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 |   ...   | 45 |

«МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ НАЦИОНАЛЬНЫЙ ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ТОМСКИЙ ПОЛИТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ ИНСТИТУТ ПРИРОДНЫХ ...»

-- [ Страница 6 ] --

Рассмотрим действия геохимической инверсии на примере отдельных биотических кризисов.

Гваделупское вымирание произошло в результате вулканической инверсии грандиозного по своим масштабам извержения в конце средней перми, приблизительно 260 млн лет назад. Более 500 тыс. км3 лавы покрыли площадь свыше 100 тыс км2. Извержение захватило сушу и часть мелководья пермского моря. В отложениях, накапливавшихся после извержения, видовое разнообразие стало катастрофически меньше. Резко изменилось содержание изотопов углерода. Основной же причиной Гваделупского вымирания явилось не грандиозное извержение на юго-западе Китая, а сбой углеродного цикла в биосфере из-за вулканической инверсии.

Через 10 млн лет (250 млн лет назад) происходит еще одно более гигантское вымирание на границе перми и триаса, произошедшее в результате вспышки вулканической активности с эпицентром на территории современной Сибири (трапповый вулканизм Восточной Сибири).

Вполне возможно, что эти два грандиозных извержения имели единую природу и являлись этапами гигантских геохимических инверсий в цепи вулканической активности Земли. Изменившаяся после Гваделупской инверсии палеозойская биота не выдержала второй вулканической катастрофы в конце перми. На ее месте постепенно сформировалась новая, заметно отличающаяся, биота мезозойского периода.

Следующим глобальным кризисом стало вымирание конца позднего триаса, произошедшее около млн лет назад, вскоре после появления первых динозавров и млекопитающих.

Одной из наиболее вероятных причин позднетриасового вымирания считается глобальное потепление.

Средняя температура земной поверхности к концу триаса была на 7°С выше нынешней. Потепление связывают с ростом концентрации углекислого газа в атмосфере, который выделялся в больших количествах из мантии в результате раскола суперконтинента Пангея. По краям будущего Атлантического океана в это время образовывались огромные поля вытекающих из недр базальтов. Все это привело к вымиранию многих видов растений и животных.

86 ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И ОСВОЕНИЯ НЕДР Существуют мнения, что постепенное потепление, связанное с инверсией углекислого газа, могло быть важной, но не единственной причиной кризиса. Вероятно, произошел ряд внезапных событий, ускоривших его наступление (иридиевые инверсии как следствие падения астероида, повлекшего за собой резкую активизацию вулканических инверсий на планете в это время).

То, что позднетриасовый биотический кризис имел планетарный масштаб, свидетельствует регистрация его в разных частях планеты, причем как для наземной биоты, так и морской.

Известно, что динозавры исчезли с поверхности Земли примерно 65 млн лет назад на границе мезозоя и кайнозоя. Возможными причинами их вымирания ранее считались инверсии земного происхождения, такие как выбросы вулканических газов и пепла, приводящие к резким изменениям климата. Но когда в начале 90-х годов был обнаружен кратер Чиксулуб, стала актуальной гипотеза смерти динозавров в результате падения на Землю огромного астероида.

Однако не все исследователи согласились с данной гипотезой. По мнению группы ученых из Принстонского университета, история вымирания динозавров не объясняется падением одного-единственного астероида, а количество их должно быть два или более. Ими получены новые данные, свидетельствующие о том, что Чиксулубская астроблема образовалась на 300 тыс. лет ранее вымирания динозавров, по определению возраста тонких пластов глины, богатой иридием, образующих выходы на дне кратера. Иридиевые инверсии являются главным доказательством падения астероида.

Можно предполагать существование более сложной геохимической инверсионной сети, приведшей к массовому вымиранию гигантов. Резкое похолодание, вызванное падением астероида, сменилось периодом потепления из-за парникового эффекта, созданного выбросом в атмосферу двуокиси углерода из места излияния лавовых потоков при гигантском вулканическом извержении на территории плато Декан в Индии. Хотя последствия резких климатических перепадов для окружающей среды были серьезными, они не могли вызвать вымирание динозавров. Спустя примерно 300 тыс. лет последовал другой удар астероида, на что указывает гигантский подводный кратер на дне Индийского океана, который привел к дальнейшему уничтожению гигантов. Изучить геохимический состав пород подводного кратера, образовавшихся в результате космической инверсии, не предоставляется возможным, поэтому эта версия остается на стадии гипотезы. Астероиды, размером в Чиксулуб, сталкиваются с Землей примерно раз в 100 миллионов лет. Невероятно, чтобы два подобных астероида падали на нашу планету с интервалом в 300 тысяч лет.

Таким образом, планетарные биокризисы, связанные с массовым вымиранием биоты, зависят, как правило, от нескольких глобальных причин и создают тем самым геохимическую инверсионную сеть в виде интенсивного привноса биоактивных элементов в окружающую биосферу того времени.

Литература Малаховская Я. Е., Иванцов А. Ю. Вендские жители Земли. – Архангельск, 2003. – 48 с.

1.

ПЕТРОГРАФИЯ ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД ТУЛИИНСКОГО ГРАНИТОИДНОГО МАССИВА (МОНГОЛИЯ) Ж. Батсуурь Научный руководитель доцент Л.А. Краснощекова Национальный исследовательский Томский политехнический университет, г. Томск, Россия Породы гранит-гранодиоритовой формации широко распространены в каледонских структурах Горного и Монгольского Алтая. Тулиинский гранитоидный массив находится на междуречье Кобдо-гол и Намирин-гол и располагается в восточной части Ачитнурского выступа в осложненной разломами зоне контакта терригенных толщ верхнего кембрия–нижнего ордовика и карбонатно-вулканогенно-терригенных отложений верхнего ордовика–нижнего силура. Ачитнурский куполовидный выступ в период кристаллизации гранитоидов был экранирован антиклинорной областью хархиринской зоны, что позволило в относительно спокойных условиях кристаллизации расплавов формировать в прикровлевой зоне усадочные полости и камерные пегматиты.

