авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

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


Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |

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

-- [ Страница 6 ] --

На основе Sm-Nd модельных возрастов были выбраны пробы для выделения циркона и его дальнейшего изучения. U-Pb изуче ние зерен циркона в двух пробах проведено методом лазерной абляции (лазер UP-213) на масс-спектрометре Element-XR с иони зацией в индуктивно-связанной плазме LA-ICP-MS (Костицын, Аносова, 2012). Основная популяция зерен циркона попадает в интервал 2.7 – 2.8 млрд. лет (рис. 1), однако отдельные ядра в зер нах циркона достигают возраста 3.1 – 3.5 млрд. лет.

Сопоставление результатов Sm-Nd и U-Pb изотопных методов позволяет сделать вывод, что во время формирования архейских осадков разрушались в основном только что сформированные породы (2.70 – 2.73 млрд. лет), в то время как к началу формиро вания нижнепротерозойских осадков были вскрыты и разруша лись несколько более древние породы (2.75 – 2.80 млрд. лет) (Назарова и др., 2013). Подтверждением существования еще более древних пород в регионе является присутствие единичных древ них ядер в терригенных цирконах (3.1 – 3.5 млрд. лет).

Рассматривая полученные Sm-Nd данные, можно предполо жить, что большая часть вещества континентальной коры начала накапливаться около 3.1 млрд. лет назад. Кратонизация произо шла, вероятно, 2.7 – 2.8 млрд. лет назад, что фиксируется внедре нием санукитоидов (Bibikova et al., 2005).

Рис. 1. Зависимость eNd от возраста. Большая часть анализов метаосадоч ных пород по модельному возрасту образует устойчивый кластер 2.9 – 3.1 млрд. лет. Отделение пород от мантийного источника произошло незадолго до их формирования, определенного U-Pb методом по зернам циркона.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, гранты 12-05 31246 и 12-05- Литература Bibikova E.V., A. Petrova, S. Claesson. NORDSIM U-Th-Pb isotopic study of zircons from sanukitoids of the Karelian craton, Baltic Shield //Lithos, 2005, V. 79. P. 129- Костицын Ю.А., Аносова М.О. U-Pb возраст экструзивных пород кальдеры Уксичан в Срединном хребте Камчатки – применение лазерной абляции к датированию молодых цирконов //ГЕОХИМИЯ, 2013, №2, c.

171- Назарова Д.П., Бибикова Е.В., Аносова М.О., Слабунов А.И., Кости цын Ю.А. Изотопный возраст протолита метаосадков Карельского региона Балтийского щита //Материалы III Международной научно практической конференции молодых ученых и специалистов памяти академика А.П. Карпинского, с. 769- Самсонов А.В., Берзин Р.Г., Заможняя Н.Г. и др. Процессы форми рования раннедокембрийской коры Северо-Западной Карелии, Балтий ский щит. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2001. С.109- Слабунов А.И. Геология и геодинамика архейских подвижных поя сов. Петрозаводск: Карельский Научный центр РАН, 2008. – 296 с.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА НЕФТЕЙ АЛЯСКИ И ЧУКОТКИ В СВЯЗИ С ПРОГНОЗОМ НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ ДАЛЬНЕВОСТОЧНОГО СЕКТОРА РОССИЙСКОЙ АРКТИКИ А.С. Немченко-Ровенская1, В.С. Севастьянов1, Т.Н. Немченко1, Кен Питерс2, О.В. Кузнецова Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского, РАН Нефтяная компания Шлюмберже Российский шельф с общей площадью более 6 млн. кв. км занимает первое место в мире по своей протяженности, из них около 4,2 являются перспективными на нефть и газ. По прогноз ным оценкам начальные извлекаемые энергетические ресурсы шельфа составляют около 100 млрд. т в пересчете на нефть (из них 80% сосредоточено в Арктике). Арктический шельф обладает уни кальными ресурсами углеводородов.

Дальневосточный сектор Российской Арктике представляет интерес с точки зрения нефтегазоносности Арктического шельфа России. Седиментационный бассейн шельфа Восточно-Сибирского и Чукотского морей простирается с Запада на Восток от островов Анджу до побережья Аляски, составляя половину континенталь ной окраины Азии.

Таблица 1.

Изотопный состав углерода нефтей месторождений Аляски и Чукотки Аляска Чукотка Глубина Место- Глубина (м), 13С, Месторождение (м), воз- 13С, ‰ рождение возраст ‰ раст 4310,3 Верхне- Сил-Айленд -29,75 -29, триас Телекайское альб 1346 Майлн- 2086,7 Верхне- 1351 -30, -29, Пойнт нижний мел Эчинское нижний мел 4406, Каскад -29, триас 3388, Бадами -29, третичный Майлн- 2481, -29, Пойнт нижний мел 3175 -29, Прудо-Бей пермо-триас -29, -29, Южное 671 Изменная –СКВ 2034 -29,88 -26, Барроу-19 триас 10 - -29, Южное -29, Барроу-20 нижний мел -29, Сравнительный анализ углеводородов Чукотки и Аляски с точки зрения нефтегазоносности представляет большой интерес.

Все крупнейшие нефтяные месторождения на мегавалу Барроу, нефтегазоносном районе Аляски, открыты в неокомских, юрских, триасовых и пермских отложениях: Месторождение Прудо-Бей с запасами 3млрд т – в песчаниках юры и триаса, известняках кар бона;

месторождение Купарук-Ривер – в юрских песчаниках;

месторождение Майлн-Пойнт – в песчаниках триаса и мела.

Диапазон нефтегазоносности на мегавале Барроу охватывает триас-карбон и распространяется вверх до нижнего мела. Все крупнейшие, в том числе уникальные, нефтяные месторождения на мегавалу Барроу (Прадхо Бей, Угну, Западный Сак, а также Купарук Ривер) сосредоточены в главных пермо-триассовом и нижненеокомском продуктивных горизонтах Изотопный состав углерода нефтей месторождений Аляски изменяется в пределах -29,24 ‰ до -30,0 ‰. Изотопный состав углерода нефтей месторождений Чукотки изменяется в пределах -26,83 ‰ до -30,69 ‰.

Выполненный сравнительный анализ изотопного состава нефтей месторождений Аляски и Чукотки представляет большой интерес и может быть применен для прогноза нефтегазоносно сти Дальневосточного сектора Российской Арктики.

Rb-Sr ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМА В ПОРОДАХ НЕФЕЛИН-СИЕНИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ТУВИНО МОНГОЛЬСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА А.В. Никифоров1, А.М. Сугоракова2, Д.А. Лыхин ИГЕМ РАН (nikav@igem.ru);

2 ТувИКОПР СО РАН В пределах Тувино-Монгольского микроконтинента среди терригенных и карбонатных толщ докембрия известна целая серия массивов, сложенных нефелиновыми сиенитами и породами ийо лит-уртитового ряда. Подобные комплексы пород картируются и в других в структурах Центрально-Азиатского складчатого пояса – среди каледонид Витимского плоскогорья (массивы Амалатский, Сайжинский, Мухальский, Ципинский и др.), Кузнецком Алатау (массивы Дедовогорский, Горячегорский, Кия-Шалтырский и др.), Джидинского района Забайкалья (массивы Боргойской группы) и в Прибайкалье (Тажеранский массив).

Объединяющей чертой всех этих массивов щелочных пород является приуроченность их к полям развития мощных карбонат ных толщ. Многие исследователи фиксировали результаты взаи модействие щелочных пород с вмещающими карбонатами (Коно нова, 1976;

Конев, 1982 и др.). В частности, отмечались вариации изотопного состава Sr в щелочных породах, что интерпретирова лось как результат ассимиляции богатых Sr осадочных карбона тов (Покровский, 2000;

Врублевский, 2003). Наши исследования породообразующих минералов пород ряда щелочных массивов Сангиленского нагорья показали, что не исключается и другой механизм изменения изотопного состава стронция в этих породах.

Rb-Sr изотопные исследования проведены для Дахунурского (проба Са-250), Баянкольского (проба Са-257), Харлинского (проба Са-265) и Чикского (проба Са-272/2) массивов (лаборатория изо топной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН). Выбор проб для геохронологических исследований осуществлялся по двум основ ным критериям – отсутствие реакционных взаимоотношений между минералами и минимальные из возможных вторичные изменения нефелина и K-Na полевой шпат. В зависимости от минерального состава пробы, были проанализированы апатит, сфен, кальцит, клинопироксен, нефелин, K-Na полевой шпат, био тит. Нефелин и полевые шпаты разделялись на плотностные фрак ции в смеси бромоформа и ацетона.

Все изученные пробы оказались гетерогенны на минеральном уровне (рисунок). Совокупность индивидуальных определений по всем пробам, характеризуется общей корреляционной зависимо стью с уголом наклона ~ 420 млн. лет. Вместе с тем, изотопный состав Sr минералов с отношением Rb/Sr близким к нулю (апатит, сфен) варьирует в диапазоне 0.7060-0.7069. Кальцит в двух случа ях из трех характеризуется более радиогенным составом. Напри мер, для пробы Са-265 в сфене 87Sr/86Sr=0.7060, а в кальците – 0.7064. Плотностные фракции нефелина и полевого шпата также гетерогенны, что установлено на примере малиньита Харлинского массива (рисунок). При этом «первичное» отношение 87Sr/86Sr линий корреляции состава не соответствует диапазону составов низкорубидиевых минералов. Валовые составы отражают общую несогласованность изотопного состава Sr в минералах изученных проб.

Рисунок. Гетерогенность Rb-Sr системы на изохронном графике в породах нефелин-сиенитовых комплексов Сангиленского нагорья.

Возникает вопрос – с чем связана такая гетерогенность? Опи раясь на полученные данные можно утверждать, что основную несогласованность составов обуславливают кальцит, нефелин и полевые шпаты. Кальцит, по данным изучения шлифов, не имеет реакционных взаимоотношений с другими породообразующими минералами, однако он систематически обогащен радиогенным стронцием, поэтому можно предполагать, что, по крайней мере, часть стронция в нем чужеродна. Источником, по-видимому, слу жат вмещающие карбонатные толщи докембрия, в которых отно шения 87Sr/86Sr укладываются в интервал 0.7072-0.7087 (Вишнев ская, 2011).

Вариации изотопного состава Sr нефелина и полевых шпатов, на наш взгляд, объясняются более поздними процессами – заме щением вторичными минералами, а для K-Na полевого шпата еще и образованием пертитов распада. В этих случаях стронций мог поступать как из вмещающих пород, так из своих же разрушен ных, богатых Rb минералов. Петрографические исследования показывают, что в изученных массивах щелочных пород вторич ные изменения присутствуют почти всегда, и вероятность некор ректной оценки первичного отношения стронция по валовым составам пород велика.

Литература Кононова В.А. Якупирангит-уртитовая серия щелочных пород. М.:

Наука. 1976.

