Características de los isótopos de carbono y oxígeno de las rocas carbonatadas en el Sistema Jixiano Mesoproterozoico de la Cuenca de Ordos y sus implicaciones.

Jun 28, 2023

Scientific Reports volumen 13, número de artículo: 14082 (2023) Citar este artículo

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El paleoambiente de las rocas carbonatadas de Jixian en la cuenca mesoproterozoica de Ordos se estudia mediante análisis de isótopos de carbono y oxígeno, análisis del entorno diagenético y la restauración de la paleosalinidad y la paleotemperatura. Los resultados indican que las rocas carbonatadas del Sistema Jixian siempre han estado en un ambiente cercano a la superficie y no han sido enterradas profundamente. Los rangos de variación en δ13CPDB y δ18OPDB son relativamente estrechos, oscilando entre -5,75 y 1,41‰ y -8,88 y -4,01‰, respectivamente, lo que es consistente con el ambiente sedimentario estable de marea plana durante el Mesoproterozoico en el área de estudio. Los valores de paleosalinidad (Z) varían de 111.7 a 127.1, y los valores de paleotemperatura (T) varían de 32.7 a 57.33 °C, lo que indica un ambiente paleoclimático relativamente cálido durante la era Mesoproterozoica en el área de estudio. El análisis muestra que en un ambiente paleoclimático cálido, aunque los isótopos de carbono y oxígeno, Z y T tienen ciertas fluctuaciones, sus rangos son relativamente pequeños, lo que refleja hasta cierto punto el ambiente tectónico estable del área de estudio durante la era Mesoproterozoica. Una investigación exhaustiva muestra que la cuenca de Ordos tenía un clima cálido y un entorno tectónico estable en el Mesoproterozoico, lo que puede ser una buena respuesta a la posición del Bloque del Norte de China cerca del ecuador y al continuo hundimiento térmico en el Mesoproterozoico.

El Mesoproterozoico es una etapa importante en la historia geológica de la convergencia y fragmentación de los supercontinentes, durante la cual ocurrió un evento tectónico global, y el método analítico representado por los isótopos de carbono y oxígeno proporciona un análisis más razonable1,2,3,4,5. A finales del siglo XX, los métodos de isótopos de carbono y oxígeno fueron ampliamente utilizados en el estudio de la agregación y fragmentación de múltiples supercontinentes y de la Tierra Bola de Nieve en el Proterozoico, con resultados satisfactorios6,7,8,9,10. Las rocas carbonatadas contienen mucha información sobre las características de los ambientes sedimentarios, entre los cuales los isótopos de oxígeno pueden determinar la temperatura y la salinidad del agua de mar antigua11; la composición de isótopos de carbono registra la interacción entre el ciclo global del carbono y la atmósfera-océano-biosfera12, y puede usarse ampliamente para la correlación estratigráfica regional o a escala global13; al mismo tiempo, los isótopos de carbono pueden reflejar los ciclos oceánicos, la productividad de los océanos, el suministro de desechos terrestres, etc., brindando la posibilidad de estudiar el antiguo entorno marino. Hasta ahora, los isótopos de carbono y oxígeno de las rocas carbonatadas se han utilizado ampliamente para la división y correlación estratigráfica global, así como para reconstrucciones de paleotemperatura, paleoambiente y paleoclima.

Los académicos han realizado extensas investigaciones sobre el uso de isótopos de carbono y oxígeno en rocas carbonatadas del Proterozoico. Li et al.14, a través del análisis de isótopos de materia orgánica proterozoica y rocas carbonatadas paragenéticas en la cuenca de Yanshan, sugirieron que los isótopos de carbono pueden ser un buen registro de los cambios de la comunidad biológica con el ascenso y descenso del agua de mar. Chu et al.15 realizaron un análisis sistemático de las características de los isótopos de carbono de las rocas carbonatadas del Proterozoico en el Sistema Jixiano y propusieron que los altos valores de isótopos de carbono durante dos períodos de tiempo en el perfil pueden ser respuestas a dos eventos tectónicos a nivel global. Luo et al.16 estudiaron los estratos mesoproterozoicos en el área de Kuancheng y demostraron que los isótopos de carbono y oxígeno están estrechamente relacionados con la proliferación de algas y las fluctuaciones del nivel del mar. La aplicación exitosa de métodos de isótopos de carbono y oxígeno en el Proterozoico y otros estratos antiguos y el análisis de rocas carbonatadas marinas en diferentes edades mediante métodos analíticos de isótopos de carbono y oxígeno muestran que pueden ser un medio eficaz para restaurar el medio ambiente antiguo17,18,19. 20,21.