По данным [1] массив состоит из 3-х частей северо-западного простирания (юго-западной, центральной и северо-восточной). Первые две части, сложенные среднезернистыми гнейсовидными, биотитовыми, плагиоклазовыми, микроклин-плагиоклазовыми гранитами с подчиненным количеством нормальных гранитов, разделены между собой провесом кровли гранитизированных кристаллических сланцев. Северо-восточная часть массива представлена средне-грубозернистыми и крупнопорфировидными нормальными гранитами. В целом, с юго-запада на северо-восток массива наблюдается постепенный переход от существенно плагиоклазовых до нормальных гранитов. Установлено, что существенно плагиоклазовые граниты локализованы среди терригенной, нормальные граниты среди карбонатно-вулканогенно-терригенной толщ со значительной ролью средних вулканитов.

Автором изучались образцы гранитов Тулиинского массива, любезно предоставленные доцентом Томского государственного университета О.В. Бухаровой. Породы светлой розоватой, серо-розовой окраски, массивной до слабо гнейсовидной текстуры и гранитной до аллотриоморфнозернистой структуры (рис. 1). При микроскопическом исследовании 10 шлифов уточнялись минералогический состав и структурно-текстурные особенности исследуемых пород. Установлено, что основными разновидностями среди изученных гранитов являются существенно плагиоклазовые, микроклин-плагиоклазовые (альбитовые), лейкократовые, двуслюдяные СЕКЦИЯ 2. МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ и биотитовые граниты. Для плагиогранитов характерно полное отсутствие или очень слабое проявление розоватой окраски.

Рис. 1. Образцы Тулиинского гранитоидного массива (слева направо): плагиогранит с порфировыми выделениями полевых шпатов, микроклин-альбитовый гранит, лейкократовый мелкозернистый гранит, гранит со шлирами пегматита Кварц и полевые шпаты составляют основную массу пород и присутствуют в пределах 30…40 % и 45…60 % соответственно. В породах отмечаются колебания количества плагиоклазов от их преобладания над калишпатом до значительного преобладания второго в микроклин-альбитовых гранитах. Таблитчатые выделения плагиоклаза (20…35 %) имеют зональное или слабо выраженное зональное строение, состав соответствует плагиоклазу № 35…40 (андезину) и плагиоклазу № 15 (олигоклазу);

минерал серицитизирован в различной степени, в некоторых образцах фиксируются зубчатые ограничения плагиоклаза благодаря замещению его калишпатом. Кислый плагиоклаз встречается и в пойкилитовых включениях в калишпатах. В породах можно наблюдать развитие вторичного альбита по плагиоклазам, распространены также и срастания полевых шпатов с кварцем с образованием графических структур (рис. 2).

Из калиевых полевых шпатов (25…40 %) преимущественно развит микроклин с типичным решетчатым строением, реже ортоклаз. Часто в калишпатах наблюдается достаточно интенсивная пелитизация, отмечаются более свежие вростки кислого плагиоклаза (ленточные замещения). Темноцветные минералы представлены биотитом и реже мусковитом, суммарно составляя до 5…10 % от объёма пород. В крупных выделениях биотит иногда хлоритизирован, в единичных случаях проявляется замещение отдельных пакетов мусковитом.

В качестве вторичных и акцессорных минералов присутствуют хлорит, эпидот, карбонат, апатит, сфен.

а б в Рис. 2. Фотографии шлифов гранитоидов Тулиинского массива (с анализатором, увел. 40):

а) микроклин-альбитовый гранит с интенсивной пелитизацией ортоклаза, по мусковиту отмечается развитие хлорита;

б) альбитизация плагиоклазов в плагиограните;

в) биотитовый гранит со шлирами пегматита Изучение петрографических особенностей пород Тулиинского массива и сопоставление с петрографическими характеристиками других гранитоидных массивов Ачитнурского выступа Западной Монголии, содержащими внутрикамерные пегматиты и миароловые пустоты, позволяет предположить их развитие и в Тулиинском массиве.

Литература Гаврилова С.П. Гранитоидные формации Западной Монголии // Гранитоидные и щелочные формации в 1.

структурах Западной и Северной Монголии. – М.: Наука, 1975. – С. 50–164.

ЗОЛОТОНОСНЫЕ ГИДРОТЕРМАЛИТЫ МЕСТОРОЖДЕНИЯ «ЗОЛОТОЕ»

(ЕНИСЕЙСКИЙ КРЯЖ) Г.В. Белоконов Научный руководитель профессор В.Г. Михеев Сибирский федеральный университет, г. Красноярск, Россия Месторождение Золотое расположено в северо-восточной части Енисейского Кряжа у южной рамки Нойбинской лицензионной площади. По административному делению месторождение входит в Северо 88 ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И ОСВОЕНИЯ НЕДР Енисейский район Красноярского края. Месторождение Золотое находится в нижнем течение р. Уволга на ее водоразделе с р. Тея. В металлогеническом плане оно входит в Тейско-Уволжский золоторудный узел, расположенный в пределах Северо-Енисейского золоторудного района Татарско-Ишимбинской золотоносной металлогенической зоны. Структурно-тектоническая позиция его определяется приуроченностью к западной краевой части Панимбинского антиклинория, зоне его сочленения с Уволжским грабеном. Основной рудоконтролирующей структурой является зона глубинного Татарского разлома и оперяющая его Индольско Уволжская надвиговая зона.

В структурно-геологическом плане Тейско-Уволжский рудный узел имеет трехъярусное строение.

Основная центральная часть его площади сложена слабо рассланцованными метаалевролитами и слюдисто кварцевыми сланцами кординской и, в меньшей степени, горбилокской свит, которые на ЮЗ по зоне Уволжского сброса контактируют с более молодыми терригенными отложениями чингасанской серии (Байкальский этаж, чингасанский ярус), а на СВ перекрываются надвинутыми на них метаморфизованными образованиями рязановской свиты (Карельский этаж). В пределах Тейско-Уволжского рудного узла широко проявлены процессы гидротермального и динамотермального метасоматоза. Динамотермальный метасоматоз выразился в частичной перекристаллизации пород зон интенсивных дислокаций. Гидротермально-метасоматические процессы в пределах Тейско-Уволжского рудного узла выразились, главным образом, в различной степени березитизации и окварцевания пород субстрата. Наибольший интерес в плане обнаружения золоторудного объекта представляют зоны березитизации и хлорит-серицит-кварцевого метасоматоза, развитые по сланцам и метаалевролитам кординской свиты. В целом весь разрез кординской свиты в той или иной степени подвержен процессам метасоматической проработки березитовой направленности.