Конев А.А. Нефелиновые породы Саяно-Байкальской горной области.

Новосибирск, Наука, 1982.

Покровский Б.Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. (Тр. ГИБ РАН;

Вып. 535). М.: Наука, 2000.

Врублевский, В. В. Петрология карбонатитовых комплексов консолидированных складчатых областей (на примере Южной Сибири и Тянь-Шаня) : автореф. дис.. доктора геол-минер. наук: 25.00.04 / Врублевский Василий Васильевич Новосибирск, 2003.

Вишневская И.А. Геохимия, изотопный состав стронция и углерода венд-раннекембрийских карбонатных отложений Тувино-Монгольского микроконтинента Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Томск., ГОУ ВПО «НИ ТПУ», 2011.

ЦИРКОН В ПОРОДАХ ФЕДОРОВО-ПАНСКОГО РАССЛОЕННОГО ИНТРУЗИВА И ВМЕЩАЮЩИХ ГНЕЙСАХ TTG (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ):

МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СВИНЦА Е А. Ниткина ГИ КНЦ РАН (nitkina@rambler.ru) Установлено, что морфология, химический и изотопный составы циркона являются критериями определения природы его происхождения (Прощенко, 1964;

Бибикова и др., 1991;

Краснобаев, Ляхович и др., 1992). Магматический циркон, в отличие от цирко на полиметаморфических комплексов, характеризуется низким содержанием элементов-примесей (Краснобаев, 1968;

Бибикова, 1989;

Каулина, 2010).

Протерозойский платинометалльный расслоенный Федорово Панский массив входит в Северный пояс пироксенит-перидотит габбронорит-анортозитовых платинометалльных интрузий и имеет площадь 400 км2 (Загородный, Радченко, 1982). Массив состоит из Федоровского, Ластьяврского, Западно-Панского и Восточно-Панского блоков, расположен в центральной части Кольского полуострова и структурно приурочен к зоне сочленения архейских пород Кейвского и Кольско-Норвежского блоков с севе ра и раннепротерозойской Имандра-Варзугской зоны с юга.

Федорово-Панский массив включает снизу вверх такситовые габ бронориты, нориты с подчиненным количеством плагиопироксе нитов, габбронориты различной зернистости и текстуры, породы верхнего (ВРГ) и нижнего (НРГ) расслоенных горизонтов (Докучаева, 1994;

Латыпов, Чистякова, 2000). По данным (Докучаева, 1994;

Schissel et al., 2002) в районе Цагинского раз лома меняется эрозионный срез вмещающих пород и на поверх ность в Федоровском блоке выводятся более древние породы.

Опубликованные изотопно-геохронологические данные под тверждают геолого-петрологические выводы о длительности и многофазности формирования пород Федорово-Панского массива (Amelin et al., 1995;

Чистякова и др., 2000;

Баянова, 2004;

Карпов, 2004;

Ниткина, 2006;

Серов и др., 2007;

Грошев и др., 2009).

Данное исследование было направлено на изучение особен ностей внешнего и внутреннего строения, химического и изотоп ного состава циркона из пород платинометалльного расслоенного Федорово-Панского массива и вмещающих пород тоналит-трон дьемит-гнейсодиоритового (TTG) комплекса.

Из вмещающих пород отобрана проба гнейсов (F-6) весом 51 кг. Из пород ранней фазы внедрения были отобраны пробы ортопироксенитов (F-3) 42 кг и габбро (F-4) 57 кг из Федоровского блока;

из пород заключительной фазы внедрения – нориты, содер жащие сульфидную минерализацию (F-2) 67 кг из Федоровского блока;

и нориты из придонной части массива (SN-6) 60 кг и габ бронориты (SN-8) 50 кг из Западно-Панского блока.

Кристаллы циркона, выделенные из пород платинометалль ного расслоенного Федорово-Панского массива, имеют призмати ческий габитус и четкую огранку (ребра и грани без следов изме нения);

так же встречены кристаллы циркона дипирамидального габитуса не характерные для основных пород. Циркон в породах ранней (2526-2516 млн. лет) и заключительной (2485-2496 млн.

лет) стадий кристаллизации массива практически не содержит примесей. Отношения ZrO2/HfO2 в породах массива имеют высо кие значения, а изотопные отношения 206Pb/208Pb – низкие, харак терные для основных магматических пород (Тугаринов и др., 1956;

Heaman et al., 1990).

Помимо этого установлено понижение отношения ZrO2/HfO от пород ранней фазы к породам заключительной фазы, что согласно опубликованным данным В.В.Ляховича и др. (1992), воз можно, свидетельствует о повышении роли процессов коровой контаминации на заключительных стадиях формирования плати нометалльного Федорово-Панского массива.

Во вмещающих гнейсах с возрастом кристаллизации 2822±20 млн. лет циркон представлен кристаллами с резорбиро ванными гранями и сглаженными ребрами. Это, скорее всего, отражает изменение облика кристаллов при метаморфизме в 2773±8 млн. лет. Состав циркона гнейсов характеризуется более низкими значениями отношений ZrO2/HfO2 и более высокими изотопными отношениями - 206Pb/208Pb, что характерно для кислых пород (Тугаринов и др., 1956;

Amelin et al., 1995).

Автор выражает искреннюю благодарность за общее руковод ство работой академику РАН Ф.П. Митрофанову и д.г.-м.н.

Т.Б. Баяновой, за консультации по минералогии циркона д.г.-м.н.

А.В. Волошину, за выделение мономинеральных фракций циркона Л.И. Коваль, за подготовку фотографий циркона в отраженных электронах и анализ химического состава циркона Е.И. Савченко и за проведение химического разложения циркона Е.А. Апанасевич.

Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 11-05-00570.

Литература Баянова Т.Б. Возраст реперных геологических комплексов Кольского региона и длительность процессов магматизма. С.-Пб.: Наука, 2004.

174 с.

Бибикова Е.В. U-Pb геохронология ранних этапов развития древних щитов. М.: Наука. 1989. 180 с.

Бибикова Е.В., Сенин В.Г., Легков Г. А.(1991) // Геохимия. № 10. С.

1426- Грошев Н.Ю., Ниткина Е.А., (2009) // ДАН. Т. 427. № 5. С. 669-673.

Докучаева В.С. (1994) // Геология и генезис месторождений металлов.

М.: Наука, 1994. С. 87- Загородный В.Г., Радченко А.Т.(1982) // Имандра-Варзугская зона каре лид. Л.: Наука, С. 8- Каулина Т.В. Образование и преобразование циркона в полиметамор фических комплексах. Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН. 2010. 144 с.

Карпов С.М (204).// Автореферат диссертации на соискание степени к.г.-м.н. Апатиты: ГИ КНЦ РАН, 2004. 21 с.

Краснобаев А.А. Циркон как индикатор геологических процессов. М.:

Наука, 1986. 147 с.

Латыпов Р.М., Чистякова С.Ю. Механизм дифференциации расслоен ного интрузива Западно-Панских тундр. Апатиты. 2000. 315 с.

Ляхович В.В., Угер П., Симан П. (1992) // Геохимия. № 10. С. 1503- Ниткина Е.А (2006) // ДАН. 2006. т. 408. №1. с. 87-91.

Серов П.А., Ниткина Е.А., Баянова Т.Б., Митрофанов Ф.П. (2007) // ДАН. Т. 415. № 4. С. 530-532.

Прощенко Е.Г. (1964). // Сб. Минералогия и генетические особен ности щелочных массивов. Л.: Недра, 1964. С. 49- Тугаринов А. И., Вайнштейн Э. Е., Шевалеевский И. Д. ( // Геохимия. № 4, С. 28- Чистякова С.Ю., Баянова Т.Б., Гоголь О.В., Деленицин А.А. (2000) // Материалы II Всероссийского совещания, Т.IV. Сыктывкар. 2000. С.

353- Amelin Yu., Heaman L.M., Semenov V.S. (1995) // Precam. Res. 75. – P.

31- Heaman L.M., Bowins R. and Crocket J. (1990) // Implications for Geochim. Cosmochim. Acta. Vol.54, P. 1597- Schissel D., Tsvetkov A. A., Mitrofanov F. P., Korchagin A. U. (2002) // Econ. Geol. Vol. 97. P. 1657- Rb-Sr СИСТЕМА МЕЗОПРОТЕРОЗОЙСКИХ (1.23-1.20 МЛРД. ЛЕТ) ОРАНЖЕИТОВ (КИМБЕРЛИТОВ II) ЗАПАДНОЙ КАРЕЛИИ: ВОЗМОЖНОЕ СВИДЕТЕЛЬСТВО УЧАСТИЯ СУБДУКЦИОННОГО КОМПОНЕНТА В ИХ ПЕТРОГЕНЕЗИСЕ А.А. Носова, Ю.О. Ларионова, А.В. Каргин ИГЕМ РАН Проведено изучение мезопротерозойских (1.23-1.20 млрд. лет) щелочно-ультраосновных пород Западной Карелии, распростра ненных в районе Костомукши - Таловейса (Россия) и Лентииры Кухмо (Финляндия). Особенности минерального и геохимическо го составов характеризуют эти породы как близкие к кимберлитам группы II Южной Африки (оранжеитам), в значительно большей степени, чем к оливиновым лампроитам или ультрамафитовым лампрофирам.

Особенностью изотопного состава мезопротерозойских оран жеитов Карелии является сочетание низкорадиогенного изотопно го состава Sr с низкорадиогенным изотопным составом Nd, и в Sr-Nd изотопных координатах они являются аналогами лампрои тов (Лабрадор, Восточная Гренландия и др.), но не оранжеитов.

Проведенные исследования оранжеитов Карелии позволили пред ложить модель образования мантийного источника, не требую щую отдельных эпизодов его обогащения различными по составу флюидами. Значительный вклад в аргументацию модели внесло изучение Rb-Sr системы оранжеитов.

Оранжеиты Костомукши характеризуются низко- и умеренно радиогенными значениями начальных изотопных отношений (87Sr/86Sr)1220, варьирующими от 0.7037 до 0.7067. При этом выде ляются две группы пород: в первую входят пробы с низкорадио генными значениями (87Sr/86Sr)1220 0.7040, пробы второй группы имеют более высокие значения (87Sr/86Sr)1220 в интервале 0.7046 0.7067 и демонстрируют четкий тренд возрастания начального изотопного отношения Sr при слабо возрастающем значении Nd(1220). В нашем случае свидетельством нарушения первичных параметров Rb-Sr системы и воздействия на нее наложенных флю идных процессов в породах второй группы, является хорошо выраженная зависимость изотопного состава Sr от концентрации СО2, с учетом того, что одним из основных минералов-концентра торов Sr в этих породах является карбонат. Для проб второй груп пы коэффициент корреляции R между (87Sr/86Sr)1220 и мольной долей СО2 во флюиде составляет 0.81, тогда как для проб первой группы корреляция этих параметров практически отсутствует (R = 0.02). Для пород первой группы воздействие вторичных процес сов, по-видимому, не приводило к существенным нарушениям Rb-Sr системы, и полученные для них Rb-Sr изотопные параме тры, в том числе (87Sr/86Sr)1220 =0.7037-0.7044, мы считаем возмож ным использовать для петрогенетических построений.

