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Jun 12, 2024

Una capa intermedia de toba en potasa profunda.

Scientific Reports volumen 12, Número de artículo: 16320 (2022) Cite este artículo 693 Accesos 1 Citas Detalles de métricas La litología y génesis de una capa intermedia clástica de color gris oscuro encontrada por primera vez

Scientific Reports volumen 12, número de artículo: 16320 (2022) Citar este artículo

693 Accesos

1 Citas

Detalles de métricas

Se analizó la litología y la génesis de una capa intermedia clástica de color gris oscuro encontrada por primera vez dentro del cuerpo de sal rico en potasio más profundo en la cuenca de Simao, en el suroeste de China. Los análisis de petrografía, mineralogía y geoquímica de elementos de la capa revelaron que (1) la capa contiene cristales de cuarzo con bordes de corrosión del golfo y grietas de explosión y vidrios angulares del tamaño de ceniza volcánica; (2) los principales componentes minerales de los fragmentos de cristal son clorita, ilita, biotita, cuarzo, anhidrita, yeso, magnesita, pirita, molibdenita, clinopiroxeno y circón; (3) los patrones de elementos de tierras raras, los diagramas de Zr/TiO2 y Nb/Y, así como el contenido de boro, indican un origen volcánico de la capa. Con base en estas observaciones, se sugiere que la capa es una toba alterada asociada con varios fragmentos volcánicos dominados por clorita y formada después de la alteración de una toba original en un cuerpo de agua alcalino, salado y de baja temperatura. El descubrimiento de la capa indica que las rocas salinas que contienen potasa podrían haber absorbido materiales volcánicos durante estas actividades volcánicas y proporciona la posibilidad de una datación confiable con circonio U-Pb para determinar la edad absoluta de la roca huésped, lo cual es fundamental para estudiar la genética. mecanismo de este cuerpo de sal profundamente enterrado.

Las cuencas de evaporita suelen ir acompañadas de actividades volcánicas durante la precipitación de sal, y estas actividades contribuyen al enriquecimiento de sal de las cuencas1,2. Se pueden encontrar ejemplos de esta 'asociación' entre cuenca y actividad volcánica en muchos lugares alrededor del mundo, incluida la Formación Shahejie (Fm.) de evaporita del Paleógeno en Dongpu Sag, Cuenca de la Bahía de Bohai1, las capas de evaporita del Paleoceno en Jiangling Sag, Cuenca de Jianghan2 en el este de Asia, el cinturón neógeno de evaporitas gigantes en los Andes centrales3 en América del Sur y la cuenca de evaporitas neógenas en el oeste de Turquía4. Sin embargo, las capas intermedias piroclásticas formadas por codeposición de depósitos piroclásticos y evaporitas son raras, a excepción de la capa intermedia de toba reportada en las rocas salinas que contienen polihalita del Triásico en la cuenca de Sichuan5 y la capa intermedia de roca piroclástica basáltica-andesítica descrita en las rocas saladas de la potasa Mengyejing. depósito en la cuenca de Simao6. Las capas intermedias piroclásticas de rocas salinas indican las contribuciones de fuentes volcánicas al depósito de sal y tienen una importancia cronológica importante para limitar el modelo de depósito de sal4,7,8, por lo que son importantes objetos de investigación para estudios de depósitos minerales.

El cuerpo de sal que contiene potasa más profundo encontrado hasta la fecha está enterrado entre 2.397,0 y 2.650,0 m, según lo revelado por el pozo MK-3 en la cuenca de Simao, en el suroeste de China. Alberga una capa intermedia litológicamente única a profundidades entre 2594,4 y 2594,7 m que es litológicamente diferente de las rocas circundantes. Sin embargo, la capa comparte características similares con rocas piroclásticas poco profundas, como se describe en estudios previos6. Este artículo tiene como objetivo confirmar la litología piroclástica de la capa y analiza su génesis a través de análisis petrológicos, mineralógicos y geoquímicos, sentando así las bases para una datación más precisa de la metalogénesis y la determinación de la génesis del cuerpo de sal, así como establecimiento de una posible relación genética entre depósitos de potasa profundos y superficiales.

La cuenca de Simao está ubicada en el bloque de Indochina del norte y está limitada por la zona de sutura de Jinshajiang-Ailaoshan al este y por la zona de sutura de Lancangjiang al oeste9,10. Influenciadas por la subducción de la Placa India a la Placa Euroasiática11, las formaciones y fallas principales de la cuenca están generalmente orientadas NO-SE12. En el Triásico Medio-Tardío, la cuenca tenía las características de una cuenca de rift13 con rocas volcánicas desarrolladas en el margen de la cuenca14. En el Jurásico-Cretácico, la cuenca tomó la forma de una cuenca de depresión intracontinental13.