Вмещающими породами золотого оруденения месторождения Золотое являются метаморфические сланцы зеленосланцевой фации метаморфизма. В составе сланцев обычно преобладает кварц, в подчиненном количестве присутствуют полевой шпат и слюдистые минералы. Указанная аркозовая составляющая иногда настолько преобладает, что породы приобретают кварцитовидный облик, а маломощные слюдистые прослои лишь подчеркивают их сланцеватость. За счет колебаний количества аркозового и слюдисто-хлоритового компонентов породы приобретают полосчатость, часто линзовидную. В пределах рудной зоны нередко наблюдается чередование тонких прослоев существенно полевошпат-кварцевого состава и слюдистых существенно хлорит-мусковитовых прослоев. Реже отмечаются полевошпат-кварцевые песчанистые разновидности пород, в разной степени преобразованные в кварциты, имеющие массивные текстуры и содержащие в качестве примесей кальцит и мусковит. В зонах тектонических нарушений сланцы приобретают микроплойчатые и прожилковые текстуры, а окварцованные песчаники и алевролиты брекчированы.

Все выявленные рудные зоны сложены серицит-кварцевыми и хлорит-серицит-кварцевыми метасоматитами, участками измененными до березитов и кварцитов с пирит-арсенопиритовой минерализацией, многочисленными кварцевыми и сульфидно-кварцевыми прожилками и жилами (до 0.5 м).

Руды месторождения Золотое представлены березитами и, реже, хлорит-серицит-кварцевыми метасоматитами. Березиты представляют собой светлоокрашенные сланцеватые и полосчатые породы существенно карбонат-серицит-кварцевого состава с повышенными концентрациями сульфидов (в среднем 5… %). Для березитов характерны многочисленные (мощностью до 10 см) микропрожилки и линзовидные просечки по сланцеватости (до 20 %). Чем выше концентрация кварцевых новообразований, тем выше степень золотоносности березитов. Интенсивное окварцевание березитов сопровождается их повышенной серицитизацией и сульфидизацией. Мусковит в рудах обогащает (20…60 %) экзоконтакты кварцевых прожилков, участки наиболее интенсивного смятия пород и зоны интенсивной сульфидизации. Появление турмалина в составе руд является явным признаком их продуктивности. Содержание турмалина местами достигает 5 %. Он, также как и серицит, тяготеет к кварцевым прожилкам и их экзоконтактам.

К телам березитов на месторождении Золотое приурочено порядка 70 % золоторудной минерализации, а остальные 30 % локализованы в хлорит-серицит-кварцевых метасоматитах, которые характеризуются меньшей степенью метасоматоза (меньше кварцевых новообразований, серицита, сульфидов, возрастает количество хлорита). В связи с этим выделение рудных зон по вещественному признаку затруднительно и границы их устанавливаются исключительно опробованием.

Породы рудных зон интенсивно дислоцированы, раздроблены, местами до тектонических брекчий.

Рудные тела внутри рудных зон характеризуются приуроченностью к участкам более интенсивного метасоматоза (березиты, кварциты) и более интенсивного кварцевого прожилкования. Подразделение пород по степени гидротермального метасоматоза на хлорит-серицит-кварцевые метасоматиты и березиты носит весьма условный характер. Граница между этими разностями субъективна. Визуально березиты отличаются более светлой окраской, более высоким содержанием кварца (как жильного, так и метасоматического), карбонатного вещества, а также более высокими концентрациями сульфидов (главным образом пирита 5…7 %). Характерным признаком собственно метасоматитов являются очковые и линзовидно-очковые микротекстуры, наличие порфиробласт граната, повышенные концентрации хлорита и наличие эпидотовой минерализации. Однако в силу того, что метасоматиты и березиты являются производными одного процесса и разделение их весьма условно, их вещественный состав описывается совместно.

Текстуры метасоматитов более массивны по сравнению с неизмененными сланцами вмещающих пород, чаще встречаются прожилковые, плойчатые и брекчиевидные текстуры, тогда как сланцеватые текстуры становятся теневыми или реликтовыми.

В целом состав метасоматитов существенно отличается от состава сланцев разнообразием присутствующих минералов. Наиболее заметным изменением является появление укрупненных листочков СЕКЦИЯ 2. МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ мусковита. Размеры метакристаллов мусковита в пять и более раз превосходят размеры тех же минералов во вмещающих породах, а вблизи контакта с кварцевыми прожилками их размеры еще более возрастают.

В основной своей массе метасоматиты представлены хлорит-серицитовыми кварцитами и микрокварцитами – плотными тонкокристаллическими разновидностями с раковистым изломом, а также сланцеватыми слюдистыми разновидностями, содержащими турмалин.

Основными рудными минералами являются пирит и арсенопирит, реже встречаются халькопирит и пирротин. В зоне окисления они замещаются гетитом и скородитом. Пирит является одним из главных минералов руд месторождения Золотое и распространяется далеко за пределы рудных зон. Содержание его в рудах в основном 1…3 %, на обогащенных участках до 7…12 %. За пределами рудных зон количество пирита снижается до 1 % и ниже. Пирит образует крупные агрегаты в кварцевых прожилках и их экзоконтактах, а так же тонкие линзовидные просечки по сланцеватости. Для крупных призматических зерен арсенопирита так же отмечается отчетливая пространственная связь с кварцевыми прожилками и их экзоконтактовыми зонами.

Среднее содержание арсенопирита в рудах – 1…3 %, местами до 5…6 %. Пирротин и халькопирит в рудах встречаются редко. Их присутствие более характерно для околорудной зоны.