На рис. 1 представлена диаграмма эволюции изотопного состава Sr в геохимических резервуарах BSE и DMM с параметра ми по (Workman, Hart, 2005), а также линия эволюции DM Канад ского и Балтийского щитов (Rb/Sr = 0.02) и обогащенного источни ка в этой мантии (Bell, Rukhlov, 2004). На этой диаграмме мы показали положение щелочно-ультраосновных комплексов Бал тийского щита разного возраста, в том числе карбонатитов Тикшо зера, лампрофиров Свекофенского домена с возрастом 1.8 млрд.

лет и оранжеитов западной Карелии. Из рис. 1 очевидно, что Rb-Sr систематика оранжеитов исключают происхождение карбонатной составляющей их источника в результате привноса ювенильного подлитосферного вещества, поскольку даже наименее радиоген ные составы лежат выше линии эволюции Sr в BSE.

Следует отметить, что положение фигуративных точек проб оранжеитов с наименее радиогенным составом Sr не исключает участие древнего обогащенного источника в литосферной мантии Фенноскандии, предложенного в работе (Bell, Simonneti, 2009;

Bell, Rukhlov, 2004). Однако основная часть фигуративных точек оранжеитов, в том числе и с примитивными (низкорадиогенными) составами, лежит выше линии эволюции Sr такого источника.

Причиной дополнительного обогащения мантийного источника могли быть посторогенные тектонотермальные события, связан ные с формированием карбонатитов и лампрофиров 1.8 млрд. лет назад в Свекофенском домене. Модель формирования источника этих пород была разработана в работе (Woodard, 2010), и предпо лагает метасоматоз основания литосферной мантии расплавами типа выплавок из осадков пелагического типа с добавлением кар бонатного компонента, которые генерируются при погружении слэбов на значительные глубины в мантии (Grassi & Schmidt, 2011).

Для проверки этого предположения мы рассчитали изотоп ный состав Sr в источнике с параметрами DMM на возраст 2.0 млрд. лет, обогащенного 1% выплавки из осадков погруженно го слэба. Параметры для расчета изотопных характеристик рас плава, образованного при плавлении осадков (94 об. % пелагиче ских осадков +6 об. % морского карбоната), погруженных в соста ве слэба на глубину, соответствующую 8 ГПа при степени плавле ния F=0.1%, были приняты в соответствии с работой (Grassi & Schmidt, 2011).

Составы лампрофиров Свекофенского домена с возрастом 1.8 млрд. лет на диаграмме рис. 1 лежат на линии эволюции Sr такого обогащенного источника. В свою очередь, наиболее при митивные составы оранжеитов лежат в поле эволюции изотопного состава Sr этих лампрофиров (рис. 1). Таким образом, наши Rb-Sr данные не противоречат предложенной модели дополнительного обогащения источника оранжеитов за счет субдукционного компо нента, образованного около 2.0 млрд. лет назад.

Рис. 1 Диаграмма T (млн. лет) - 87Sr/86Sr(i) для оранжеитов Костомукши.

1–Оранжеиты Phl-Carb типа;

2 – оранжеиты/лампроиты Костомукши согласно (Беляцкий и др., 1997);

3 - лампрофиры Свекофенского домена с возрастом 1800 млн. лет (Andersson et al., 2006;

Kononova et al., 2000);

4 – карбонатиты Тикшозера (Tichomirowa et al., 2006);

5 – карбонатиты Силинярви (Tikhomirova et al., 2006);

6 – оранжеиты Костомукши по (Кононова и др., 2002);

7 – неопротерозойские кимберлиты I Восточной Финляндии (Каави-Куопио) (O’Brien, Tyni, 1999);

8 – кимберлиты Мела (Архангельская алмазоносная провинция) (Mahotkin et al., 2000;

Bread et al., 2000). Щелочные комплексы Фенноскандии показаны согласно (Bell, Simonetti, 2009). На диаграмме приведена модельная линия эволюции изо топного состава стронция для 99%DMM+1% расплава, выплавленного из осадков при 8 GPa. Параметры (концентрации Sr, Rb и изотопный состав на 2.0 млрд. лет) расплава (источник - 94 об. % пелагических осадков + об. % морского карбоната) при 8 GPa и F=0.08 по данным (Grassi & Schmidt, 2011 doi:10.1016/j.epsl.2012.01.023). Параметры DMM по (Workman, Hart, 2005). В итоговой смеси: Rb 7.78 ppm, 87Rb/86Sr 0.3756, (87Sr/86Sr)t=2.0 млрд. лет 0.7059.

ВЫСОГРАДНЫЕ ПОРОДЫ И ГРАНИТОИДЫ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ БАЙКАЛО-МУЙСКОГО ПОЯСА А.В. Орлова1,2, М.О. Аносова3, Н.М. Ревяко3, А.А. Разумовский2, А.А. Федотова2,3, Ю.А. Костицын1,3, Е.В. Хаин 1 – Москва, Геологический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова, 2 – Москва, Геологический институт РАН, 3 – Москва, Институт геохимии и аналитической химии им. Вернадско го РАН Байкальская горная область – один из представительных сег ментов Центрально-Aзиатского орогенного пояса. В западной части неопротерозойского Байкало-Муйского пояса доступны для изучения высокоградные породы, изучение которых с помощью комплекса методов дает информацию о механизмах роста конти нентальной коры. В сообщении представлены новые петро-гео химические данные в сочетании с геохимической, геохронологи ческой и изотопно-геохимической информацией.

При детальном исследовании метаморфических пород запад ной части Байкало-Муйского пояса и пространственно связанных с ними гранитоидов удалось четыре комплекса горных пород, два из которых ранее не были охарактеризованы (табл.1).

Высокоградные породы района исследования представлены двупироксеновыми и биотит-пироксеновыми кристаллическими сланцами, гнейсами и гранитоидами (основными гранулитами и чарнокитоидами), образование которых шло в условиях высоких температур и умеренных давлений (до 8-9 кбар (Конников и др., 1999)). В составе гранулитового комплекса нами выявлены две группы: двупироксеновые гнейсы (табл.1 (1)), протолит которых, по изотопным данным, образован за счет древнего корового источ ника и высокотитанистые эндербито-гнейсы (табл.1 (2)), обнару живающие значительно меньшую примесь корового материала (модельные возрасты (TNd(DM) 2.2-2.3 млрд. лет и 1.1-1.3, соот ветственно). Акцессорные цирконы из двух изученных проб гней сов (I) содержат ядра с возрастами в диапазоне 780-830 млн. лет, оболочки кристаллов образовались не позднее 600 млн лет назад.

Возраст TNdDM, Название MgO, TiO2, по цирко- 87 ASI млрд. ( Sr/ Sr) № породы % % ну, млрд.

лет лет 2.2 0.79-0.59 0. 2.3 0.84-0.74 0. Эндербито 0.5-0.6 2.3-3 0.7-0. гнейсы (I) 2.2 0. 2.3 0. Эндербито- 0.7037 0.4-0.5 5-9 1.8-4.0 1.2-1. гнейсы (II) 0. 0. Чарнокитоиды 0.8-1.0 0.4-0.7 0.3 1.0-1.1 0.65-0. Тоналиты 2.6 0. 0.6 0.7 0.59 0. Плагиограниты 1.7 0. 0.6 0.9 0. Лейкограниты 1.1 0. 0.7 0.9 0. Табл.1. Данные для магматических и метаморфических пород западной части Байкало-Муйского пояса,где ASI = Al2O3/(2*CaO+Na2O+K2O) в мол. ед.

Чарнокитоиды (Табл. 1 (3)) показывают умеренно и сильно фракционированное распределение РЗЭ с отрицательной анома лией Eu. При исследовании цирконов из этих пород ядра не обна ружены, выявлены типичные для цирконов гранулитовой фации метаморфизма низкие содержания Th, U, высокая интенсивность катодолюминесценции. Полученные нами результаты U-Pb иссле дования трех проб чарнокитоидов попали в интервал 622-603 млн.

лет. В одной из проб цирконы показали наиболее явные признаки кристаллизации при температурах и давлениях, отвечающих гра нулитовой фации (секториальная зональность, низкие содержания РЗЭ в цирконе), данные LA-ICP MS для цирконов из этой пробы указывают на время их кристаллизации 607±3 млн. лет назад.

Модельный возраст (TNd(DM)) чарнокитоидов составляет 1.0-1. млрд. лет.

Все изученные гнейсы и чарнокитоиды проявляют характери стики ортопород, одна из проб чарнокитоидов (Табл. 1 (3)) попа дает в промежуточную область между пара- и ортогнейсами, в частности, на диаграмме (Werner, 1987). Цирконы из этой пробы продемонстрировали возраст в диапазоне 650-610 млн лет, что может объясняться присутствием переработанного осадочного материала в составе источника.

Самостоятельную в геологическом и геохимическом отноше нии группу образуют гранитоиды гипабиссального комплекса тоналитов-плагиогранитов-лейкогранитов (Табл. 1 (4)). Тоналиты – глиноземистые натровые породы (Al2O315%, Na2O3.9%, K2O/ Na2O=0.2) с содержанием Sr выше 400 мкг/г, низкими концентра циями Y (5 мкг/г и тяжелых лантаноидов, в частности Yb (1 мкг/г), отношение Sr/Y превышает 90. Лейкограниты, отнесен ные к тому же комплексу на основании положения в структуре, демонстрируют несколько более низкие содержания Al2O3 (13.5 15.2%), относительно высокие содержания Na2O (3.3-4.0%), отли чаясь заметно более высокими отношениями K2O/Na2O (0.7-1.4).

Геохимические данные не противоречат полевым наблюдениям о принадлежности тоналитов, плагиогранитов и лейкогранитов к одному гипабиссальному комплексу. Тоналиты и плагиограниты соответствуют адакитам по геохимическим особенностям. Данные LA-ICP MS для цирконов из тоналитов гипабиссального комплек са указывают на время их кристаллизации 595±5 млн. лет.

Гранитоиды с геохимическими характеристиками адакитов ранее не выделялись. Модельный возраст (TNd(DM)) пород гипабиссаль ного комплекса составляет 0.7-0.9 млрд. лет, начальное изотопное отношение стронция (87Sr/86Sr)0=0.7028-0.7032.