Debido a diferencias regionales y de desarrollo, la investigación sobre las rocas carbonatadas en la cuenca de Ordos se centra principalmente en los estratos del Ordovícico22,23,24. Con la continua intensificación de la investigación, las rocas carbonatadas mesoproterozoicas en la parte sur de la cuenca también han entrado en las áreas de interés de la gente25,26. Los estratos del Sistema Mesoproterozoico Jixiano están ampliamente distribuidos en el margen suroeste de la Cuenca de Ordos, y hay una gran cantidad de rocas carbonatadas, lo que proporciona buenas condiciones para estudiar el entorno paleoclimático del Sistema Mesoproterozoico Jixiano. Los isótopos estables conservados en rocas carbonatadas marinas pueden representar eficazmente la información original de los ambientes sedimentarios. Al recolectar rocas carbonatadas del Sistema Jixian y analizar sus oligoelementos e isótopos de carbono y oxígeno, este estudio puede compensar en cierta medida la falta de datos geoquímicos mesoproterozoicos en esta área, lo cual es de gran importancia para estudiar las características del paleoclima y el medio ambiente. en el margen suroeste de la cuenca de Ordos.

Durante el Mesoproterozoico, las depresiones aulacógenas de Helan y Qinjin se desarrollaron en la parte suroeste del Bloque del Norte de China sobre la base de la grieta continental Qin Qi27. El Bloque Ordos está influenciado por las continuas grietas y depresiones en el aulacógeno Qinjin y el interior del bloque, lo que resulta en una profundización continua del cuerpo de agua (con una amplitud relativamente pequeña)28,29,30. En este contexto, en el margen suroeste de la Cuenca de Ordos se depositó un conjunto de gruesas rocas carbonatadas del Sistema Jixiano Mesoproterozoico, con un espesor sedimentario gradualmente creciente desde el margen del bloque (mayor de 225 m) hasta el interior del bloque (mayor de 225 m). de 616 m)31,32. El Sistema Jixian es una tierra antigua elevada en la parte noreste del Bloque Ordos y un área de depresión sedimentaria en el margen suroeste. Se desarrollaron depósitos de rocas clásticas y carbonatadas en plataformas de aguas poco profundas, formando el Sistema Jixian; estas rocas están representadas por el Grupo Wangquankou en el margen occidental de la cuenca y el Grupo Luonan en el margen sur; se distribuyen principalmente en el área que limita con Shaanxi Gansu y el norte de Ningxia (Fig. 133), que se encuentra aproximadamente en la sección media del margen suroeste del Bloque del Norte de China34.

Mapa de la paleogeología precámbrica en la cuenca de Ordos33,34.

El área de estudio está ubicada cerca del condado de Qishan en el margen suroeste de la cuenca de Ordos. El espesor máximo expuesto de las rocas carbonatadas mesoproterozoicas en esta zona supera los 1350 m. La litología es principalmente dolomita laminada de algas con bandas silíceas planas de marea (Fig. 2), que contiene abundantes estromatolitos. Se trata de un conjunto de series de rocas sedimentarias bien conservadas y básicamente sin modificar. Este período de depósito fue el pico del desarrollo de estromatolitos33,35.

Características estratigráficas y microscópicas de las rocas carbonatadas mesoproterozoicas (a rocas carbonatadas que contienen laminado de algas; b dolomita cristalina).