La capa del Triásico Medio-Superior de la cuenca contiene una variedad de depósitos de carbonatos y clásticos marinos. Sobre el Triásico superior se encuentran rocas clásticas de pantanos costeros y vetas de carbón con el borde de la cuenca cubierto por series alcalinas, con alto contenido de aluminio y rocas volcánicas intermedias-básicas13. La capa del Jurásico Inferior alberga principalmente rocas clásticas finas de facies de llanura mareal y laguna. El Jurásico Medio contiene playas de barrera y playas de conchas en la parte occidental de la cuenca y marismas detrás de las playas en la parte oriental de la cuenca. Las rocas del Jurásico superior son en gran parte rocas clásticas finas de color rojo continental. El Cretácico es un conjunto de areniscas, lutitas y conglomerados típicos fluvio-lacustres15.

Hasta la fecha, sólo se ha descubierto en la cuenca de Simao un depósito de potasa, el depósito de potasa Mengyejing en la Formación Mengyejing. Ese depósito está enterrado entre 27,0 y 1251,0 m y es un depósito de sal de potasio de tipo cloruro que contiene compuestos como NaCl, KCl, KCl·MgCl2·6H2O, CaSO4 y MgCO3. Con un contenido medio de KCl del 8,81%, el depósito alberga 1.676 millones de toneladas de recursos de KCl. El mecanismo genético del depósito determinado por estudios previos es el siguiente: el depósito eran diapiros de sal sólida que migraron desde las profundidades debido a actividades tectónicas16,17; el depósito de potasa era de origen continental con un rastro de agua de mar remanente18 y se caracterizaba por migración de agua de mar y metamorfismo en cuencas de múltiples etapas19.

Dado que anteriormente se ha publicado muy poca evidencia de diagnóstico, Mengyejing Fm. aún no se ha determinado cronoestratigráficamente. El análisis del ensamblaje de esporopolen sugirió que la formación se produjo entre el Aptiano y el Albiano20. Según la datación U-Ph de SHRIMP con circón, la edad de la formación se ha limitado entre 100 y 110 Ma (del Albiano al Cenomaniano)21. La primera secuencia de edades propuesta de > 112 Ma a ca. 63 Ma para la formación22 se obtuvieron mediante datación geocronológica-magnetoestratigráfica de circonio detrítico U‒Pb.

Los datos disponibles muestran que la Fm. Hepingxiang del Jurásico Medio. es otro estrato que vale la pena explorar en busca de depósitos de potasa, y es más probable que sus capas salinas se depositen en un hundimiento de sal en una llanura mareal (es decir, la depresión intermareal o marisma supramareal)23.

De junio de 2018 a junio de 2019, el Instituto de Recursos Minerales de la Academia China de Ciencias Geológicas organizó un estudio geológico de un depósito de potasa en áreas fuera del área minera de potasa de Mengyejing, depresión de Jiangcheng, cuenca de Simao, utilizando un pozo exploratorio con una perforación diseñada. profundidad de 2700,0 m. El proyecto fue financiado conjuntamente por el Proyecto de Servicio Geológico (DD20160054) y el Proyecto Especial de Campo Profundo de Potasa (2017YFC0602801). El pozo exploratorio MK-3 se perforó en las coordenadas 101°37′43.5" E y 22°41′ 25.0" N, donde se observó que los estratos aflorados eran la Fm Nanxin del Cretácico Inferior. (Figura 1). La Figura 2a muestra la secuencia estratigráfica de las Fm. Nanxin, Fm. Jingxing, Fm. Bazhulu, Fm. Hepingxiang. (de arriba a abajo) atravesado por el pozo MK-3.

Mapa geológico de la zona minera de potasa de Mengyejing y ubicación del pozo MK-3. En el mapa se muestran las ubicaciones del depósito de potasa, el pozo MK-3 y las distribuciones de fallas y estratos.

Características estratigráficas. (a) Secuencia estratigráfica atravesada por el pozo MK-3. (b) Columna de litología y ubicaciones de muestreo en la sección salina del pozo MK-3.