Гранулитовый комплекс запада Байкало-Муйского пояса – гетерогенный в геохимическом и изотопном отношении, состоя щий из совместно деформированных пород, часть из которых характеризуется раннепротерозойским возрастом протолита, а часть – позднепротерозойским. Главный этап магматической активности, связанной с формированием Байкало-Муйского пояса, происходил в интервале 607±3 – 618±4 млн. лет. Наиболее позд ний эпизод незначительно оторван по времени: внедрение гипа биссального комплекса гранитоидов, в том числе пород с адакито вым геохимическим уклоном произошло 595±5 млн лет назад.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проекты 11-05-01052 и 12-05-31246).

Литература Конников Э.Г., Цыганков А.А., Врублевская Т.Т. Байкало-Муйский вулканический пояс: структурно-вещественные комплексы и геодинами ка. – М: ГЕОС. 1999.–163с Werner C.D. Saxonian granulites – igneous or lithogenous. A contribution to the geochemical diagnosis of the original rocks in high-metamorphic complexes // Gerstenberger, H (editor), Contributions to the geology of the Saxonian granulite massif. – 1987. – P. 221-250.

ПОВЕРХНОСТНАЯ ГЕОХИМИЧЕСКАЯ СЪЕМКА, СОПРОВОЖДАЮЩАЯ ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ РАБОТЫ НА ЧАЙКИНСКОМ ПОДНЯТИИ (СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА) Н.Л. Падалко, С.И. Голышев, Е.В. Черников, М.И. Праздничных, П.Ф. Яворов, П.Н. Соболев, С.В. Дыхан ТФ ФГУП « СНИИГГИМС» (padalko@tf-sniiggims.ru) Данная работа была составной частью комплекса геолого-гео физических и геохимических работ по выявлению и оценке нефтегазового ресурсного потенциала Чайкинского поднятия – нового крупного объекта нефтегазопоисковых работ на Сибирской платформе.

Технология проведения комплексной поверхностной изотоп ной литогазогеохимической съемки была отработана и использо вана ранее сотрудниками СНИИГГиМС на территории Томской области и Восточной Сибири (Голышев и др., 2010, 2012, Дыхан и др. 2009). В основу её были положены теоретические и практиче ские работы (Старобинец, 1993, Галимов, 1981, Голышев, и др., 2009).

На территории Чайкинского поднятия было отобрано всего 200 проб шлама из неглубоких скважин ручного бурения вдоль профилей, всего 200 пог. км с шагом 1 пог. км. Для проведения комплексной геохимической съемки были использованы следую щие аналитические методы: хроматографический анализ газовых проб на содержание десорбированных углеводородов ряда С1-С7 и неуглеводородных газов: N2, О2, СО2, СО, Н2, Не;

масс спектрометрический изотопный анализ углерода десорбирован ной из шлама СО2,;

изотопный анализ углерода и кислорода карбо натной составляющей шлама (масс-спектрометр DELTA V ADVANTAGE, погрешность с учетом химической подготовки не более ±0.5 ‰).

Изотопная газовая съемка. Диапазон вариаций значений 13С в 150 пробах углекислоты, десорбированных из шлама, составляет от -29.6‰ до -12.0‰, что указывает на вклад нескольких источни ков углекислоты. Наличие участков профилей с изотопно тяжелой или со значительной долей изотопно тяжелой углекислоты пред ставляет интерес. Эти участки обычно приурочены к тем частям профилей, на которых прогнозируются зоны возможных ВНГ и ГН по газохимическим аномалиям. Согласно аналитическим дан ным углерод СО2 в пластовых газах этого района характеризуется утяжеленным изотопным составом углерода.

При проведении изотопной съемки по карбонатной составля ющей шлама первоначально выбор изотопных критериев (Кi = |13C / 18O| ) осуществлялся по аналогии с Тегульдетской впади ной (Томская область). После статистического анализа выборки с учетом результатов изотопной съемки вблизи скв. Чайкинская (с притоком УВ), выбраны следующие значения критериев степе ни изменения карбонатной составляющей: Ki 0.3 - фоновые, без значительных изменений;

0.3 Ki 0.45 – значительные;

Ki 0. – весьма значительные. По ним на территории съемки выделены поля карбонатных составляющих с весьма значительными вторич ными изменениями на 2-ом и 5-ом профилях, пересечении 1-ого, 2-ого и 11-ого профилей. На этих же участках или вблизи них фиксируются повышенные содержания компонентов десорбиро ванных газов: метана, углеводородных компонентов C2-C Сопоставление выявленных аномальных геохимических участков на профилях с результатами геофизических работ позво лили дать прогнозную оценку ресурсов Чайкинского поднятия, обосновать рекомендации по дальнейшему проведению ГРР и мест заложения скважин на УВ – сырье на этой территории.

Работа финансировалась в 2010-2011гг. по Государственно му Контракту № 110.

ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ И ПЕТРОГЕНЕЗИС ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ЛАВ КАЗБЕКСКОГО НЕОВУЛКАНИЧЕСКОГО ЦЕНТРА (БОЛЬШОЙ КАВКАЗ):

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ А.В. Парфенов1, В.А. Лебедев1, С.Н. Бубнов1, Г.Т. Вашакидзе2, Ю.В. Гольцман ИГЕМ РАН (parfenov@igem.ru);

2A.Janelidze Geological Institute (Tbilisi, Georgia) Среди проявлений четвертичного магматизма на Большом Кавказе (единственном регионе европейской части России, где отмечена новейшая эндогенная активность) наибольшей извест ностью пользуются вулканы – «пятитысячники» Эльбрус и Каз бек, отличающиеся длительной историей развития и масштабами извержений.

Изотопно-геохронологические и петролого-геохимические исследования Эльбрусского неовулканического центра, проводив шиеся в последние десятилетие (Чернышев и др., 2002;

Лебедев и др., 2010;

Бубнов, 2003;

Газеев, 2003;

и др.), позволили определить основные временные характеристики его магматической деятель ности, установить смешанное мантийно-коровое происхождение материнских расплавов и оценить вклад в их генезис различных источников вещества на разных фазах извержений, разработать модели эволюции магмогенеза и сделать предположения о воз можном характере будущей активности в этом регионе.

Аналогичного комплексного геологического, в том числе изо топного, изучения Казбекского центра до настоящего времени не проводилось. В работе (Чернышев и др., 2002) было опубликовано несколько K-Ar дат, впервые подтвердивших позднечетвертичный возраст протекавшей здесь вулканической активности. В настоя щее время нами начаты работы по датированию казбекских лав, определению их химического состава, петрографических и изо топно-геохимических характеристик с целью детальной расшиф ровки истории развития новейшего вулканизма центра и установ ления основных закономерностей эволюции его магматических расплавов. Настоящий доклад представляет первые результаты проведенных исследований.

Казбекский неовулканический центр расположен в централь ной части горной цепи Большого Кавказа на границе России и Грузии в зоне Бокового хребта (истоки р.Терек и его притоков – Амали, Чхери, Мнаиси, Суатиси, Геналдон) и включает в себя непосредственно вулкан Казбек, а также ряд аппаратов к юго-запа ду, югу и востоку от него (Пик Мнаиси, Большой и Малый Шевар дени, Бетлеми, Кечутцвери, Большой и Малый Ткаршети, экспло зивные аппараты у сел Сиони и Гергети). В тектоническом плане он приурочен к району пересечения Главного Кавказского взброса глубинным Казбек-Цхинвальским разломом;

его основание сложе но метаморфизованными вулканогенно-осадочными толщами ранней-средней юры. Состав пород центра варьирует от базальто вых андезитов-трахиандезитов до дацитов при доминирующей роли андезитовых и дацитовых лав. Большинство вулканитов относится к известково-щелочной петрохимической серии. Петро графическое изучение показало, что общей чертой всех лав, вне зависимости от их состава, является устойчивое присутствие в парагенезисе фенокристов ассоциации амфибол+ортопироксен+п лагиоклаз. В основных разностях к ней добавлен оливин, в наи более кислых – биотит и кварц.

Полученные к настоящему времени K-Ar данные свидетель ствуют о том, что развитие новейшего вулканизма в пределах Каз бекского центра происходило на протяжении последних 450- тыс. лет. В конце раннего неоплейстоцена на месте современной постройки Казбека, вероятно, существовал его вулкан-предше ственник – «Палео-Казбек», потоки основных-средних по составу лав (базальтовые андезиты и андезиты) которого преимуществен но стекали на юг и северо-восток по палеодолинам рек Мнаиси и Девдораки. В Девдоракском ущелье синхронно происходили извержения ряда небольших аппаратов, остатки которых сейчас наблюдаются в виде некков и даек андезитов, секущих сланцы юры. Активность «Палео-Казбека» вероятно завершилась около 250-200 тыс. лет назад, когда образовались андезит-дацитовые лавовые потоки в верховьях рек Кесиа и Мнаиси. Интенсивные извержения вулкана привели к образованию кальдеры обрушения диаметром около 5км, хорошо дешифрируемой на космоснимках региона, пирокластический материал из которой в виде отдельных останцов сохранился на поздненеоплейстоценовых террасах доли ны р.Терек ниже Дарьяльского ущелья (редантская толща).

Возобновление магматической активности в пределах центра произошло около 100 тыс. лет назад и связано с образованием в центральной части кальдерной чаши современного вулкана Каз бек. На ранних стадиях его активности происходили излияния андезитовых лав (Гергетский поток), а впоследствии – дацитовых (потоки у ледников Орцвери и Абано), а также формирование конуса, сложенного умеренно-кислыми лавами и лавобрекчиями.

В истоках р.Мнаиси проявлял активность вулкан Пик Мнаиси;

образовались экструзивный купол Большой Ткаршети и лавовый конус Бетлеми. Заключительная фаза активности Казбекского цен тра связана с деятельностью серии вулканов-сателлитов, окружив ших дугой Казбек с южной стороны, а также малых эксплозивных аппаратов в современной долине р.Терек. Ее возраст оценивается нами как менее 50 тыс. лет. Интересно, что большинство проис ходивших в этот период извержений связано с трещинными изли яниями андезитовых лав в основании ранее возникших дацитовых экструзий (Пик Мнаиси, Шевардени, Большой Ткаршети, Бетле ми), в результате которых в ряде случаев образовались протяжен ные долинные потоки (Аршинский, Ткаршетский, Суатисский).

Одним из последних, по нашим данным, был активен моногенный вулкан Малый Ткаршети, извержение которого произошло в сере дине голоцена – около 6 тыс. лет назад (Чернышев и др., 2002).