Las muestras experimentales se recolectaron del afloramiento del campo de rocas carbonatadas del Mesoproterozoico en el margen suroeste de la cuenca de Ordos. Durante el muestreo, se seleccionaron muestras con secciones frescas y se evitaron en la medida de lo posible partes como las afectadas por la erosión posterior y las vetas de calcita para garantizar la precisión de los resultados de las pruebas. Se recogieron un total de 46 muestras de sección delgada y 30 muestras para análisis de isótopos de carbono y oxígeno para identificación microscópica de sección delgada y análisis de isótopos de carbono y oxígeno, respectivamente. Las rocas carbonatadas tienen un buen grado de recristalización, una buena forma cristalina y granos grandes, que van desde cristales en polvo hasta cristales gruesos. La dolomita cristalina en polvo y la dolomita cristalina fina son relativamente densas, contienen parcialmente algas o lodo, en su mayoría tienen forma semiautomática y tienen una estructura visible de "núcleo brumoso y borde brillante"; la dolomita cristalina fina a media tiene cristales en su mayoría heteromórficos y en contacto entre sí de forma plana o incrustada; la dolomita cristalina de tamaño medio a grueso tiene bordes cristalinos relativamente rectos y la mayoría de los cristales tienen forma propia.

Las muestras de isótopos de carbono y oxígeno que se recolectaron para este estudio fueron todas de dolomita y el horizonte de muestreo fue el Sistema Jixiano Mesoproterozoico. Las muestras fueron pretratadas en el Laboratorio Abierto de Investigación de Mineralización y Cinética del Ministerio de Tierras y Recursos de la Universidad de Chang'an. Las muestras se trituraron hasta una malla 200 (0,074 mm) con la trituradora de mandíbulas de banco JC6 y la trituradora de disco vibratorio de Beijing Greiman Instrument Equipment Co., Ltd. para pruebas geoquímicas posteriores. Las pruebas y análisis de elementos traza y principales fueron completados por el Laboratorio Abierto de Investigación de Mineralización y Dinámica del Ministerio de Tierras y Recursos de la Universidad de Chang'an. Se pesó un total de 0,1000 ± 0,0002 g de muestra y se colocó en un crisol de politetrafluoroetileno de 30 ml. Luego se agregaron 10 ml de ácido mixto HNO3 + HCIO4 + HF (2:2:1), se cubrió y la muestra se disolvió en una placa calefactora eléctrica con temperatura controlada. Después de fumar, las muestras se mantuvieron a 100 °C durante 3 h. Después del secado, se añadieron 5 ml de agua regia (1:1) y se extrajo en caliente. Después de enfriar, la mezcla se transfirió a un matraz volumétrico de 50 ml, se diluyó con agua destilada, se agitó bien y se dejó a un lado. Los elementos principales se analizaron utilizando ICP‒OES, mientras que los elementos traza se analizaron utilizando ICP‒MS. Los isótopos de carbono y oxígeno fueron determinados por Beijing Kehui Testing Technology Co., Ltd. Luego, se pesaron 0,5 mg de la muestra y se colocaron en el sistema de muestreo automático Gas-Bench, se añadió gas He de alta pureza para la limpieza y se disolvió. a una temperatura constante de 70 °C durante 2 h al 100% H3PO4. El instrumento de prueba fue un espectrómetro de masas isotópicas Thermo Fisher Scientific MAT235; Se utilizó Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB) como muestra estándar y el error de prueba fue de ± 0,02 ‰.