El pozo fue perforado a través de dos capas de roca evaporítica con un espesor acumulado de 149,0 m, y una capa fue enterrada entre 2397,0 y 2443,0 m y la otra entre 2542,0 y 2645,0 m. A profundidades entre 2594,4 y 2594,7 m, en esta última capa se encontró una capa de 30 cm de espesor de "roca clástica" de color gris oscuro intercalada entre rocas salinas que contienen potasa y mostró un diámetro significativamente mayor después de ser llevada a la superficie. superficie y se retira del tubo de extracción de muestras. Las comprobaciones in situ mostraron que las "rocas clásticas" apenas se habían consolidado y estaban cubiertas de fisuras llenas de silvita de color rojo anaranjado (Fig. 2b). Los principales componentes minerales incluían cuarzo, anhidrita, minerales arcillosos y silvita. El foco de este estudio, como se muestra en la Fig. 2, son estas rocas piroclásticas, en particular la muestra denominada MK-3-T.

La muestra analizada en este artículo provino de la parte inferior del núcleo recolectado durante el viaje de extracción de muestras número 906 al pozo MK-3. El viaje comenzó a una profundidad de 2591,9 m y finalizó a una profundidad de 2594,9 m. Se encontró que la capa intermedia (sedimento in situ) con una longitud de 0,30 m estaba intercalada entre dos rocas de sal. La parte superior estaba hecha de rocas de sal que contienen barro o yeso y rocas de sal que contienen potasa con una longitud de 2,5 m (de 2591,9 a 2594,4 m), y el fondo era de rocas que contienen barro o yeso con una longitud de 0,2 m.

El pozo MK-3 estaba protegido por una carcasa intermedia interna de 146 mm desde la superficie hasta una profundidad de 1900,0 m. El pozo pasó sucesivamente a través de limolita roja, marrón roja y gris púrpura intercalada con lutita gris verdosa de 5 a 15 cm de espesor de 1900,0 a 2397,0 m, roca salina que contiene potasa de color gris oscuro de 2397,0 a 2443,0 m, limosa roja marrón lutitas de 2443,0 a 2535,0 m, lutitas de carbono negro de 2535,0 a 2542,0 m, y rocas de sal que contienen barro o rocas de sal que contienen yeso de 2542,0 a 2595,0 m. Todas estas litologías fueron bastante diferentes de las muestras, lo que significa que no había posibilidad de que estas muestras fueran de fragmentos o bloques que cayeron de la formación.

Después de subir a la superficie, la muestra se expandió debido a la liberación de presión, lo que hizo que el contacto entre la muestra y las capas de sal superpuestas fuera difícil de identificar. Sin embargo, el contacto entre la muestra y la capa de sal subyacente fue claro (Fig. 2b) y sirvió como evidencia adicional de que la muestra era sedimento in situ desde un punto de vista sedimentológico.

En conclusión, la ingeniería de perforación, la petrología y la sedimentología demostraron que la muestra era una "roca clástica" depositada in situ entre capas de sal, sentando una base sólida para una mayor exploración de su importancia geológica a través de análisis sedimentológicos, petrológicos y mineralógicos.

La muestra no estaba bien consolidada y contenía grietas de 0,1 a 2 mm de ancho rellenas de silvita de color rojo anaranjado (Fig. 2b). Bajo un microscopio polarizador, se observó que la muestra comprendía partículas muy pequeñas con minerales individuales indistinguibles (Fig. 3a). Ocasionalmente se encontró cuarzo alfa (de aproximadamente 120 μm de tamaño) con una estructura cristalina perfecta en el fondo arcilloso (Fig. 3b). Los minerales arcillosos eran en su mayoría partículas clásticas de 0,1 a 1,2 mm (Clast-Clay) (Fig. 3a, c), entre las cuales se observaron fragmentos de cristal de 0,4 a 0,8 mm de tamaño con grietas irregulares (Fig. 3c‒e); la muestra tenía una madurez textural extremadamente baja, con partículas de cuarzo de 0,3 a 0,4 mm y partículas de anhidrita de 0,1 a 0,4 mm ocasionalmente reunidas y distribuidas entre las partículas de escombros unidas por arcilla (Fig. 3f).

Fotomicrografías que muestran características típicas de la muestra MK-3-T bajo luz polarizada; (a) granos muy pequeños, (b) cuarzo α monocristalino, (c – e) fragmento de cristal con grietas irregulares, (f) cristales con granos de mayor tamaño (fragmento de cristal Cry, cuarzo Qtz, anhidrita Anh).