Находки видимого золота отмечены практически во всех скважинах, вскрывших рудные зоны месторождения Золотое. Наиболее крупное золото встречается в кварцевых прожилках и просечках. Размеры его выделений достигают 1,5 мм. Золото в прожилках представлено как отдельными включениями золотин, так и более сложными агрегатами. Такие агрегаты имеют звездообразную форму и состоят из ряда сближенных золотин, каждая из которых имеет размер до 0,5…0,6 мм. Сростки золота могут быть окружены многочисленными тонкими включениями золота. Звездоподобная форма выделений золота объясняется приуроченностью его к пустотам и трещинкам в жильном кварце. Золото, располагаясь в трещинках, «разъедает»

кварц и кристаллизуется одновременно с карбонатами, которые также обрастаются золотом. Границы карбоната и золота ровные. Тонкие выделения золота образуют включения в карбонате. Похоже, что золото, также как и кальцит, в таких случаях кристаллизуется в порах кварца.

Другая группа золотин не имеет связи с кальцитом, а приурочена к контактам кварцевых прожилков с вмещающими их метасоматитами. Кроме того, часть золотин находится в сростках с арсенопиритом, занимая трещинки в нем или в сростках с кварцем. В пирите также обнаружены частицы золота размером 0,015 мм.

Таким образом, также как и сульфиды, золото наиболее распространено и достигает наибольших размеров в прожилках кварца или на границе с ними.

В собственно метасоматитах золото встречается очень редко в виде тонкой вкрапленности в мусковите в размерах, равных первым сотым долям миллиметра, зерна удлиненной формы достигают размера 0,01…0, мм.

МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД И РУД ЗОЛОТО УРАНОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ХАДАТКАНДА (КОДАРО-УДОКАНСКИЙ ПРОГИБ, СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) М.Г. Волкова Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, г. Иркутск, Россия В пределах Кодаро-Удоканской структурно-формационной зоны (Северное Забайкалье) находится ряд месторождений и рудопроявлений черных, редких и благородных металлов, среди которых – Удоканское, Контактовое, Читкандинское, Верхнесакуканское и др., а также Хадатканда, где представлена не только золотая, но и урановая минерализация [3, 4]. Многочисленные споры о генезисе вышеназванных месторождений сводятся к вопросам источника рудного компонента и механизма его концентрирования. При исследовании территории Кодаро-Удоканского прогиба с региональных позиций и детальном изучении пород и руд месторождений Удокан и Хадатканда были получены данные, подтверждающие гипотезу В. К. Немерова о инфильтрационно-метасоматическом генезисе [6, 7]. В данной работе представлены результаты минералого петрографического исследования пород и руд, отобранных из обнажений по береговой линии р. Хадатканда, а также рудоотвалов, находящихся в пределах рудной зоны.

Месторождение Хадатканда находится на пересечении двух глубинных разломов, Сюбанского и Хадаткандского, на юго-западной периферии Верхнесюльбанского магматического узла, образованного массивом габбро-норитов рудопродуктивного чинейского комплекса раннего протерозоя и многофазными (от габбро до гранитов) позднепалеозойскими интрузиями [3, 4]. Стратиграфически месторождение приурочено к нижнепротерозойским карбонатно-терригенным отложениям Удоканского комплекса, которые делятся на четыре крупные литолого-стратиграфические единицы (серии): джялтуктинскую, кодарскую, чинейскую и кеменскую [1].

В разрезе кодарской серии выделяются икабийская, аянская и инырская свиты. Породы серии представлены слюдисто-кварцевыми метапесчаниками. Текстура пород сланцеватая, структура – лепидогранобластовая, обломки алевропсаммитовой размерности представлены кварцем (60…80 %), единичными зёрнами плагиоклаза, микроклина. Биотит, мусковит и хлорит (15…40 %) присутствуют в виде отдельных чешуек, рассеянных среди кварцевой массы, но чаще образуют тонкие прерывистые полосы, формирующие сланцеватость. На фоне общей массы наблюдаются линзы, полностью сложенные хлоритом, пелитизированные калиевые полевые шпаты, единичные зёрна карбонатов. Акцессорные минералы представлены апатитом, гранатом, вторичные – эпидотом.

90 ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И ОСВОЕНИЯ НЕДР Ураново-рудные тела, вскрытые на поверхности месторождения, образуют линзы различной мощности, формируя зону меридиональной ориентировки протяженностью около 3,5 км и шириной порядка 10 м [3, 4].

Рудовмещающими являются породы чинейской серии, которые повсеместно прорваны телами основных и ультраосновных пород, а именно габбро, вебстеритов, плагиовебстеритов, плагиоклинопироксенитов, плагиоверлитов. В условиях полистадийного метасоматоза они превращены, частично или полностью, в разнообразные щелочные и субщелочные железо-магнезиально-кальцевые метасоматтиты, интенсивно сульфидизированные на участках наложенного катаклаза и дробления. Отчетливо наложенный характер имеют серицитизация и карбонатизация.

Чинейская серия залегает на отложениях кодарской серии и расчленена на читкандинскую, александровскую и бутунскую свиты. Породы александровской и читкандинской свит представлены метапесчанниками, в последней наблюдаются также алевросланцы и сланцы. Метапесчаники этих свит петрографически схожи с метапесчаниками кодарской серии. Алевросланцы характеризуются сланцеватой и плойчатой текстурами и лепидогранобластовой структурой. Они сложены на 50 % биотитом, мусковитом и на % обломками кварца. Сланцы читкандинской свиты серицитовые с пиритом, тонко лепидобластовой структуры.

В сланцах и алевросланцах присутствуют ромбовидной формы зёрна доломита до 5 %. Отложения бутунской свиты представлены плагиоклаз-кварцевыми, полевошпат-кварцевыми и слюдисто-кварцевыми песчаниками и алевропесчаниками. Текстура однородная, иногда слоистая;

структура - лепидогранобластовая. Вкрапленная рудная минерализация занимает от 3 до 10 об. % породы. Обломки кварца в породе составляют до 50 %;

плагиоклаз, микроклин, биотит и мусковит присутствуют в различных соотношениях в зависимости от петрографической разновидности. Акцессорные минералы представлены сфеном, апатитом, вторичные – эпидотом, цоизитом, карбонатом. Цемент контактовый, представлен рудным веществом и серицитом.

