerania (NW Poland) // Ann. Soc. Geol. Pol., 2002. V. 72. P. 163—190. 17. Racki G. D., Racka M., Matyja n., DevleeschouwerX. The Fras-nian / Famennian boundary interval in the South Polish-Moravian shelf basins: integrated event-stratigraphical approach // Palaeo-geography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2002. V. 181. P. 251—298. 18. Schindler E. Event stratigraphic markes within Kellwas-ser Crisis near the Frasnian-Famennian boundary (Upper Devonian) in Germany // Palaeo-geography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1993. V. 104. P 115—123. 19. Ziegler W, Sandberg C. A. The Late Devonian standard conodont zonation // Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 1990. Vol. 121. S. 1—115.
БЕРИЛЛИЙ В РИОЛИТАХ И АПОРИОЛИТОВЫХ СЛАНЦАХ ХРЕБТА МАЛДЫНЫРД
В вендско-кембрийских риолитах хребта Малдышыгрд, а также в разнообразных по составу продуктах их изменения (апориолитовых сланцах) наряду с летучими элементами-примесями (As, 8п, В^ ве) отмечалисы геохимические аномалии бериллия [1]. Хотя допус-калисы разные минералыные формы бериллия (в том числе и такие экзотичные, как Ве-алланит), к настоящему времени достоверно установлен толыко один собственный минерал Ве — гидросиликат эвклаз с идеалыной формулой АВе^ЮДОН) [2].
Однако о содержании бериллия в горнык породах данного региона до сих пор судили толыко на основании эмиссионных полуколичественных анализов с болышой погрешностыю. Построение более достоверной картины геохимии бериллия требует применения количественного анализа, который обладал бы
К. г.-м. н.
Т. И. Иванова
высокой точностыю, достаточной эксп-рессностыю при удовлетворителыном пределе обнаружения, позволяющем определяты околокларковые содержания этого элемента.
Материал и методика анализа. На основе коллекций Я. Э. Юдовича, И. В. Козыфевой, А. А. Соболевой и С. К. Кузнецова нами были подобраны для анализа группы типичных горных пород, обнажающихся в южной части хр. Мал-дышыгрд: вендских диабазов и аподиаба-зовых слюдисто-хлоритовых сланцев, риолитов и апориолитовых сланцев. Всего нами было изучено около 200 проб.
Определение бериллия проводили эмиссионным спектралыным методом. Пробы, предварителыно смешанные с буферной смесыю в соотношении 1:3, помещали в каналы двух тонкостенных уголыных электродов с внутренним ди-
M. н. с.
Т. В. Якимова
аметром канала 2, глубиной 6 мм и сжигали в дуге переменного тока силой 16 А в течение 2.5 минут. Буферная смесы состояла из уголыного порошка, углекислого стронция, хлоридов калия и натрия и углекислого бария в соотношении 5:5:1:1:0.5 по массе (Ва — элемент сравнения). Спектры получали на дифракционном спектрографе ДФС-8 с фотоэлектронной кассетой (вместо фотографической). Градуировочные графики строили в координатах
1Ве
ІЕ ~і - ІЕ С.
1 Ва
В качестве аналитических исполызо-вали линии Ве I — 234.861, Ве I — 265.047, Ва II — 234.758 нм (линия сравнения). Интервал определяемых концентраций составлял 2—1000 г/т, вос-производимосты 5—15 % [3].