Según los análisis SEM, los principales componentes minerales de las muestras analizadas fueron minerales arcillosos, cuarzo, yeso, anhidrita, biotita, pirita, circón, clinopiroxeno, monacita, molibdenita y magnesita. Los minerales arcillosos dominaban y estaban compuestos en gran parte por clorita, illita y biotita. Los granos de cristales de clorita eran finos y generalmente tenían un tamaño de 2 a 5 μm, y eran escamosos con agregados de escamas y formas de pétalos (Fig. 4a, b). En la clorita se dispersaron cristales de illita en escamas con varios tamaños que oscilaban entre 2 y 16 μm, y algunas escamas individuales habían desarrollado bordes filiformes que apuntaban hacia los poros entre los granos minerales. Las illitas agregadas son granulares y delgadas y pueden ser el resultado de alteraciones de feldespato o transformaciones de clorita (Fig. 4b, c). Rara vez se observaron biotitas, pero ocasionalmente se observaron agregados de biotitas, con secciones transversales que medían aproximadamente 4 × 27 μm (Fig. 4d).

Imágenes SEM que muestran características texturales de minerales arcillosos. (a) Clorita dominante y (b) texturas petaloides escamosas, (c) tamaño de illita y estructura cristalina y (d) primer plano de biotita que muestra el tamaño y la textura del cristal.

La muestra también contenía muchas partículas de cuarzo, que sólo se encontraban junto a minerales arcillosos. Las partículas o cristales de cuarzo, que en gran medida medían entre 130 y 145 μm de tamaño, eran en su mayoría angulares y poco redondeados (Fig. 5). Se observaron algunos cristales de forma cúbica con caras cilíndricas y piramidales. Algunos cristales mostraron corrosión en el golfo (Fig. 5b, d, f, g) y grietas (Fig. 5c, e). También estuvo presente vidrio volcánico con la misma composición química que los cristales de cuarzo; las piezas más grandes tenían un tamaño de aproximadamente 220 μm (Fig. 6A), y las más pequeñas tenían menos de 100 μm (Fig. 6B); según el análisis EDS, estaban compuestos principalmente de Si y O.

Imágenes SEM de partículas de cuarzo en la muestra MK-3-T. Se muestran los tamaños del cuarzo, la corrosión del golfo y las grietas.

Imagen SEM y datos EDS para vidrio volcánico en la muestra.

El yeso y la anhidrita fueron abundantes en la muestra, aunque no tan abundantes como los minerales arcillosos o el cuarzo. Sus resultados de EDS revelaron una composición elemental que consistía principalmente en S, O y Ca, y se demostró que la composición química era CaSO4. Las columnas con forma de aguja o largas eran partículas de yeso, y las con forma de diamante y casi cúbicas eran cristales de anhidrita, como lo muestra SEM (Fig. 7-Espectro 90).

Imagen de microscopio electrónico y espectros de energía de circón, yeso, cuarzo y clinopiroxeno en la muestra MK-3-T.

Esparcidos entre los minerales arcillosos se encontraban monacita, pirita, molibdenita, magnesita, circón y clinopiroxeno. Los granos de monacita y molibdenita eran bastante pequeños, de sólo aproximadamente 10 a 20 μm de tamaño, y tenían cristales mal formados. Los granos de magnesita eran cristales de aproximadamente 25 μm que estaban bien formados y contenían algunas grietas. Los cristales de pirita eran relativamente grandes, de aproximadamente 100 μm de tamaño y tenían formas de diamante perfectas.

El circón se asoció con clinopiroxeno (Fig. 7). Los cristales de circón eran en su mayoría una combinación de prismas dobles y bipirámides, como se muestra por SEM, similares a los formados en rocas alcalinas o granito metaalcalescente, y los resultados de EDS mostraron que los elementos principales eran Si, Zr y O (Fig. 7-Espectro 89). Sus tamaños eran ca. 8 × 20 µm. Los cristales de clinopiroxeno también eran cortos y columnares con tamaños de aproximadamente 3 × 10 μm.

El contenido total de REE de la muestra fue de 141,9 μg/g, que fue significativamente mayor que el de los basaltos en Jingdong y Mojiang (dentro de la cuenca), pero significativamente menor que el del granito de Lincang en el margen de la cuenca y el esquisto australiano posarqueano (PAAS). ) (ver Tabla complementaria S1). La muestra contenía más LREE que HREE, con una relación LREE/HREE de 8,35 (consulte la Tabla complementaria S2), que era similar a la del granito Lincang y PAAS y significativamente mayor que la de los basaltos de Mojiang y los basaltos de Jingdong.