Las antiguas rocas carbonatadas marinas son propensas a alterarse durante la diagénesis posterior y pierden su información sedimentaria original, por lo que se requiere una evaluación inicial antes de estudiar los isótopos de carbono y oxígeno36,37. Las muestras recolectadas en este estudio son todas dolomita micrítica, con un tamaño de partícula inferior a 5 μm, y su grado de modificación durante la diagénesis es relativamente débil38. Las investigaciones han demostrado que después de la sedimentación, especialmente bajo la influencia de la circulación atmosférica del agua, las rocas carbonatadas experimentan la pérdida de Sr y la adición de Mn39. Por lo tanto, la relación Mn/Sr se puede utilizar para determinar si la composición de isótopos de carbono ha sufrido cambios. Kaufman et al.40 propusieron que las rocas carbonatadas con Mn/Sr < 10 normalmente pueden conservar su composición isotópica de carbono original. Los resultados analíticos en la Tabla 1 revelan que los valores de Mn/Sr en las muestras son todos inferiores a 10, lo que indica que se ha conservado la composición de isótopos de carbono original de las muestras. Los isótopos de oxígeno son sensibles a los cambios en el entorno posdiagenético. En general, se cree que la diagénesis tiene un gran impacto en las rocas cuando δ18OPDB <-10‰ y los isótopos de carbono y oxígeno cambian fuertemente; cuando δ18OPDB < − 5‰, la roca se ve afectada por la diagénesis, pero la composición y el contenido de isótopos de carbono y oxígeno cambian ligeramente40,41. Los datos de la prueba revelan que, a excepción de la muestra KH-05, todas las demás muestras son superiores a −10‰, lo que indica que los datos están generalmente disponibles. Para garantizar la confiabilidad del análisis, las muestras KH-05 y KH-09 se eliminaron del análisis posterior. Al mismo tiempo, muchos estudiosos utilizan la falta de correlación entre los isótopos de carbono y oxígeno como base para determinar la originalidad de los isótopos de carbono y oxígeno en las rocas42,43. La correlación entre los contenidos de isótopos de carbono y oxígeno en este estudio es pobre (la ecuación de ajuste es y = 0,191x − 5,9173 y el coeficiente de correlación es 0,0601), lo que muestra una característica discreta en general (Fig. 3). Por tanto, las muestras utilizadas en este estudio se ven menos afectadas por la diagénesis y básicamente mantienen las características del sedimento original, lo que puede cumplir con los requisitos del análisis paleoambiental.

Relación δ13C – δ18O de rocas carbonatadas del proterozoico medio en la cuenca de Ordos.

Los isótopos de carbono tienen una gran estabilidad y pueden preservar mejor las características sedimentarias originales. Generalmente, después de la formación de rocas carbonatadas, el impacto de la transformación posterior sobre ellas es relativamente pequeño. Las rocas carbonatadas marinas normales generalmente tienen valores de δ13C de 0 ~ ± 2‰44,45. Sin embargo, los isótopos de oxígeno son más sensibles a los cambios en las últimas etapas de la sedimentación. Si el intercambio de isótopos de oxígeno se produce con precipitación atmosférica o fluidos subterráneos calientes, los valores de δ18O disminuyen significativamente41,46. En este estudio, se eliminaron dos puntos de datos con poca confiabilidad y el rango de cambios de isótopos de carbono y oxígeno en el sistema mesoproterozoico Jixian fue relativamente estrecho. Los valores de δ13C oscilan entre −5,75 y 1,41‰, con una media de 0,16‰, y los valores se concentran mayoritariamente entre −1 y 1‰, mientras que los valores de δ18O oscilan entre −8,88 y −4,01‰, con una media de − 5,95 ‰, y los valores se concentran mayoritariamente entre − 7 y − 4 ‰. Los resultados son consistentes con el patrón de distribución de isótopos de carbono y oxígeno de Hudson47 en rocas carbonatadas marinas; Este patrón también es consistente con las características de las estadísticas de isótopos de carbono y oxígeno en la región realizadas por Liu48 y Song49, lo que confirma indirectamente que la región estuvo en un ambiente de mareas estable a largo plazo durante el Mesoproterozoico.