Урановая минерализация была обнаружена в слабо метасоматически измененных амфиболовых клинопироксенитах, амфиболовых габбро и эпидот-цоизит-карбонат-хлоритовых метасоматитах с реликтами амфиболов. Вторичные минералы представлены тремолитом (до 5 %), карбонатом (5…20 %), хлоритом (10… %), эпидотом (до 5%). Они развиваются по первичным минералам, формируя пятнистую текстуру (степень изменения исходных пород до 30…35 %), часто встречаются нацело измененные породы. Породы сильно брекчированы, смяты, пронизаны тонкими прожилками. Во всех породах присутствует бурый амфибол эденит паргасит-керсутитового ряда, который замещен хлоритом и тремолитом по периферии зёрен, а иногда полностью. Клинопироксен в различной степени замещен тремолитом, эпидотом и цоизитом, иногда от зёрен остаются одни реликты. На отдельных участках встречаются в разной степени серицитизированные зёрна плагиоклаза. Карбонат наблюдается в виде тонких криптокристаллических и мелкозернистых прожилков и в виде отдельных неправильной формы зерен, наложенных на исходную породу.

Сульфиды представлены пиритом и пирротином, наблюдаются в виде мелко и крупнозернистых прожилковидно-вкрапленных агрегатов и скоплений тонкой рассеянной вкрапленности в породе. Вокруг зёрен пирита и пирротина аккумулируются минералы урана в виде каемок и по трещинам (настуран, урановая чернь).

Иногда отмечаются тонкие выделения халькопирита в ассоциации с пирротином, единичные призматические зёрна молибденита, единичные тонкие игольчато-призматические агрегаты висмутотеллуридов. Уранинит наблюдается в виде изометричных, пятнистых, прерывистых, комковидных, прожилковидных мелкозернистых агрегатов в интерстициях нерудных. Агрегаты настурана предположительно наложены на уранинит, замещают его, образуют совместные агрегаты с урановой чернью. Вкрапления настурана присутствуют в виде тонких вкрапленников, окруженных радиоактивными «двориками».

Урановая минерализация в породе является наложенной на сульфиды и приурочена к зонам дробления, смятия, трещиноватости. Отмечается тесная ассоциация уранового оруденения с карбонатами. В наиболее измененных породах урановая чернь количественно преобладает над другими минералами урана.

Результаты геохимических [5] и минералого-петрографических исследований пород и руд месторождения не подтвердили гипотезу единого источника золотой и урановой минерализации, и согласуются с выводам о том, что продуктивные золотоносные ассоциации выполняют более поздние относительно Сюльбанского разлома мелкие трещины, которые были образованы в результате новых импульсов тектонических деформаций данного региона [2]. Продолжение исследований на данном объекте позволит приблизиться к более точному пониманию процессов рудообразования не только в пределах месторождения Хадатканда, но и других месторождений Кодаро-Удоканской структурной формационной зоны.

Литература Будяк А.Е., Станевич А.М., Развозжаева Э.А., Брюханова Н.Н., Волкова М.Г. Перспективы благородно- и 1.

редкометального оруденения Байкальской горной области и Кодаро-Удоканской структурно-формационной зоны // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. – Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2011. – С. 37–40.

Кучеренко И.В. Минералого-петрохимические и геохимические черты околорудного метасоматизма в кислых 2.

породах золотопродуцирующих флюидно-магматических комплексов // Известия Томского политехнического университета. – Томск, 2006. – Т. 309. – № 1. – С. 24–32.

Макарьев Л.Б., Вояковский С.К., Илькевич И.В. Золотоносность урановых объектов в Кодаро-Удоканском 3.

прогибе // Руды и металлы, 2009. – № 6. – С. 56– Макарьев Л.Б., Миронов Ю.Б., Вояковский С.К. О перспективах выявления новых типов промышленных 4.

комплексных урановых месторождений в Кодаро-Удоканской зоне (Забайкальский край, Россия) // Геология рудных месторождений, 2010. – Т. 52. – № 5. – С. 428–438.

Мельников В.А., Будяк А.Е., Волкова М.Г., Спиридонов А.М. Золото-урановое месторождение Хадатканда 5.

(Кодаро-Удоканский прогиб) // Минерагения Северо-Восточной Азии: Материалы III Всероссийской научно СЕКЦИЯ 2. МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ практической конференции, посвященной 20-летию кафедры геологии Бурятского госуниверситета. – Улан Удэ: ИД «Экос», 2012. – С. 106–109.

Митрофанов Г.Л., Немеров В.К., Семейкина Л.К. Критерии прогнозирования комплексного платино 6.

полиметального оруденения в углеродистых осадочных формациях // Сборник научных трудов «Платина России», 2005. – Т. IV. – С. 50–61.

Немеров В.К., Семейкина Л.К., Спиридонов А.М. Наиболее вероятные сценарии рудогенеза в углеродистых 7.

осадочных формациях // Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока: Мат. науч. конф. – Иркутск, 2005. – Т. 1. – С. 30–33.

МИКРОМИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ ДОЛОМИТОВЫХ МЕТАСОМАТИТОВ, РАЗВИВАЮЩИХСЯ ПО ИЗВЕСТНЯКАМ КАМЕННОУГОЛЬНОГО ВОЗРАСТА В.В. Воробьев, Э.А. Королёв, Ю.Н. Осин Научный руководитель доцент Э.А. Королёв Казанский (Приволжский) федеральный университет, г. Казань, Россия Доломитовые метасоматиты на территории Татарстана распространены в известняках турнейского и визейского ярусов, слагающих нефтеносные брахиантиклинальные структуры III и IV порядков. В пределах западного склона Южно-Татарского свода метасоматиты встречаются на крыльях тектонических поднятий. Здесь они образуют небольшие по мощности (1,5…3,0 м) и площади распространения геологические тела с извилистыми внешними контурами. В разрезах скважин, прошедших через метасоматиты, доломитизированные участки приурочены к кровле турнейского яруса и известнякам тульско-бобриковского горизонта. В пределах Мелекесской впадины метасоматиты пространственно тяготеют к плотным известнякам турнейского яруса, слагающим апикальные части брахиантиклинальных поднятий. Характерной формой эпигенетических доломитов являются пластово-линзовидные тела протяженностью 0,5…1,0 км при мощности 0,5…2,0 м.