Los patrones REE normalizados con condrita de la muestra, así como de los basaltos en Jingdong y Mojiang y el granito en Lincang, se muestran en la Fig. 8a. Los patrones estaban enriquecidos con LREE, con valores de (La/Yb)N y (La/Sm)N de 7,19 y 2,97, respectivamente, ambos superiores a los de los basaltos de Jingdong y Mojiang, pero inferiores a los del granito de Lincang y PAAS. , lo que indica una diferenciación LREE relativamente débil. El (Gd/Yb)N de la muestra fue 1,39, similar al de los basaltos de Jingdong, Mojiang y PAAS, pero significativamente menor que el del granito Lincang, lo que indica una diferenciación HREE débil. La muestra tenía un δCe1 de 1,0, similar al de las condritas, PAAS y basaltos Jingdong-Mojiang, pero ligeramente superior al del granito Lincang. Tenía un δEu1 de 0,70, similar al del PAAS, pero significativamente mayor que el del granito Lincang e inferior al de los basaltos de Jingdong y Mojiang.

Patrones de distribución de REE en la muestra MK-3-T, basalto de Jingdong24 y Mojiang25 y granito de Lincang25 (fecha de condrita según referencia26; fecha PASS según referencia27). Los patrones de distribución de REE de la muestra se encuentran entre los de las rocas ígneas ácidas y las rocas ígneas básicas en el área de investigación.

La Figura 8b muestra los patrones REE normalizados por PAAS. Los patrones revelaron que (1) las proporciones de REE en la muestra eran generalmente más bajas que las de PAAS, y sus proporciones con los elementos correspondientes en PAAS estaban entre 0,62 y 0,96; (2) la muestra era relativamente rica en MREE (Sm, Eu y Gd) y HREE (Er, Tm e Yb), lo que resultó en una curva de distribución en forma de M; (3) se diferenciaba del granito Lincang en que la muestra tenía una curva normalizada de PAAS relativamente plana, mientras que la del granito estaba por encima de la del PAAS (lo que indica un mayor contenido de REE que el de PAAS) y con una aparente anomalía negativa de Eu; y (4) el patrón de la muestra también fue diferente de los de los basaltos de Jingdong y Mojiang, cuyos patrones normalizados por PAAS con formas de "L" invertida indicaron LREE más bajos y MREE (Eu) más altos que PAAS, y un HREE similar a PAAS.

Se realizó una caracterización del conjunto mineral para revelar la litología de la muestra estudiada. Las observaciones con microscopio polarizador mostraron que la muestra contenía principalmente minerales arcillosos y pequeñas cantidades de anhidrita, cuarzo y fragmentos de cristales con grietas irregulares, que normalmente se encuentran en los escombros de las erupciones volcánicas28. Las rocas piroclásticas analizadas contenían fragmentos de vidrio volcánico, fragmentos de cristal y cuarzo (con erosión del golfo), que también fueron observados mediante SEM. Se observaron conjuntos minerales como pirita, clinopiroxeno y molibdenita, y su existencia generalmente indica un suministro de minerales fluidos hidrotermales provenientes de actividades volcánicas profundas29,30,31. Por lo tanto, todos estos resultados sugieren que la litología de la muestra fue piroclástica.

SEM también reveló minerales típicos de evaporita, como magnesita, anhidrita y yeso, dispersos por toda la muestra. Dado que las grietas encontradas en las rocas clásticas estaban rellenas con sal de potasa de color rojo anaranjado, es posible que el material piroclástico se haya depositado conjuntamente con minerales salinos en una cuenca de evaporita.

SEM mostró que los minerales arcillosos eran principalmente clorita, con pequeñas cantidades de illita y mica. Esto difería de otras rocas clásticas en el área de estudio32,33, lo que sirve como evidencia adicional de la identidad piroclástica de la muestra.

Basado en las características combinadas de minerales clásticos, minerales arcillosos y minerales evaporíticos, la roca piroclástica posiblemente se depositó sintéticamente con rocas evaporíticas. Según las características granulométricas de los piroclásticos34, la muestra puede definirse como toba. Sin embargo, debido a las condiciones especiales de conservación (es decir, envuelta entre rocas de sal), la toba fue alterada pero no bien consolidada.