El ambiente diagenético de las rocas carbonatadas es la suma de varios factores ambientales, como la salinidad, la temperatura y las propiedades redox50. El nivel del mar afecta la diagénesis al controlar el estado de movimiento del fluido subterráneo, determinando así el entorno diagenético y el proceso diagenético51. El medio ambiente determina la estructura de la materia, y los diferentes entornos diagenéticos resultan inevitablemente en diferencias en las características de los isótopos de carbono y oxígeno en sus sedimentos45. El análisis del entorno diagenético se ha convertido en un eslabón clave en la investigación de rocas carbonatadas, y la identificación del entorno diagenético mediante la conexión de isótopos de carbono y oxígeno se ha convertido en un método eficaz52,53. Jiang54 dividió los ambientes diagenéticos de las rocas carbonatadas en ambientes de agua de mar, ambientes atmosféricos de agua dulce, ambientes de agua mixta, ambientes de entierro y ambientes epigenéticos. Huang55 dividió los ambientes diagenéticos de las rocas carbonatadas en ambientes diagenéticos tempranos cercanos a la superficie, de agua dulce atmosférica epigenética, de entierro tardío a profundidad media y ambientes diagenéticos hidrotermales. Los isótopos de carbono y oxígeno de las rocas carbonatadas en este estudio se trazan principalmente entre el ambiente diagenético cercano a la superficie y los ambientes diagenéticos nocturnos térmicos y de enterramiento medio-profundo (Fig. 4), lo que indica que las rocas carbonatadas en el área de estudio estaban en un ambiente sedimentario plano de marea durante la era Mesoproterozoica y posteriormente fueron enterrados a cierta profundidad; sin embargo, la profundidad del entierro fue relativamente poco profunda y las rocas siempre estuvieron en un ambiente cercano a la superficie, lo que es consistente con los resultados de no recristalización de las rocas carbonatadas en el área. Al mismo tiempo, debido a las limitaciones del entorno de entierro diagenético poco profundo sobre la diagénesis, la diagénesis tiene un grado débil de transformación de las muestras de rocas carbonatadas mesoproterozoicas, y es posible restaurar la paleosalinidad y la paleotemperatura a través de isótopos de carbono y oxígeno.

Diagrama de intersección de valores de rocas carbonatadas de δ13C–δ18O52,56.

Generalmente, los valores de isótopos de oxígeno en los sedimentos marinos aumentan al aumentar la paleosalinidad57 porque durante el proceso de evaporación, el 16O es transportado primero por la precipitación atmosférica, lo que resulta en el enriquecimiento de 18O en el agua de mar evaporada58. Keith et al.59 propusieron una fórmula de salinidad clásica para distinguir la piedra caliza marina de la piedra caliza de agua dulce durante el período Jurásico y más allá, basándose en el análisis y resumen de una gran cantidad de datos de isótopos de carbono y oxígeno: Z = 2,048 × (δ13CPDB + 50) + 0,498 × (δ18OPDB + 50). Se cree que cuando el valor de la roca carbonatada de Z > 120, se formó por sedimentación marina, y cuando Z < 120, se formó por sedimentación de agua dulce. Esta fórmula ha sido ampliamente utilizada para restaurar la paleosalinidad de ambientes sedimentarios carbonatados en varios períodos históricos geológicos16,48,49. En este estudio, la mayoría de las muestras tienen valores de Z superiores a 120, excepto KH-13 y KH-15 (que tienen valores inferiores a 120 pero cercanos a él), lo que indica que las rocas carbonatadas de la región se formaron de forma estable. Ambiente marino; esto es consistente con los resultados de la investigación de Liu et al.56 y también con el ambiente sedimentario de ese período29. En términos de resultados generales, el rango de variación del valor Z no es significativo, lo que indica un cambio climático relativamente pequeño y un ambiente tectónico estable durante el Mesoproterozoico. Sin embargo, se necesita una verificación adicional para determinar si el valor Z puede servir como indicador cuantitativo para caracterizar los cambios de paleosalinidad en el área de estudio. El análisis del coeficiente de correlación se realizó en isótopos de carbono y oxígeno y valores de Z, como se muestra en la Fig. 5. La ecuación de ajuste entre los valores de δ13C y Z fue y = 0,4527x − 56,294, con un coeficiente de correlación de 0,9701. La ecuación de ajuste entre los valores de δ18O y Z fue y = 0,1465x − 24,116, con un coeficiente de correlación de 0,1673. Los resultados indican que la correlación entre los valores de δ18O y Z es fuerte, mientras que el coeficiente de correlación entre los valores de δ13C y Z es débil, lo que puede estar estrechamente relacionado con el florecimiento de algas y el ascenso y descenso del nivel del mar14,16.