Различная проницаемость замещаемых пород обусловила появление у метасоматитов по контуру неровных пилообразных границ в виде отходящих от основного массива сужающихся «языков» внедрения различной протяженности.

Согласно литолого-петрографическим исследованиям метасоматиты турнейского яруса характеризуются светло- и темно-серой окраской, в отложениях тульского горизонта – преимущественно темно серой и черной. Породы яснозернистые, с массивной, пятнистой или полосчатой текстурой.

Оптико-микроскопическое изучение доломитовых метасоматитов показало, что они характеризуются неоднородным строением. Плотные разности полностью сложены тесно соприкасающимися зернами размером 0,1…0,5 мм. Кристаллические индивиды имеют ксеноморфную и гипидиоморфную форму в виде элементов ромбоэдра, содержат внутри себя микровключения углеводородов. В зернистой массе метасоматитов фрагментарно просматриваются частично сохранившиеся органические остатки исходных известняков.

Разуплотненные доломиты сложены кристаллическими индивидами мелко- и среднезернистой размерности, имеющими преимущественно гипидиоморфную форму. В пределах тел метасоматитов зерна имеют неоднородную структурную упаковку, плотные участки соседствуют с полыми кавернами размером до 2,5 мм.

Исследование пород с помощью автоэмиссионного сканирующего электронного микроскопа (Merlin Carl Zeiss), совмещенного со спектрометром энергетической дисперсии, позволило на более детальном уровне установить особенности строения новообразованных доломитов и их взаимоотношения в агрегатах. Анализ сканированной поверхности изучаемых сколов метасоматитов ожидаемо показал, что основным структурным элементом пород являются доломитовые кристаллы. Большая часть из них имеет хорошо выраженный ромбоэдрический габитус, преобладающими элементами которого являются грани {1011} и {0112}.

В плотных разностях метасоматитов аутигенные доломиты срастаются соприкасающимися гранями близко распложенных индивидов. При этом, в локальных участках наблюдается закономерное расположение кристаллов, которые ориентированы в объеме породы таким образом, что их кристаллографические оси и одноименные грани оказываются параллельными друг другу. В разуплотненных разностях доломитовые кристаллы образуют преимущественно незакономерные сростки. Здесь близко расположенные индивиды срастаются не только гранями, но и врастают друг в друга ребрами и вершинами. Хаотичное положение кристаллов обуславливает широкое развитие в метасоматитах различных по морфологии незалеченных полостей.

В доломитах, замещающих известняки тульского горизонта, широко развиты кварц-микроклиновая и пирит-сидеритовая ассоциации акцессорных минералов. Первая приурочена к разуплотненным, вторая – к плотным метасоматическим породам.

В кавернозных доломитах примесные аутигенные новообразования приурочены исключительно к открытым незалеченным полостям, где они выполняют либо пристеночные области, либо центральное пространство пустот. Преобладающей минеральной фазой является микроклин, кварц находится в меньших количествах. Калиевый полевой шпат встречается как в виде плохо окристаллизованных колломорфных агрегатов, так и в виде хорошо сформированных кристаллических индивидов. Микроклиновые агрегаты, как правило, тонкой сеточкой или пористой корочкой покрывают стенки каверн. Их мощность не превышает 10, мкм, часто они имеют локальное развитие в виде сгустковых обособлений. Внутри агрегатов зерна микроклина находятся на разных стадиях развития. Одновременно можно наблюдать совместное нахождение полуаморфных сгустков, плохо окристаллизованных зерен с нарождающимися вицинальными ступеньками роста и слабо выраженными гранями и совершенных кристаллов с хорошо выраженными габитусными формами.

92 ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И ОСВОЕНИЯ НЕДР Помимо корочек и сетчатых агрегатов микроклин образует кристаллы идеальной или близкой к таковой формы. Наиболее часто встречаются новообразования таблитчатого и короткопризматического облика. У большинства из них господствующие грани призмы (110) обычно сочетаются с гранями пинакоидов (010) и (001). Встречаются как одиночные кристаллы, нарастающие на стенках каверн, так и друзовые сростки, выполняющие центральные части пустот. Последние сложены относительно совершенными кристаллическими индивидами, срастающимися друг с другом своими гранями, ребрами и вершинами. На поверхности граней отдельных кристаллов можно наблюдать ростовые дефекты в виде незавершенных габитусных элементов.

Кварц в доломитовых метасоматитах образует одиночные кристаллы, нарастающие на стенках каверн как торцевой частью, так и одной из граней гексагональной призмы. В первом случае формируются короткопризматические новообразования, во втором – длиннопризматические индивиды. Наиболее развитыми элементами кристаллов являются грани шестигранной призмы {1010} и двух ромбоэдров {1011} и {0111}, образующих пирамидальную «головку». Последняя состоит из шести граней, каждая из которых имеет форму, приближенную к треугольнику. В зависимости от пространственной ориентировки кварца ромбоэдрическая «головка» ограничивает индивиды либо с одной стороны, образуя одновершинные кристаллы, либо с двух, формируя двухвершинные кристаллы. Поверхности граней минерала часто служат подложкой для микроклиновых агрегатов, что свидетельствует о более раннем образовании кварца по сравнению с калиевым полевым шпатом.

В плотных доломитовых метасоматитах, где отсутствуют крупные полости, примесные аутигенные новообразования пространственно приурочены либо к межзерновому пространству, либо к пустотам редких пор.

Преобладающей минеральной фазой является сидерит, в меньших количествах присутствует пирит. Кроме того отмечаются единичные находки апатита. Сидерит встречается в виде тонко-микрозернистых агрегатов, состоящих из прилегающих друг к другу ромбоэдров. Кристаллики соприкасаются ребрами и гранями.