Петролого-геохимические и изотопно-геохимические данные свидетельствуют в пользу мантийно-коровой природы казбекских лав, имеющих отчетливые петрографические черты гибридных образований. В истории развития Казбекского центра нами зафик сировано два эпизода (~100 и около 50 тыс. лет назад) повторного поступления в магматический очаг основного мантийного распла ва и его смешения с присутствовавшей там остаточной, не успев шей затвердеть дацитовой магмой (replenishment), что приводило к образованию перегретых, высокоподвижных гибридных андези товых лав и служило спусковым механизмом для возобновления вулканической деятельности. В тоже время, эволюция магматиче ских расплавов Казбекского центра в целом носила гомодромный характер с постепенным увеличением содержания SiO2 и щелочей в изверженных породах при прогрессирующем возрастании в течение времени в их петрогенезисе роли процессов кристаллиза ционной дифференциации и коровой ассимиляции. Полученные данные по изотопным параметрам Sr и Nd в ранних (87Sr/86Sr:

0.70430-0.70449;

ЄNd от +2.5 до +3.1) и поздних (87Sr/86Sr: 0.70452 0.70505;

ЄNd от +1.2 до +1.6) продуктах активности центра явно подтверждают предположение о заметном вкладе коровой компо ненты в состав продуктов поздних фаз активности центра и их гибридном происхождении. При этом Sr-Nd изотопные характери стики самых ранних основных лав, изверженных вулканом «Палео Казбек», вполне близки к таковым для регионального мантийного источника “Caucasus” (Бубнов, 2003;

Лебедев и др., 2010), ответ ственного за генерацию базитовых магм на территории Кавказско го региона в позднем кайнозое.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проекты 11-05 00012а и 11-05-00933а).

Литература Чернышев И.В., Лебедев В.А., Бубнов С.Н. и др.(2002) // Геохимия.

№11. С.1151-1166.

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

Газеев В.М. // Автореф. дис. … канд.геол.-минералог.наук. М.: ИГЕМ РАН, 2003. 26с.

Лебедев В.А., Чернышев И.В., Чугаев А.В., и др. // Геохимия. Т.48. №1.

С.45-73.

ГЕОХИМИЯ ЛЕГКИХ ЭЛЕМЕНТОВ МЕТЕОРИТА ЧЕЛЯБИНСК К. Т. Пиллинджер1, Р. С. Гринвуд1, Д. Джонсон1, Дж. M. Гибсон1, A. Г. Тиндл1, А. Б. Верховский1, А. И. Буйкин2, И. A. Франки1 и M. M. Грэди Planetary and Space Sciences, The Open University, Milton Keynes, United Kingdom, 2Институт Геохимии и Аналити ческой Химии им В.И. Вернадского РАН С целью получения информации по распространенности и изотопному составу легких газообразных элементов метеорита Челябинск были проведены изотопные анализы кислорода, угле рода, азота и аргона в двух петрологических типах этого метеори та – А (светлый фрагмент, основная масса) и B (темный фрагмент – ударный расплав). Анализы проводились в Открытом Универси тете (Милтон Кинс, Великобритания). Изотопный состав кислоро да определялся с помощью системы лазерного фторирования (Miller M.F. et al., 1999). Углерод, азот и благородные газы были проанализированы одновременно на трех масс-спектрометрах представляющих единый аналитический комплекс Финесс (Verchovsky A. B. et al., 1998;

Verchovsky A. B. et al., 2002), в ста тическом вакуумном режиме. При этом, кроме изотопного состава, определялось также и количество каждого газа. Выделение газов производилось путем ступенчатого окисления.

Изотопы кислорода. Изотопный состав кислорода не отличается для образцов, представляющих петрологические типы А и В, и измеренные составы для обоих образцов располагаются на краю поля для LL-хондритов (рис. 1) в диапазоне значений, известных для обыкновенных хондритов (Clayton R. N. et al., 1991). Мы ин терпретируем петрологический тип В как ударный расплав или, Рис. 1. Изотопный состав кислорода петрологических типов А, В и удар ных прожилков в петрологическом типе А.

по крайней мере, как вещество, претерпевшее более интенсивный ударный метаморфизм, чем вещество, относящееся к петрологи ческому типу А. Однако данные по изотопному составу кислорода не дают свидетельств присутствия материала ударника, отличного от материала родительского тела, который отождествляется с ма териалом петрологического типа А. Аналогично, материал тем ных стекловидных прожилков только очень немного отличается от исходного материала. Несмотря на то, что метеорит Челябинск содержит свидетельства ударного метаморфизма, который воз можно имел пиковое давление 15 МПа, наблюдаемое для других LL-хондритов (Graf T. and Marti K., 1994), нет оснований утверж дать, что LL -хондриты испытали больший ударный метаморфизм, чем хондриты Н или L групп (Stoffler D. Et al., 1994).

Углерод, азот и благородные газы. Общее содержание углеро да и азота для материала обоих петрологических типов А и В низкое;

для углерода это 341 ppm, 13C -28.5‰ и 137 ppm, 13C -27.7 ‰, соответственно. Материал стекловидных прожилков содержит от 205 до 210 ppm углерода с 13C от -26.9 до -27.0‰.

Эти результаты согласуются с представлением о том, что расплав ные прожилки представляют собой смесь материала типа А и В;

небольшое обогащение тяжелым изотопом 13С может быть объяс нено изотопным фракционированием при потерях углерода. Боль шинство обыкновенных хондритов типа 4 и выше содержат мень ше углерода, чем хондриты типа 3, в которых его 0.1-0.3 весовых %, за исключением некоторых образцов, где петрографические исследования показывают присутствие графита (Grady M. M., 1982). Наиболее свежие падения и образцы 4-6-го типов, собран ные в Антарктиде, имеют весьма низкое содержание углерода, что свидетельствует о том, что многие образцы обыкновенных хон дритов высоких петрологических типов, данные для которых опу бликованы, контаминированы земным углеродом. Поэтому низкие содержания углерода, обнаруженные в метеорите Челябинск, вероятно, представляют собой наилучшую оценку для LL хондритов.

Образец А содержит компоненту углерода, окисляющуюся в диапазоне 600-1000оС с 13C между -24 и -30‰. Эта компонента имеет очень низкое содержание азота (C/N100) и поэтому, веро ятно, может представлять собой графит или алмаз. Такая компо нента также наблюдалась ранее в обыкновенных хондритах высо ких петрологических типов после удаления земной контаминации при низкой температуре (Grady M. M.,1982). Это видно из данных по ступенчатому окислению образца А, где углерод почти полно стью отсутствует в низкотемпературных (400оС) ступенях, пока зывая, что метеорит Челябинск в наименьшей степени контамини рован земным углеродом по сравнению с другими обыкновенны ми хондритами 4-5 петрологического типов из метеоритной кол лекции. Небольшое количество углерода, выделяющееся ниже 500оС, имеет отношение C/N 10-40, что, возможно, говорит о земном биологическом его источнике. Большая часть низкотемпе ратурного азота выделяется при 200оС, свидетельствуя о его сорб ции из атмосферы. Небольшое количество азота и углерода выде ляется при высокой температуре (1000оС). Это, по-видимому, результат разложения неизвестных фаз или выделения из каких-то атомных положений в минералах.

Ни в одном из трех видов исследованного материала метеори та Челябинск не было установлено измеримых количеств легких благородных газов. Дополнительная попытка обнаружить 21Ne для вычисления космогенного возраста метеорита Челябинск была сделана для образца петрологического типа А, где были обнаруже ны треки солнечного космического облучения (Галимов Э. М. и др., 2013). Используя большую навеску этого образца, удалось обнаружить небольшой избыток 21Ne по сравнению с уровнем фона. Почти полное отсутствие легких благородных газов в иссле дованных образцах позволяет сделать некоторые выводы относи тельно Челябинского события. Тот факт, что космогенный 21Ne был обнаружен только в одном образце и только в очень малом количестве, едва превышающем уровень фона, показывает, что исследованные образцы находились на глубине больше 1-го метра (приблизительный предел проникновения галактического косми ческого излучения) в метеорите до его вхождения в атмосферу.

Это хорошо согласуется с наблюдениями, которые предполагают, что Челябинский болид и мощность взрыва соответствуют разме ру объекта примерно 17 м в диаметре.

Это также может означать, что разрушение этого объекта при взрыве сопровождалось существенной дегазацией. Действитель но, практически полное отсутствие первичных благородных газов предполагает полную потерю летучих в процессе разрушения.

При всем этом, нельзя также исключить, что часть первичных бла городных газов была потеряна в процессе ударного метаморфизма на родительском теле.

Литература Clayton R. N., et al. // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. V. 55. P. 2317 2337.

Grady M. M. // University of Cambridge Ph.D Theisis. 1982.

Graf T. and Marti K. // Meteoritics. 1994. V. 29. P. 643-648.

Miller M.F., et al. // Rapid Commun. Mass Spectrom. 1999. V. 13. P. 1211 1217.

Stoffler D., Keil K. and Scott E. R. D. // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991.

V. 55. P. 3845-3867.

Verchovsky A. B. et al. // Science. 1998. V. 281. P. 1165-1168.

Verchovsky A. B., et al. // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 199. P 243-255.

Галимов Э. М. и др. // Геохимия. 2013. №7. С. 579-597.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ Sr ВОДЫ ПАЛЕООКЕАНА 560-550 МЛН. ЛЕТ НАЗАД Н.И. Писарева 1, И.А. Вишневская1, Институт геологии и минералогии СО РАН им. В.С. Соболева, Новоси бирск, pisareva.nataly@gmail.com Новосибирский государственный университет, Новосибирск В последние десятилетия для датирования и корреляции пале онтологически немых докембрийских осадочных комплексов широко применяется метод изотопной стронциевой хемострати графии. Получение новых кондиционных данных и заполнение пробелов на стандартной кривой вариации отношения 87Sr/86Sr в палеоокеане является первоочередной задачей исследователей.

Восполняя пробел в данных по изотопному составу Sr в воде пале оокеана в возрастном интервале 560-550 млн. лет назад нами были изучены карбонатные отложения хорбусуонской серии (северо восток Сибирской платформы), породы которой отвечают крите риям предъявляемым для хемостратиграфических исследований, имеют геохронологические и биостратиграфические привязки и накапливались в этот возрастной интервал времени.

Карбонатные отложения хорбусуонской серии Оленёкского поднятия расчленяются на маастахскую, хатыспытскую и туркут скую свиты общей мощностью порядка 500 м. Карбонаты маа стахской и туркутской свит представлены биоламинитовыми, строматолитовыми и сфероагрегатными доломитами, а также массивными и обломочными доломитами. Хатыспытская свита сложена слоистыми и обломочными, часто битуминозными, ино гда глинистыми известняками. Из палеонтологических данных наиболее важными являются находки поздневендской биоты эдиа карского и миаохенского типов и следов жизнедеятельности в хатыспытской свите, имеющих в разрезах мира четкую приуро ченность к возрастному интервалу – 560-550 млн. лет, а также мелкораковинных скелетных остатков, характерных для немакит далдынского горизонта венда в туркутской свите (Grazhdankin et al., 2008;


Rogov et al., 2012). U-Pb датирование детритовых цирко нов из основания маастахской и кровли туркутской свиты позволя ют ограничивать интервал осадконакопления хорбусуонской серии от 611 до 542 млн. лет (Вишневская и др., 2013;

Bowring et al., 1993).