Relación entre los isótopos de carbono y oxígeno y el valor Z.

Durante la formación de rocas carbonatadas, el principal factor determinante del contenido de isótopos de oxígeno es la temperatura60. Aunque todavía existen muchas deficiencias en el método de cálculo cuantitativo de la paleotemperatura utilizando isótopos de oxígeno, los cambios en su contenido pueden reflejar cualitativamente los cambios en la paleotemperatura en el ambiente diagenético57. Investigadores anteriores en la región utilizaron fórmulas empíricas para los oligoelementos Sr y T para determinar que la paleotemperatura del agua de mar durante la deposición de rocas carbonatadas durante el Mesoproterozoico fue de 31,1 °C32,61. Sin embargo, como elemento amigable con el mar, el Sr tiene una fuerte capacidad de migración y continúa perdiéndose con el tiempo, lo que resulta en una disminución en el contenido de Sr en los sedimentos62. Por tanto, la temperatura obtenida mediante este método no es muy precisa. Yu63 propuso un método para recuperar la temperatura diagenética de rocas carbonatadas utilizando isótopos de oxígeno: T = 13,85–4,54δ18OPDB + 0,04(δ18OPDB)2. Utilizando este método, se encontró que la temperatura diagenética de las rocas carbonatadas en esta área de estudio era relativamente concentrada, con un promedio de 42,32 °C, que es significativamente diferente de la T calculada de los isótopos del oligoelemento Sr. Además, si la temperatura superficial actual de la cuenca de Ordos es de 20 °C y el gradiente geotérmico normal es de 3 °C/100 m64, las profundidades de enterramiento de las rocas carbonatadas mesoproterozoicas en el área de estudio fueron de aproximadamente 500 a 700 m, lo cual es consistente con el análisis del ambiente diagenético mencionado anteriormente.

Los isótopos de carbono tienen una buena importancia indicativa. Durante la diagénesis, la composición de 13C de las antiguas rocas carbonatadas era muy estable y casi sin cambios, por lo que las características del ambiente sedimentario original están bien conservadas65. El carbono en la naturaleza está compuesto de carbono inorgánico y carbono orgánico. El carbono inorgánico es relativamente rico en el isótopo pesado 13C, mientras que el carbono orgánico es relativamente rico en el isótopo ligero 12C. La composición relativa de los dos en el océano determina el contenido relativo de rocas carbonatadas marinas y la composición de δ13C66. Cuando la productividad inicial del océano es alta, la tasa relativa de entierro de carbono orgánico en el agua de mar aumenta, y el aumento relativo de 13C en el agua de mar conduce a la formación de rocas carbonatadas con una excursión positiva de δ13C, mientras que un clima cálido, el aumento del nivel del mar y los organismos prósperos aumentan la tasa relativa de entierro de carbono orgánico en el agua de mar, lo que lleva a un aumento significativo del δ13C del agua de mar. Estudios anteriores han demostrado que la evolución de la composición de isótopos de carbono del Proterozoico está influenciada principalmente por las fluctuaciones globales del nivel del mar67; por lo tanto, los cambios en δ13C pueden reflejar los cambios en el nivel del paleo-mar durante el período sedimentario.