Преобладание реберных контактов прилегания обуславливает рыхлое сложение агрегатов. К сидеритовым новообразованиям в редких случаях бывают приурочены апатитовые кристаллы. В отличие от зернистых масс железного шпата фосфат кальция образует одиночные гексагональные призмы, которые своим торцом крепятся к граням доломитовых зерен.

Пирит присутствует в метасоматитах в виде изометричных по облику агрегатов, локализованных в межзерновом пространстве доломитов. Одни из них нейтральны по отношению к основной минеральной массе, другие – метасоматически замещают карбонатные зерна. Первые имеют фрамбоидальный облик, вторые – уплощенный, часто пластинчатый. Фрамбоидальные агрегаты сложены октаэдрическими кристалликами, которые плотно соприкасаются гранями друг с другом. Пириты уплощенного облика развиваются по уже сформированным граням доломитовых кристаллов. Часто они выходят за пределы своей минеральной матрицы, заполняя свободное межзерновое пространство. Поверхность агрегатов бугристая, осложнена полусферическими наростами и зарождающимися вицинальными ступеньками роста. Учитывая особенности строения пиритовых новообразований, можно предположить, что их образование осуществлялось с помощью микробиальных колоний сульфатредуцирующих организмов.

В доломитах, замещающих известняки турнейского яруса, примесная аутигенная минерализация представлена исключительно кальцитом. Других акцессориев не обнаружено. Новообразованный кальцит имеет две основные формы выделения: корковые агрегаты и тонко-микрозернистые наросты на стенках каверн.

Кальцитовые корочки частично или полностью покрывают пристеночные области полостей метасоматитов. Постепенно разрастаясь и увеличивая мощность, они сглаживают выступающие углы и ребра доломитовых кристаллов, нивелируя рельеф внутренних стенок каверн. В конце концов, это приводит к образованию пустот с округлыми очертаниями. Поверхность корочек осложнена различными по морфологии пупырчатыми наростами, сливающимися друг с другом. Участками появляются плохо сформированные углы и грани с зарождающимися вицинальными ступеньками роста. Морфологические и структурные особенности корочек указывают, что их образование происходило в условиях относительно высокого пересыщения раствора по кальциту. Наряду с плохо окристаллизованными агрегатами каверны содержат и кальцитовые новообразования с хорошо выраженными габитусными элементами. Часть из них присутствует в виде одиночных кристаллов, нарастающих на гранях ромбоэдрических доломитов, часть – в виде незакономерных сростков, выполняющих полости каверн. Одиночные кристаллы часто служат своеобразными точками нуклеации, вокруг которых формируются кальцитовые зерна более поздних генераций. В результате создаются групповые ансамбли, состоящие из центрального короткостолбчатого новообразования в окружении мелких пирамидальных наростов. Фактически они являются начальным этапом образования друз. Если на этом фильтрация питающего раствора прекращается, то развитие кристаллов приостанавливается. В противном случае, при более длительном стационарном режиме обновления растворов, из них формируются объемные незакономерные сростки, выполняющие и пристеночную часть каверн, и их центральные полости. Одной из структурных особенностей сростков является зональное расположение кальцитовых кристаллов различных генераций. То есть, на каждой ранее образованной кальцитовой оторочке последовательно нарастают следующие новообразования, часто отличающиеся от предыдущих своим габитусом. Подобная закономерность свидетельствует о периодических флуктуациях состава и скоростей фильтрации питающих растворов, обеспечивающих рост и морфологию кальцитовых зерен.

СЕКЦИЯ 2. МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КАРБОНАТИТОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ МОНГОЛИИ Галнэмэх Оюунболор Научный руководитель профессор Л.П. Рихванов Национальный исследовательский Томский политехнический университет, г. Томск, Россия Среди известных типов месторождений полезных ископаемых существует карбонатитовый тип, который характеризуется своими геологическими и минеральными особенностями. На территории Монголии карбонатитовые месторождения также известны. Наиболее крупные из них – это Мушгиа Худаг и Лугын гол.

Мушгай-Худукское карбонатитовое месторождение – крупный рудоносный объект. Локализуется в пределах вулканического поля Мушугай-Худаг, расположенного в Южной Гоби, в 70 км к северо-западу от ай мачного центра Даландзадгад (рис.). Возраст вулканических пород, интрузивных штоков, небольших массивов щелочных пород – юрский (120…150 млн лет). Карбонатиты находятся в ассоциации с комплексом щелочных пород.

Лугынгольский карбонатитовый массив расположен на юго-востоке Монголии (рис.). Имеет округлую форму, его площадь 10 км2. Массив прорывает: толщу сланцев, которые у контакта ороговикованы и пронизаны различными щелочными породами жильной серии и карбонатитовыми жилами. Возраст массива, определенный по циркону и бадделииту в лаборатории ИГиЩ РАН, равен 253…258 млн лет.

Особенностью руд комплекса Мушгай Худаг и массива Лугин Гол, территориально расположенных в северной части пустыни Гоби, является то, что к носителям редких земель, преимущественно цериевой группы, относятся соответственно апатит и фторкарбонатный минерал синхизит.

Редкоземельные элементы образуют свыше 200 минеральных видов, однако многие из них довольно редки и представляют лишь теоретический интерес. Минералы, содержащие РЗЭ, можно разделить на две группы: минералы, в которых РЗЭ являются основным или одним из основных компонентов (бастнезит, монацит, ксенотим и др.), и минералы, в которых РЗЭ играют подчиненную роль, частично замещая основные компоненты (апатит, сфен, циркон, минералы урана и др.) Рисунок. Схематическая карта размещения карбонатитовых месторождений Монголии Главным компонентом в структуре карбонатитовой руды Мушгиа-Худаг является апатит, зерна которого сцементированы окисленными минералами железа (гематитом, гетитом, лимонитом), алюмосиликатами и кварцем. Оксиды железа представлены в виде тонкозернистых охристых минералов. В виде цемента присутствуют глинистые минералы алюмосиликатов. Вторичными минералами в руде являются кварц, халцедон.

Иногда кварц ассоциирует с карбонатами. В руде магнетит практически полностью замещен гематитом и гидрогетитом. Наряду с гематитизацией и гидрогетитизацией в крупнокристаллических породах сохраняются реликты первичного магнетита, что приводит к повышению содержания титана и закисного железа. Руды комплекса Мушгай Худаг отличаются повышенным содержанием редких земель, урана и тория.