La clorita es uno de los minerales arcillosos de aluminosilicato ricos en Fe y Mg y tiene una fórmula química generalizada de (X, Y)4–6(Si, Al)4O10(OH, O)8, en la que X e Y representan divalentes o iones trivalentes, incluidos Fe2+, Fe3+, Mg2+ o Al3+ 35. La clorita en rocas sedimentarias se forma como un producto de diagénesis de la transición de berthierina detrítica rica en Fe y esmectita rica en Mg o de la reacción de caolinita con Fe y la descomposición de granos volcánicos35,36,37. Los minerales máficos ricos en plagioclasa, piroxeno, hornblenda, biotita, Fe y Mg que se ven comúnmente en rocas ígneas también pueden convertirse en clorita mediante alteración hidrotermal35,38.

Los fragmentos de roca volcánica se han propuesto desde hace mucho tiempo como una forma de suministrar los ingredientes clave para la formación de clorito autigénico36. Los componentes vítreos de las tobas pueden desvitrificarse y formar esmectita, que luego puede reaccionar con óxido de hierro y agua salina para producir clorita39 si el ambiente es alcalino (pH aprox. 8), tiene una temperatura de 30 − 55 °C y una profundidad de agua poco profunda40 . Ca2+ y Na+ se eliminan de las capas de montmorillonita, y Fe2+ y Mg2+ en el fluido ambiental se combinan con OH- de la solución acuosa para formar la capa similar a brucita, que ingresa a la capa de montmorillonita en forma de láminas octaédricas y se combina con la capa original. estructura de montmorillonita para formar una clorita 2:1:141.

La cuenca de Simao estuvo dentro de una zona subtropical cálida cerca de 29° N durante el Mesozoico42,43. La investigación sobre las temperaturas de homogeneización de las inclusiones fluidas de rocas salinas ha demostrado que la paleotemperatura durante el período de evolución de la sal estuvo entre 35 y 65 ℃44. La magnesita encontrada en la presente muestra indica un ambiente sedimentario ligeramente alcalino. Se puede inferir un cuerpo de agua de salinidad relativamente alta a partir de la presencia de rocas salinas que contienen potasa que envuelven la capa de muestreo. La actividad volcánica puede servir como transportador de Fe2+ y Mg2+ al fluido ambiental. Como resultado, el área de estudio tenía condiciones ideales de temperatura, salinidad, pH y procedencia para la alteración de la toba a clorita. Para ser más específicos, los fragmentos de vidrio de la toba se desvitrificaron en montmorillonita, que luego se cloritizó en un ambiente rico en Fe y Mg. Mientras que el cuerpo principal se sometió a cloritización, los cristales individuales se ilitizaron debido a la presencia de K+ en el medio ambiente.

Los REE en rocas sedimentarias están controlados principalmente por procedencias y menos por diagénesis y alteración y, por lo tanto, pueden usarse para revelar las características de los REE en rocas madre27,45,46.

Los patrones de distribución de REE normalizados por condritas y normalizados por PAAS en la muestra estaban en algún lugar entre los del granito Lincang en el borde de la cuenca y los de los basaltos Jingdong y Mojiang dentro de la cuenca, lo que indica un origen intermedio de roca volcánica. Estudios anteriores también demostraron que las rocas ácidas tienen anomalías δEu negativas obvias25,47,48, y las rocas básicas tienen anomalías δEu negativas o positivas débiles24,49,50, tanto en el borde como dentro de la cuenca de Simao. La muestra analizada tuvo valores de δEu entre los de las rocas ácidas (0,20–0,38) y las rocas básicas (0,85–1,09), lo que es evidencia adicional que muestra que la muestra tiene las características de una roca intermedia. Los diagramas de Zr/TiO2 y Nb/Y de los elementos identificaron además la fuente principal de la muestra como andesita con características típicas de roca extrusiva (Fig. 9).

Zr/TiO2 vs. Nb/Y muestra tipos típicos de rocas volcánicas (modificado después de la referencia51). La litología original del ejemplar es toba andesítica (Com comendita, Pant pantellerita, Bsn basanita, Nph nefelinita).

El contenido de boro también puede indicar el origen volcánico de una muestra. La presente muestra tiene un contenido de boro de 580 μg/g, que es anormalmente alto en comparación con la sal y las rocas clásticas del área de Mengyejing52 (consulte la Tabla complementaria S3). Algunos investigadores han sugerido que esto probablemente se debe a la introducción de fluidos hidrotermales o fuentes termales a través de actividades volcánicas53,54. Esto también apoya la propuesta de que la muestra sea un depósito clástico formado por erupciones volcánicas.