Материалом для исследования послужила коллекция, включа ющая более 150 образцов карбонатных пород маастахской, хаты спытской и туркутской свит хорбусуонской серии. Были определе ны содержания Mn, Fe, Sr, Mg и Ca атомно-абсорбционным мето дом на приборе Thermo Scientific SOLAAR AA Spectrometr (погрешность не более 5%, ИГМ СО РАН). В результате проведен ных геохимических исследований было установлено, что карбо натные породы хатыспытской свиты представлены известняками (Mg/Ca 0.024) с низкими концентрациями Mn и Fe, в то время как туркутская и маастахская свиты представлены доломитами и известковистыми доломитами (Mg/Ca ~ 0.57). Они характеризуют ся повышенными по сравнению с известняками хатыспытской свиты содержаниями Fe и Mn, и удовлетворяют геохимическим критериям в меньшей степени.

Изучение изотопного состава карбонатов проводилось с использованием метода селективного растворения с первоначаль ным удалением эпигенетических карбонатных фаз, обогащением карбонатной вытяжки искомыми элементами и выделения Rb и Sr методом ионно-обменной хроматографии. Измерение содержаний рубидия и стронция проводились на масс-спектрометре МИ 1201АТ (ИГМ СО РАН, Новосибирск). Изотопный состав Sr изме рялся на масс-спектрометре Finnigan МАТ-262 в одноленточном режиме с использованием Ta–эммитера (Байкальский аналитиче ский ЦКП СО РАН, Иркутск). Определение изотопных отношений стронция контролировалось параллельным измерением в каждой серии образцов изотопного стандарта ВНИИМ и SRM-987.

Значение изотопного состава Sr доломитов маастахской свиты составляет от 0.70821 до 0.70825, из чего можно сделать вывод о первичности этого состава. При исследовании карбонат ных минералов маастахской свиты на сканирующем микроскопе TESCAN MIRA 3LMU (ИГМ СО РАН, Новосибирск) было уста новлено, что изначально накапливались богатые железом карбона ты (Fe входит в позицию Mg) с последующим нарастанием без железистых доломитов. Это указывает на то, что высокое содержа ние железа в карбонатах маастахской свиты является первично осадочным. Карбонаты туркутской свиты показывают широкий интервал вариаций 0.70854 до 0.70914. Эти значения можно счи тать лишь изотопной меткой данных отложений, т.е. истинный изотопный состав Sr в момент седиментации был 0.70854 или ниже. Для известняков хатыспытской свиты характерны широкие вариации 87Sr/86Sr отношения от 0.70783 до 0.70826, при этом боль шая часть ложится в интервале 0.70806 (Вишневская и др., 2013).

Значение 13С для маастахских доломитов варьирует в высо кой положительной области от +4.9 до +6.5‰. Такие высокие значения 13С в позднем докембрии характерны для ранневендско го интервала, что так же не противоречит данным по изотопному составу стронция. В хатыспытских известняках изотопный состав углерода снижается вверх по разрезу от +3.5‰ до -0.5. Изотопный состав кислорода для всех измеренных образцов не ниже +22‰ и показывает синхронные экскурсы с пиками 13С, что говорит о ненарушенности этой изотопной системы.

Проведенные изотопно-геохимические исследования карбо натных отложений харбусонской серии свидетельствуют об их накоплении в венде. При этом, карбонатные породы хатыспытской свиты уникальны тем, что в них описан комплекс палеонтологиче ских остатков, возрастом 560-550 млн. лет, ранее найденный лишь в песчаниках. В мировой практике этот возрастной интервал в настоящий не имеет Sr изотопных характеристик. Таким образом мы считаем возможным заполнить промежуток, возникший на кривой вариаций изотопного состава Sr во временном интервале 560-550 млн.лет назад (Halverson et al., 2010), значениями изотоп ного состава стронция хатыспытской свиты – 0.70783-0.70806.

Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 12-05-00569 и 12-05-33076, ИП ОНЗ РАН №63 и №28.

Литература Вишневская И.А., Писарева Н.И., Кочнев Б.Б. Изотопные характе ристики венд-кембрийских карбонатных отложений Оленекского под нятия (Арктическая Сибирь) // Материалы научного совещания «Гео динамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижно го пояса (от океана к континенту)», 2013, Иркутск: ИЗК СО РАН, в печати Вишневская И.А., Кочнев Б.Б., Летникова Е.Ф., Киселева В.Ю., Писарева Н.И. Sr-изотопные характеристики хорбусуонской серии венда Оленекского поднятия (Северо-Восток Сибирской платформы) // ДАН. 2013. т. 449, №. 3, с. 317– Bowring S.A. Grotzinger J.P., Isachsen C.E. et al. Calibrating rates of Early Cambrian evolution // Science. 1993. v. 261. pp. 1293- Grazhdankin, D.V., Balthasar, U., Nagovitsin, K.E. et al. Carbonate hosted Avalon-type fossils in Arctic Siberia // Geology, 2008. V. 36. No. 10. p.

803–806.

Halverson G.P., Wade B.P., Hurtgen M.T., Barovich K.M. Neoproterozoic chemostratigraphy // Precambrian Research. 2010. V.182. p. 337– Rogov V.I., Marusin V.V., Bykova M.V. et al. The oldest evidence of bioturbation on earth // Geology. 2012. V. 40. p. 395-398.

ПРИЧИНЫ КОРРЕЛЯЦИИ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА КАЛЬЦИЯ И МАГНИЯ С ИЗОТОПНЫМ СОСТАВОМ УГЛЕРОДА В ОСАДОЧНЫХ КАРБОНАТАХ Б.Г. Покровский1, V. Mavromatis2, O.S. Pokrovsky ГИН РАН (pokrov@ginras.ru);

2GET CNRS France Несмотря на более чем десятилетнюю историю изучения гео химии «нетрадиционных» стабильных изотопов Si, Fe, Ca, Mg и др., об их поведении в геологическом прошлом известно пока мало. Большая часть опубликованных работ посвящена фракцио нированию «нетрадиционных» изотопов между водой и различны ми минералами, вариациям в морской и речной воде, современных осадках, мантийных породах и различных породах земной коры.

Исключение составляют изотопы кальция и магния, вариации которых в карбонатных разрезах иногда коррелируются с изотоп ным составом углерода и поддаются палеоклиматической и пале оокеанологической интерпретации. Наиболее интересные резуль таты получены по неопротерозою – периоду, отмеченному гло бальными оледенениями, покрывавшими значительную часть земной поверхности (гипотеза “Snowball Earth”) и исключительно сильными флюктуациями изотопного состава углерода в осадоч ных породах.

В ассоциирующих с ледниковыми отложениями гляциоперио да «Марино» (650-630 млн. лет) карбонатных отложениях Намибии, Бразилии и Канады были обнаружены стратифицированные изме нения значений 44Са, общей амплитудой 1.2‰, которые положи тельно коррелируются с вариациями 13С и изотопным составом бора (Kasemann et al., 2005;

Silva-Tamayo et al., 2010).

Предполагается, что временные изменения величин 44Са в мор ской воде (наследуемые карбонатными осадками) отражают соот ношение массы кальция, выносимого в океан в результате хими ческого выветривания (Fsw), и извлекаемого из океана в результате седиментации (Fsed). Значения 44Ca и 13С уменьшаются при высо ком содержании углекислого газа в атмосфере и высокой скорости химического выветривания, когда вынос кальция в океан превы шает его седиментацию (Fsw/Fsed 1) и увеличиваются, когда Fsw/Fsed 1.

В Лаборатории георесурсов и окружающей среды (Тулуза, Франция) изотопный состав магния был определен в представи тельной коллекции карбонатов с возрастом от ~1400 до ~530 млн лет, в которой ранее был изучен изотопный состав C, O и Sr.

Основу коллекции составили карбонаты неопротерозойского Патомского палеобассейна, характеризующиеся очень широкими вариациями 13C, превышающими 20‰ (Покровский и др., 2006).

Соотношение между 13C и 26Mg оказалось прямо противо положным тому, которое отмечено между 44Ca и 13С. В доломи тах восточной и северо-восточной части Патомского палеобассей на увеличение величин 26Mg от -2.3 ± 0.2‰ до -0.8 ± 0.3‰ сопро вождается уменьшением значений 13C (рис. 1), причем все поло жительные С-изотопные экскурсы совпали с отрицательными экскурсами 26Mg и наоборот (Pokrovsky et al., 2011). Геохимические особенности (высокие значения 18О и низкие 87Sr/86Sr, низкое содержание Mn, наличие сульфатов и др.) позволяет утверждать, что доломиты Торгинской свиты, которые имеют наиболее низкие значения 13C=-10±0.2‰ и высокие 26Mg=-0.8±0.3‰, не являются продуктами эпигенеза и характеризуют изотопный состав водной толщи. Остальные образцы Сибирской платформы, которые, судя по геохимическим критериям также сформировались на стадии седиментации, лежат на той же регрессии с коэффициентом корре ляции R2=0.66 (n=26).

Исключение составляют образцы обогащенных 13C (13C от 4.6 до 8.6‰) доломитов улунтуйской свиты из разреза р. Чая, которые обнаруживают положительную корреляцию 26Mg и 13C.

По ряду признаков они не являются синседиментационными, но образовались в результате диагенетической доломитизации.

Геохимия магния и геохимия углерода столь различны, что установленная в синседиментационных доломитах Сибирской платформы положительная корреляция между 26Mg и 13C опре деленно не может быть следствием функциональной связи в меха низмах, контролирующих поведение изотопных систем этих эле Рис. 1. Соотношение изотопного состава магния и углерода в докем брийских и раннекембрийских доломитах Сибирской платформы. 1-2 венд Патомского палеобассейна: 1 – центральная и северо-восточная часть, 2 – юго-западная часть;

3 – венд и ранний кембрий Ванаварской седловины и Непско-Батуобинского поднятия;

3 – ранний и средний рифей севера и запада Сибирской платформы. Линейная корреляция (пунктирная линия) расчитана для С и СВ части Патомского палеобассейна.

ментов. Перераспределение углерода между карбонатным и орга ническим резервуарами, которое контролирует изотопный состав углерода в осадочном процессе, не может заметно влиять на изо топный состав магния, ввиду очень низкого содержания последне го в органическом веществе. Вместе с тем, наибольшие различия в изотопном составе магния установлены между осадочными карбонатами, которые обеднены 26Mg и аутигенными глинистыми осадками, обогащенными 26Mg по отношению к океанической воде. Соответственно, низкие значения 26Mg характерны для оса дочных известняков и доломитов, а высокие – для метаморфиче ских силикатных пород и гранитов.