El área de investigación estuvo ubicada cerca del ecuador durante la era Mesoproterozoica56, y el ambiente de llanura de marea durante la deposición de rocas carbonatadas en la cuenca de Ordos tenía una alta salinidad y temperatura. Esto puede deberse a su ubicación cerca del ecuador, altas temperaturas, clima relativamente cálido y húmedo, hundimiento térmico sostenido y aumento del nivel del mar bajo la expansión de la depresión de Qinqi29, lo que lleva a un aumento de la temperatura del agua de mar. Además, los cambios de isótopos de carbono generalmente están estrechamente relacionados con la productividad biológica16. En este estudio, las características de los cambios de isótopos de carbono y oxígeno están relacionadas positivamente. En combinación con el ambiente diagenético de entierro poco profundo, el Sistema Jixian ha sufrido una diagénesis débil, y estudios previos68 sugieren que a rendimientos biológicos relativamente constantes y temperaturas más altas, el coeficiente de fraccionamiento isotópico entre las rocas carbonatadas y el agua de mar disminuye, lo que resulta en carbono y oxígeno generalmente más pequeños. valores isotópicos y cambios constantes de isótopos de carbono y oxígeno.

En resumen, basándose en el análisis de las características de los isótopos de carbono y oxígeno, la paleosalinidad y la paleotemperatura, se sugiere que el medio ambiente y el nivel del mar de la cuenca de Ordos fluctuaron durante el Proterozoico medio, pero la amplitud general de varios parámetros cambió relativamente poco, lo que refleja la estabilidad de su entorno tectónico y paleoclima.

Los estratos del sistema Jixian mesoproterozoico en la cuenca de Ordos se depositaron en un ambiente cercano a la superficie sin entierro profundo y la diagénesis fue débil. Los isótopos de carbono y oxígeno mantienen básicamente las características geoquímicas originales.

En las rocas carbonatadas del Sistema Jixiano Mesoproterozoico en la Cuenca de Ordos, los rangos de variación de δ13CPDB y δ18OPDB son relativamente estrechos, oscilando entre −5,75 y 1,41‰ y −8,88 y −4,01‰, respectivamente, lo que confirma que el área de estudio estaba en un Ambiente sedimentario plano mareal estable durante el Mesoproterozoico. Los valores de paleosalinidad Z varían de 111.7 a 127.1, y los valores de paleotemperatura varían de 32.71 a 57.33 °C, reflejando el ambiente paleoclimático cálido del Mesoproterozoico en el área de estudio.

Las características de los cambios en los isótopos de carbono y oxígeno, la paleosalinidad (Z), la paleotemperatura (T) y un clima cálido en un rango pequeño pueden ser una buena respuesta a la ubicación del Bloque del Norte de China cerca del ecuador y su hundimiento térmico sostenido durante el Mesoproterozoico.

Los datos están disponibles previa solicitud razonable; póngase en contacto con el autor correspondiente.

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Esta investigación fue apoyada por el Servicio Geológico de China "Piloto de mapeo geológico en el área de cobertura del mapa amarillo" (17CNIC036473-19) y el Proyecto financiado por el Laboratorio Provincial Clave de Consolidación de Tierras de Shaanxi "Investigación de la contaminación del suelo en áreas mineras típicas en el norte de Shaanxi" (2019- ZY01).

Escuela de Ingeniería Terrestre, Universidad de Chang'an, Xi'an, 710054, República Popular China

Liu Xiaofeng, Hong Zenglin y Li Shifeng

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Hong Zenglin y Xue Xuping

Escuela de Recursos y Ciencias de la Tierra, Universidad de Chang'an, Xi'an, 710054, República Popular China

Liang Ji Wei

Centro provincial de estudios geológicos minerales de Shaanxi, Xi'an, 710000, República Popular China

Guo Xiao Dan

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XL, ZH y JL concibieron las ideas; XL, XG y XX realizaron los experimentos; XL, XG y SL tratan los datos; XL preparó, revisó y editó el borrador. Todos los autores han leído y aceptado la versión publicada del manuscrito.

Correspondencia a Hong Zenglin.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Xiaofeng, L., Zenglin, H., Jiwei, L. et al. Características de los isótopos de carbono y oxígeno de las rocas carbonatadas en el sistema Jixiano mesoproterozoico de la cuenca de Ordos y sus implicaciones. Representante científico 13, 14082 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-41297-w

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Recibido: 31 de mayo de 2023

Aceptado: 24 de agosto de 2023

Publicado: 28 de agosto de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-41297-w

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