Los parámetros derivados de ratios REE como δCe se utilizan generalmente para reflejar el potencial redox del entorno sedimentario55,56,57. En un ambiente oxidante, es más probable que el Ce en el agua migre y se asiente en sedimentos submarinos, lo que resulta en una acumulación de Ce en sedimentos clásticos que se presenta como anomalías positivas de δCe, mientras que en un ambiente reductor, es poco probable que el Ce migre a sedimentos submarinos. y causar anomalías δCe negativas58. Los valores de δCe1 y δCe2 de las muestras fueron 1,00 y 1,03, respectivamente, y no mostraron anomalías obvias relacionadas con δCe; esto refleja condiciones débilmente oxidantes-reductoras. Esto fue confirmado aún más por los conjuntos minerales en la muestra, donde la anhidrita coexistía con pirita, molibdenita y otros sulfuros.

Con base en los análisis anteriores, la génesis de esta toba intersal se puede describir de la siguiente manera: cuando se concentró tanto que precipitó la silvita, la masa de agua de salmuera en esta cuenca de evaporita de Simao se contrajo mucho pero aún mantuvo una interfaz redox, por debajo de la cual una Del grosor de la muestra se puede deducir un espacio de alojamiento de (al menos) 15 cm de altura. La cuenca recibió de vez en cuando agua dulce terrígena, ya que la huella fue registrada por materiales clásticos terrígenos que se ven comúnmente en las rocas salinas evaporíticas de la cuenca. La ceniza volcánica de las erupciones volcánicas fue enviada a flotar sobre la cuenca, donde fue arrastrada hacia abajo por la gravedad y depositada como rocas piroclásticas cerca de la interfaz redox. Luego, las rocas fueron sometidas a un ambiente alcalino, hiperhalino, de baja temperatura y acuoso, donde los vidrios volcánicos se convirtieron primero en montmorillonita y luego en clorita con una pequeña cantidad de illita. A medida que avanzaban las alteraciones, rocas de evaporita que contienen potasa recién formadas se superpusieron y envolvieron estas rocas piroclásticas junto con las capas de evaporita que contienen potasa subyacentes. Durante el proceso, el agua adsorbida por los minerales arcillosos también quedó sellada en su interior y había impedido que estas rocas fragmentadas tuvieran una diagénesis final, incluso con profundidades de enterramiento de hasta ca. 2600,0 m, temperaturas de formación que oscilan entre 96,2 y 96,6 ℃ y un período de más de 100 Ma de duración. Esto puede explicar la coexistencia de yeso y anhidrita, así como la pérdida anormalmente alta (28,01%) por ignición de los principales elementos de la muestra.

Las fuentes materiales de las evaporitas en la cuenca de Simao aún están en debate. Algunos sugieren que el agua de mar es la fuente principal19 y otros proponen agua terrestre18,59. Los isótopos de anhidrita y azufre en estas rocas evaporíticas indican que la actividad volcánica tuvo un impacto importante en el suministro de material para las rocas evaporíticas60. Los análisis de las características hidroquímicas del agua de manantial y la génesis de las anomalías superficiales del potasio nos permiten concluir que las rocas volcánicas profundas fueron una de las fuentes materiales importantes de la evaporita, más que la actividad volcánica que ocurrió durante la precipitación de la evaporita61.

Este estudio proporciona evidencia directa de la actividad volcánica que ocurrió durante el período de deposición de roca salada. La propia capa piroclástica es cronológicamente significativa y permite datar con mayor precisión los depósitos de sal de potasa. Además, dado que hasta el momento no hay evidencia que indique que se hayan producido erupciones volcánicas dentro de la cuenca de Simao durante el Jurásico-Cretácico (lo que indica una estructura y deposición relativamente estable de la cuenca durante el período), es muy probable que estas rocas piroclásticas sean el resultado de cambios estructurales. movimientos y actividades volcánicas provocadas por el cierre del Tetis en la periferia de la cuenca.

La petrografía, la mineralogía y la geoquímica de elementos indican que la muestra estudiada es toba. Una inferencia razonable para la génesis de la toba es que (1) durante la precipitación de sal que contiene potasa, se produjo una erupción volcánica que probablemente fue provocada por el cierre del Meso-Tetis fuera de la cuenca de Simao; (2) la tefra expulsada de la erupción volcánica finalmente se depositó en la evaporita y luego se alteró en un ambiente de agua alcalina, hiperhalina y de baja temperatura para formar una capa de toba; y (3) la capa de toba cubierta por rocas salinas que contienen potasa fue luego enterrada con ella bajo rocas clásticas depositadas posteriormente.