Из этого следует, что обогащение океанической воды тяже лым изотопом магния (26Mg) происходит, по-видимому, в периоды дегляциаций и эвстатических трансгрессий вследствие преимуще ственного выветривания силикатных пород, слагающих щиты и горные сооружения. Во время дегляциаций Мировой океан конта минируется также легким изотопом углерода в результате дестаби лизации метангидратов. И напротив – накопление обедненных Mg, и обогащенных 13С карбонатов происходит в условиях регрессий, когда интенсивному выветриванию подвергаются осу шенные карбонатные платформы и прибрежные равнины.

Таким образом, отрицательная корреляция 26Mg и 13C явля ется, по нашему мнению, результатом одновременных, но прямо не связанных процессов, обусловленных чередованием трансгрес сивного и регрессивного режима седиментации, климатическими колебаниями и изменением режима континентального выветривания.

Литература Kasemann, S.A., Hawkesworth, C.J., Prave, A.C.. et al. (2005) // Earth Planet. Sci. Lett. 231, 73- 86.

Silva-Tamayo J.C., Nagler T.F., Sial A.N. et al. (2010) // Precambr. Res.182, 373-381.

Покровский Б.Г., Мележик В.А. Буякайте М.И. (2006) // Литология и полезн. ископаемые № 5. С. 505–530;

№ 6. С. 642–654.

Pokrovsky B. G, Mavromatis V., Pokrovsky O. S.. (2011) // Chemical Geology. V. 290. P. 67-74.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА В ЩЕЛОЧНЫХ И СУБЩЕЛОЧНЫХ ПОРОДАХ КЕТКАПСКО-ЮНСКОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ ПРОВИНЦИИ АЛДАНА КАК ИНДИКАТОР ОСОБЕННОСТЕЙ ПЕТРОГЕНЕЗИСА В.Ф. Полин, А.В. Игнатьев, Т.А. Веливецкая ДВГИ ДВО РАН (vfpolin@mail.ru) Изотопный состав кислорода уже давно используется как индикатор специфики условий образования, как минералов, так и горных пород в целом. Обусловлено это тем, что он практически не меняется после образования породы, если только она не была трансформирована в результате расплавления, химического заме щения или других реакций, изменяющих первичную структуру и способствующих изотопному обмену с внешней средой. Для опре деленных типов пород изотопный состав кислорода образует довольно компактное общее поле значений, область которого зави сит только от колебаний физико-химических параметров среды минералообразования.

Авторами исследованы образцы представительных пород четырех позднемезозойских комплексов Кеткапско-Юнской маг матической провинции, – одной из зон так называемой мезозой ской тектоно-магматической активизации Алданского щита, - суб щелочного диоритоидного учурского, монцонит-сиенитового кет капского, тефрит-фонолит-щелочнотрахитового бокурского и фои до-щелочносиенитового дарьинского. Геологическая, петрографи ческая, петролого-геохимическая и геохронологическая характе ристики этих образований приведены в ранее опубликованных нами работах (Полин, Петраченко, 2001;

Полин и др., 2004;

Полин и др., 2006;

Полин, 2006;

Полин и др., 2008;

Полин и др., 2012).

Наблюдаются относительно большие диапазоны значений 18OVSMOW для пород разных фаз каждого из изученных комплек сов. Наибольшие их вариации устанавливаются в субщелочных образованиях, наименьшие – в щелочных вулканитах, промежу точные – в щелочных плутонитах. Имеет место прямая корреляция между величинами содержаний SiO2 и 18O, являющаяся признаком вероятного влияния на распределение изотопов кислорода процес сов АФК, либо - паратексиса.

Минимальные значения 18OVSMOW (+2.6‰) наблюдаются в фонотефрите и щелочном трахиандезите бокурского комплекса, что в целом согласуется с кларковыми тенденциями. В то же время, они аномально низки относительно магматических пород вообще и щелочных, в частности, и более чем вдвое отличаются, в меньшую сторону, от средних значений для подобных типов пород (Фор, 1989;

и др.). Ставшее классическим объяснение таких ано малий влиянием метеорных вод вряд ли приемлемо в нашем слу чае, поскольку, во-первых, породы принадлежат к разряду вулка нитов, следовательно, застывали быстро, и это затрудняло бы процесс переустановки изотопных равновесий;

во-вторых, они содержат мало магнетита, но много щелочей, что наводит на мысль об ответственности за низкие значения 18OVSMOW, в первую очередь, химического состава родоначальных расплавов, обуслов ленного составом (в том числе, изотопным) плавящегося протоли та. Тем не менее, учитывая работу Фридмана и О`Нейла (Friedman and O`Neil, 1977;

цит. по: Фор, 1989), доказавшую возможность взаимодействия метеорной воды с магмой даже при температурах ликвидуса, полностью исключать возможность уменьшения зна чений 18OVSMOW за счет этого механизма в щелочных вулканитах бокурского комплекса все же нельзя. Мы предполагаем, что подоб ная величина 18OVSMOW была характерна именно для первоисточ ника расплавов на основе, помимо высказанных соображений, также данных о «мантийных» значениях как инициальных изотоп ных отношений стронция и неодима (Полин, Ханчук, Мицук и др., 2013), так и величин Rb/Sr в этом типе вулканитов (Полин, Сахно, Соляник, 2004). В то же время, в бокурском фонолите, имеющем смешанные, «мантийно-коровые» значения рубидий-стронциевого отношения, величина 18OVSMOW (+6,4‰) - значительно выше, чем в щелочных базитах и попадает в поле значений, обычных в основных и средних породах.

Максимальные величины 18OVSMOW наблюдаются в субще лочном кварцевом диорите первой фазы учурского (субщелочно диоритоидного) комплекса (+10,1‰) и граносиените четвертой фазы кеткапского (монцонит-сиенитового) комплекса (+9,2‰).

Для граносиенита значение 18OVSMOW попадает в разряд «нормаль ных» для кислых магматитов, в то время как для диорита оно явно превышает среднетиповые величины. С учетом того, что значение 18OVSMOW в пробе субщелочного диорита является максимальным из наблюдаемых даже и в более кислых породах учурского ком плекса (равно как и прочих комплексов ККЮМП), факт требует специального объяснения. Представляются возможными несколь ко вариантов. Один из них, вероятно, наиболее приемлемый – обо гащение породы 18O на этапе становления плутона за счет изотоп ного обмена расплава с вмещающими высокоизвестковистыми осадочными породами (доломитами, доломитистыми песчаника ми и доломитистыми алевролитами), возможно, и при участии метеорных вод. Альтернативные причины: 1) обогащенный состав плавящегося протолита;

2) изотопный обмен с ксенолитами мета морфических пород, которыми обильно насыщены диоритоиды и андезитоиды первой фазы учурского комплекса. Следует отме тить, что предполагаемый обмен кислородом между расплавом и вмещающими породами не повлиял на рубидий-стронциевую систему диоритов первой фазы, поскольку стронциевые изотоп ные отношения в них практически неотличимы от таковых в поро дах других фаз комплекса.

В целом, исключая рассмотренный случай, различия между щелочными и субщелочными образованиями имеют первопричи ной, вероятно, различия в изотопном составе плавящихся субстра тов: предположительно мантийного – для щелочнобазитовых пород, и нижнекорового, метаморфогенного – для субщелочных магматитов. Щелочно-салические образования в своем изотопном составе несут признаки вероятного смешения корового и мантий ного вещества.

Данные по изотопии кислорода позволяют предположить, что родоначальные расплавы субщелочных пород образовались при плавлении нижнекорового материала, имеющего «мантий ные» изотопно-геохимические характеристики, под воздействием глубинного флюидно-теплового потока, проводником которого служила колонна мантийных щелочнобазитовых магм. Исходные расплавы базитовых щелочных пород, судя по набору признаков, являлись продуктами глубокого мантийного уровня. Происхождение щелочно-салических магм увязывается с масштабным избиратель ным усвоением корового материала высокотемпературными флю идизированными мантийными магмами в процессе их подъема к поверхности.

Работа выполнена при поддержке Интеграционного про екта ДВО РАН, СО РАН и УрО РАН, № 12-2-СУ-08-013.

Литература Полин В.Ф. Петраченко Е.Д. (2001) // Материалы XI сессии Северо восточного отделения ВМО. Магадан. Т. 1. С. 185-191.

Полин В.Ф., Сахно В.Г., Соляник А.Н. (2004) // ДАН. Т. 398. № 3. С. 384 389.

Полин В.Ф., Сахно В.Г. (2004) // ДАН. Т. 394, № 3 С. 364- Полин В.Ф., Ханчук А.И., Дриль С.И и др. (2006) // ДАН. Т. 409. № 2. С.

241-247.

Полин В.Ф. (2006) // Геодинамика, магматизм и металлогения Восто ка России: в 2 кн. / под ред. А.И. Ханчука. - Владивосток: Дальнаука, – Кн. 1. С. 464-475.

Полин В.Ф., Сахно В.Г., Сандимирова Г.П., Цурикова Л.С. (2008) // ДАН. Т. 418. № 1. С. 74-80.

Полин В.Ф., Мицук В.В., Ханчук А.И. и др. (2012) // ДАН. Т. 442. № 1. С.

83-89.

Полин В.Ф, Ханчук А.И.,., Мицук В.В. и др. (2013) // ДАН. Т. 448. № 2.

С. 181-187.

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

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ОПРЕДЕЛЕНИЕ РАВНОВЕСНЫХ ФАКТОРОВ ФРАКЦИОНИРОВАНИЯ ИЗОТОПОВ ЖЕЛЕЗА ДЛЯ СУЛЬФИДОВ МЕТОДОМ ЯДЕРНОГО НЕУПРУГОГО -РЕЗОНАНСНОГО РАССЕЯНИЯ НА СИНХРОТРОНЕ.

В.Б. Поляков1, Е.Г. Осадчий1, Д.А. Чареев 1 А.И. Чумаков 2, И.А. Сергеев ИЭМ РАН (polyakov@iem.ac.ru);

2ESRF Grenoble;

3Forschungszentrum Juelich GmbH Сульфиды привлекают особое внимание геохимиков в связи с их ролью в процессах рудообразования. До последнего времени изотопная геохимия сульфидов сводилась к изучению изотопов серы (Гриненко и Гриненко, 1974;

Hoefs, 2009). Однако благодаря внедрению масс-спектрометров с индуктивно-связанной плазмой стало возможным изучать т.н. “нетрадиционные изотопы” тяжё лых элементов Fe, Zn, Cu, Hg др. Среди нетрадиционных изото пов важную роль играют изотопы железа, поскольку железо уча ствует в широком круге геохимических процессов. Поскольку железо имеет мессбауэровский изотоп 57Fe, для него возможно измерение равновесных факторов фракционирования изотопов (-факторов) с помощью -резонансных методов – мессбауэров ской спектроскопии и ядерного неупругого -резонансного рассе яния (ЯНГРР) с использованием синхротронного излучения ((Polyakov, 1997;

Polyakov, Mineev 2000;

Polyakov et al. 2007;

Polyakov, 2009). Оба метода основаны на оценке кинетической энергии колебаний ядер 57Fe и расчёта -факторов железа по формуле : K57Fe 3 m57Fe – m54Fe 1n57Fe= — – — ———— RT m54Fe где K57 - кинетическая энергия ядер 57Fe (в расчёте на грамм-атом, Fe а остальные обозначения являются общепринятыми. Метод ЯНГРР обеспечивает более высокую точность измерений. Этот метод позволяет измерить спектр энергии колебаний (плотность состоя ний фононов - ПСФ) 57Fe, зная который нетрудно подсчитать кине тическую энергию колебаний K57Fe.