El descubrimiento de la capa de toba no sólo sugiere un suministro de material volcánico para las rocas salinas que contienen potasa, sino que también brinda la oportunidad de realizar una datación confiable con circón para determinar la edad absoluta (de la toba), que luego podría usarse para explorar la génesis. de las rocas de sal.

La microscopía de luz transmitida se realizó en las muestras después de fijarlas en un portaobjetos de vidrio usando resina epoxi como adhesivo y triturar la muestra hasta un espesor de 0,03 mm con solución salina saturada; Para las observaciones se utilizó un microscopio polarizador Leica 2700P con una fuente de luz LED y un sistema de imágenes LAS.

Se utilizó un microscopio electrónico de barrido por emisión de campo (FESEM) Zeiss Ultra Plus con un potencial de aceleración de 15 kV. Los componentes minerales de las muestras se determinaron con un EDS (espectrómetro de dispersión de energía de rayos X) de doble detector Oxford X-MaxN80.

Algunos residuos se adhirieron a la bandeja de muestra y se probaron con un microscopio electrónico de barrido TM3030 y un espectrómetro de energía XFlash MINSVE.

El contenido de elementos de tierras raras (REE) de las muestras se determinó con un espectrómetro de masas de plasma acoplado inductivamente (ICP‒MS) ELEMENT XR operado a una temperatura ambiente de 23,5 °C y una humedad relativa del 41 %.

El procedimiento analítico consistió en pesar 25 mg (hasta 0,01 mg) de la muestra en polvo (< 74 µm de tamaño), colocarla en un recipiente de teflón y luego disolverla con aproximadamente 1 ml de HF (1,16 g/ml). y aproximadamente 0,5 ml de ácido nítrico (1,42 g/ml). El inserto se selló, se metió en un horno y se calentó a 185 ± 5 °C durante 24 h. El inserto se sacó del horno, se enfrió y se calentó casi hasta secarse en una placa eléctrica. Se añadió ácido nítrico (0,5 ml, 1,42 g/ml) al tanque y se dejó evaporar hasta que se secó. Este paso se repitió después de agregar 5 ml de ácido nítrico (1 + 1) al inserto y sellarlo. Las muestras se colocaron en una estufa y se calentaron a 130 °C durante 3 h. Se retiró el inserto del horno y la solución se transfirió a una botella de plástico de 25 ml y se diluyó a 25 ml con agua desionizada; se agitó y se preparó para mediciones de PIC‒MS.

Comuníquese con el Dr. Zhong-Ying Miao por correo electrónico ([email protected]) si alguien desea solicitar los datos de este estudio.

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Esta investigación fue apoyada conjuntamente por el proyecto del Servicio Geológico de China (DD20201115 y DD20221913), el Programa Nacional Clave de Investigación y Desarrollo (2017YFC0602801). Los autores están en deuda con el Prof. Hong-Yan Li y el Prof. Zhen-Yu Chen por su ayuda en el experimento.

Laboratorio clave MNR de recursos y entornos de lagos salinos, Instituto de Recursos Minerales, Academia China de Ciencias Geológicas (CAGS), Beijing, 100037, China

Zhong-Ying Miao, Mian-Ping Zheng y Jian-Ming Xu

Facultad de Ciencias y Recursos de la Tierra, Universidad de Geociencias de China, Beijing, 100083, China

Peng-Cheng Lou y Qi-Hui Xu

MNR Laboratorio Clave de Metalogenia y Evaluación de Minerales, Instituto de Recursos Minerales, CAGS, Beijing, 100037, China

dong wang

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ZY concibió la idea presentada. JM contribuyó a la preparación de la muestra. ZY, PC, DW, QH llevaron a cabo el experimento. DW contribuyó a la interpretación de los resultados. ZY escribió el manuscrito con el apoyo de PC y QHMP supervisó el proyecto. Todos los autores discutieron los resultados y contribuyeron al manuscrito final.

Correspondencia a Zhong-Ying Miao.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Miao, ZY., Zheng, MP., Lou, PC. et al. Una capa intermedia de toba en rocas salinas profundas que contienen potasa y su implicación para la mineralización de potasa en la cuenca de Simao, suroeste de China. Informe científico 12, 16320 (2022). https://doi.org/10.1038/s41598-022-20789-1

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Recibido: 13 de junio de 2022

Aceptado: 19 de septiembre de 2022

Publicado: 29 de septiembre de 2022

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-022-20789-1

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