Нами были проведены эксперименты по ЯГРНР для ряда сульфидов, найдены их ПСФ и по этим данным подсчитаны -факторы железа. Эксперименты были проведены на Европейском синхротроне третьего поколения в Гренобле. Результаты представ лены на Рис. 1. ПСФ 57Fe и -факторы железа для пирита, пирро тина различного состава и сфалерита, содержащего железо каче стве примеси, измерены методом ЯНГРР впервые. Халькопирит и троилит ранее изучали методом ЯНГРР (Kobayashi et al., 2004;

2007), однако разрешение по энергиям было значительно хуже, чем в наших экспериментах.

-факторы железа для пирита существенно превосходят -факторы железа для других сульфидов (Рис. 1). -факторы желе за для троилита совпадают с рассчитанными по ПСФ железа в троилите, полученным в экспериментах Kobayashi et al. (2004).

-факторы пирротина близки к -факторам троилита. Это означа ет, что пирит-пирротиновое равновесие может использоваться в качестве геотермометра не только на основе изотопов серы, но и на основе изотопов железа. Представляет интерес применение -факторов железа для сфалерита к интерпретации данных по фракционированию изотопов железа в современных гидротермах на океаническом дне (“чёрные” и “белые” курильщики).

Эксперименты с халькопиритом проведены при комнатных и низких температурах (40 K). При низких температурах отсутству ют высокоэнергетические “хвосты” ПСФ, которые приводят к завышению значений средней силовой постоянной и -факторов.

Появление высокоэнергетических “хвостов” ПСФ при комнатных температурах является следствием фонон-фононных столкнове ний, обусловленных ангармонизмом.

Рис. 1. Температурная зависимость -факторов исследованных сульфидов Литература Гриненко В.А., Гриненко Л.Н. Геохимия изотопов серы. М.: Наука, 1974.

Hoefs J. Stable isotope geochemistry. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 2009.

Kobayashi H., Kamimura T., Alf D., Sturhahn W., Zhao J., Alp E.E. (2004) // Phys. Rev. Lett. V. 93, Kobayashi H., Umemura J., Kazekami Y., Sakai N. // Phys. Rev. B. 2007 V.

76, Polyakov V.B (1997) // Geochim. Cosmochim. Acta. V. 61, P. 4213-4217.

Polyakov V.B. (2009) // Science. V. 323. P. 912 – 914.

Polyakov V.B., Clayton, R.N. Horita J., Mineev S.D.(2007) // Geochim.

Cosmochim. Acta. V.71. P. 3833 – 3846.

Polyakov V.B., Mineev S.D. (2000) // Geochim. Cosmochim. Acta. V.64. P.

849-865.

УГЛЕРОДНЫЕ -ФАКТОРЫ КАРБИДОВ: ПРОБЛЕМА «ИЗОТОПНО ЛЁГКОГО» УГЛЕРОДА В МАНТИИ ЗЕМЛИ?

В.Б. Поляков, J. Horita ИЭМ РАН (polyakov@iem.ac.ru);

Department of Geosciences, Texas Tech University Мы рассчитали -факторы Fe3C (цементит) и SiC (кубический 3С муассанит). 13C -фактор Fe3C (цементит) был рассчитан на основе экспериментальных данных (Naeser, 1934;

Andes 1936;

Seltz et al., 1940;

Umemoto et al., 2001), ab initio расчётов (Hallstedt et al., 2010;

Dick et al., 2011) теплоёмкости и спектров неупругого -резонансного рассеяния ядрами 57Fe (Gao et al., 2008). Метод рас чёта (Polyakov and Mineev, 2000, Polyakov et al., 2005) сводился к 1) расчёту кинетической энергии подрешётки железа по данным неупругого -резонансного рассеяния;

2) расчёту полной кинети ческой энергии решётки по её решёточной теплоёмкости;

3) рас чёту кинетической энергии подрешётки углерода:

KC – 4KTotal – 3KFe, где (KTotal, KC и KFe – кинетические энергии всей решётки и подрешёток углерода и железа, соответственно);

4) расчёту углеродного -фактора (Polyakov, 1997):

KC 3 m13 – m. C 1n = — – — ———— C RT 2 m C -фактор SiC (муассанит, кубическая 3C модификация) рас считали на основе динамики кристаллической решётки по модели жёстких ионов (Vetelino, Mitra, 1969), Сравнение расчётов по этой модели с экспериментальными данными по рамановской спектро скопии (Feldman et al., 1968, Nakashima and Tahara, 1989;

Nakashima et al., 1986) и данными по теплоёмкости (Humphrey et al., 1952) в интервале (50 – 290 K) показало, что согласие с экспериментом достигается при введении масштабного фактора sf=0.96. Были подсчитаны частоты нормальных колебаний (всего 18000 частот) для 3000 волновых векторов, распределённых в первой зоне Бриллюэна случайным образом. По этим частотам рассчитаны фононные плотности состояний (ФПС) и 13C -фактор.

Как видно из рис. 1, 13C -факторы карбидов меньше чем -факторы других углерод содержащих минералов. Насколько нам известно, 13C -факторы Fe3C является рекордно низким среди всех изученных соединений углерода. Следует отметить, что даже при температурах 1000 и 2000oC Fe3C обогащён изотопом 12C на – 14‰ и 3 – 5‰, соответственно, по сравнению с другими мине ралами. Для SiC аналогичные значения 6 – 11 и 2 – 4‰.

Рассчитанные значения 13C -факторов карбидов согласуются с экспериментальными оценками и данными по природным объектам.

Согласно современным оценкам карбиды и сплавы железа с углеродом являются потенциальными резервуарами углерода в Рис. 1. 13C -факторы карбидов в сравнении с другими мантийными соединениями углерода нижней мантии и ядре. Наши расчёты позволяют предложить сле дующую модель образования алмазов, характеризующихся низки ми значениями 13С, связанную с субдукционным погружением обогащённой углеродом литосферы на глубину свыше 250 км с образованием карбидов, и последующим её поднятием с образова нием алмазов. При этом можно ожидать образования алмазов, характеризующихся низкими значениями 13С, в ходе окисления карбидов с образованием элементарного (алмаз, графит) и карбо натного углерода в ходе, например, процесса Рэлеевской дистил ляции.

Литература Andes R.V. (1936) // Iowa State College J. Sci. V. 1. P. 26 – 28.

Dick A., Krmann F., Hickel T., Neugebauer J. (2011) // Phys. Rev. B V.84.

P. 125101.

Hallstedt B., Djurovic D., von Appen J., Dronskowski R. (2010) // CALPHAD V.34. P.129- 134.

Humphrey G.L., Todd S.S., Gouglin J.P. King E.G. (1952) // Bureau of mines.

Report of Investigations 4888.

Naeser G. (1934) // Mitt. Kais.-Wilh.-Inst. Eisenforschg. V. 16. P. 207 – 210.

Nakashima S, Harima H, Tomita T. Suemoto T. (2000) //. Phys. Rev. B V. 62.

P. 16605 – 16611.

Nakashima S. and Tahara K. (1989). // Phys. Rev. B V. 40. P. 6339 – 6344.

Polyakov V.B. (1997) //Geochim. Cosmochim. Acta. V.61. P. 4213 – 4217.

Polyakov V.B. // Mineev S.D. (2000). Geochim. Cosmochim. Acta V. 64. P.

849 – 865.

Polyakov V.B., Mineev S.D., Clayton R.N., Hu G., Gurevich V.M., Khramov D.A., Gavrichev K.S., Gorbunov V.E., Golushina L.N. (2005) //Geochim.

Cosmochim. Acta. V.69. P. 1287 – 1300.

Seltz H., McDonald H.J., Wells C. (1940) // Trans. AIME V. 140. P. 263 – 278.

Umemoto M., Liu Z.G., Masuyama K., Tsuchiya K., (2001) // Scr. Mater. V.

45. P 391 – 397.

Vetelino J.E. and Mitra S.S. (1969) // Phys. Rev. V.178. P. 1349 – 1352.

НОВЫЙ РАКУРС ГЕОХИМИИ УГЛЕРОДА:

НАНОСТРУКТУРИРОВАННЫЙ ГРАФИТ В МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОДАХ – ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ, ГЕНЕЗИС В.А. Пономарчук 1,2, В.В. Рябов1, А.А. Боровиков1, А.Н. Пыряев А.В. Пономарчук1, Д.В. Семенова ИГМ СО РАН (ponomar@igm.nsc.ru);

2 Новосибирский Государственный Университет За последние 30 лет произошел феноменальный скачек в понимании свойств углерода. Выявлены новые (к известным алма зу, ландсдейлиту, карбину, графиту) аллотропы углерода – фулле рены, нанотрубки, графен, причем, появление каждого из этих аллотропов маркировалось присуждением нобелевской премии (соответственно Kroto, Heath, O’Brien, 1985;

Iijima, 1991;

Novoselov, Geim, et. al..2004). В настоящее время в рамках нано технологии интенсифицируются исследования углеродных нано структур, синтез сложных углеродных наноархитектур, что обу словлено надеждой на реализацию новейших технологий в элек тронике, медицине, вооружении, и т.д. В публикуемых десятками тысяч (в год) статьях приводятся результаты синтеза (man-made) углеродных наноструктур, но практически отсутствуют сведения о природных углеродных наноструктурах из геологических объ ектов. Ситуация парадоксальная, ведь именно Земля является доступным единственным хранилищем углерода разных форм и морфологий, но здесь практически ничего не обнаруживается.

(Для фуллеренов, согласно Melezhika, et. al.,2004, нет убедитель ных доказательств их существования.) В настоящем докладе рассматривается природный графит, выделенный из лейкогаббро Верхнеталнахской интрузии, с угле родными микро- и наноструктурами, сложными наноархитектур ными сочетаниями микро- и нанотрубок, графена, пористого углерода. На рисунке приведены электронно-микроскопические изображения этих образований в дополнение к ранее опублико ванным (Рябов, Пономарчук, Титов, 2012;



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |
 





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

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