Во время летней производственной практики нами были отобраны пробы из массива Мушгиа Худаг.

После пробоподготовки пробы были отправлены на лабораторное изучение, в частности, на инструментальный нейтронно-активационный анализ (ИНАА) в Ядерно-геохимическую лабораторию кафедры ГЭГХ НИ ТПУ.

94 ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И ОСВОЕНИЯ НЕДР Таблица Результаты анализа руд карбонатитового месторождения Мушгиа-Худаг, г/т Шифр Sm Ce Ca Lu U Th Cr Yb Au Ba Sr М-1 508,25 20177,4 8,45 5,76 195,7 139,1 346,1 44,1 0,01 50 М-2 744,26 30298,4 10,78 5,07 295,9 141,6 1012,8 71,2 0,001 50 М-3 334,34 12343,5 14,21 3,23 51,2 72,5 303,4 37,5 0,12 646 Шифр Та Nd As Tb Sc Fe Zn Na Eu La Sb М-1 6371 83,3 15,08 0,3 10,19 232,0 0,01 2,53 277,33 20004,88 3, М-2 8843 146,7 57,43 1,4 9,68 3 0,01 6,18 367,15 31310,12 10, М-3 4292 131,0 28,76 0,4 4,68 3 0,01 0,02 160,03 11517,77 7, По результатам анализа (таб.) можно сделать несколько важных выводов. Содержание редких земель во всех 3х образцах довольно высокое. Так, в пробах М-1 сумма РЗЭ – 4,7 %, М-2 – 7,2 % и М-3 – 2,8 %. Во всех случаях они представляют промышленные редкоземельные руды с высоким содержанием U и Th, величиной торий-уранового отношения меньше единицы. В них преобладают в основном легкие редкие земли, которые не так высоко ценятся по сравнению с тяжелыми.

По результатам геологических исследований установлено, что в Лугынгольском массиве основными минералами руды являются карбонаты (преимущественно кальцит, реже доломит, анкерит), синхизит, пирит.

Последний в окисленной зоне замешается гетитом и лимонитом. Второстепенными минералами являются кварц, полевой шпат, галенит, сфалерит, целестин, паризит, монацит, апатит. Отмечаются арсенопирит, пирротин, халькопирит, галено-висмутин, магнетит, ильменит, сфен, рутил. Элементный состав руд по данным нейтронно активационного анализа характеризуется следующим: сумма редких земель достигает 7,6 %, повышенное содержание Eu, Sm, Sr и радиоактивных элементов.

Таким образом, промышленно значимые содержания редких земель и высокие содержания урана позволяют рассматривать эти карбонатитовые месторождения как комплексные уран-торий-редкоземельные.

Литература Глубинный магматизм, его источники и плюмы / Труды 11 Международного семинара / под ред. Н.В.

1.

Владыкина. – Иркутск, 2011 – 218 с.

Л.П. Рихванов Радиогеохимическая типизация рудно-магматических образований. Новосибирск.: СО РАН, 2.

2002. 533 с.

Хаумдас Ашим. Технологические особенности обогащения и переработки редкоземельных руд Монголии. – 3.

Улан-Батар, 2006. – 118 с.

Новгородова М.И. Минералы Монголии. – М.: Минералогический музей А.Е. Ферсмана, 2006. – 353 с.

4.

[Электронный ресурс] URL http://dic.academic.ru/dic.nsf/enc_geolog (дата обращения 04.12.12).

5.

ТИПОМОРФНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПОЛЕВОГО ШПАТА И ГРАНАТА ИЗ СЛЮДОНОСНЫХ ПЕГМАТИТОВ (ПРОЯВЛЕНИЕ «БОДОНЧ», МОНГОЛЬСКИЙ АЛТАЙ) А.А. Гантман Научный руководитель ассистент А.А. Баева Национальный исследовательский Томский государственный университет, г. Томск, Россия Типоморфными минералами мы называем минералы, занимающие по тем или иным причинам строго определенное место в геохимическом процессе. Они определяют условия и время геохимического процесса.

Такое классическое определение типоморфизма впервые было дано А.Е. Ферсманом еще в 1931 г в монографии «Пегматиты» [1]. Недооценивать такой интерес автора к данному генетическому типу месторождений невозможно. Ведь известно, что гранитные пегматиты привлекают исследователей не только своей значительной ценной минерализацией, но и своим происхождением, условиями образования и процессами эволюции. Исходя из этого, внимание данной работы было привлечено к минералам слюдоносной формации пегматитового пояса Монгольского Алтая, проявления Бодонч. Пегматиты образуют линзовидные и дайкообразные тела, залегающие в метаморфических породах Бодончинского блока и имеют участково-зональное строение.

С точки зрения эволюции пегматитового процесса полевой шпат, как сквозной минерал, является весьма информативным. В значительной мере показательными считаются структурные особенности минералов этой группы, отражающие развитие и параметры минералообразующей среды.

Рентгеноструктурный анализ полевых шпатов, отобранных из графической и блоковой зон, показал, что первая зона сложена плагиоклазом, а вторая – калиевым полевым шпатом. Плагиоклаз представлен альбитом с содержанием анортитовой молекулы до 5 %. Индекс структурной упорядоченности плагиоклазов графической зоны приближается к 70 %.

СЕКЦИЯ 2. МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ Рис. 2. Структурные типы щелочных полевых шпатов в координатах моноклинная (SM) – триклинная упорядоченность (ST) [2].

I – санидин;

II – анортоклазы;

III – ортоклазы;

Рис. 1. Соотношение между индексом IV – ортоклаз-микроклины;

IVа – ортоклаз упорядоченности и основностью микроклины промежуточные;

плагиоклазов [2]. IVб – ортоклаз-микроклины максимальные;

Примечание: – плагиоклазы V – адуляры;

VI – адуляр-микроклины;

слюдоносных пегматитов, проявление VIа – микроклины промежуточные;

Бодонч VIб – микроклины максимальные Из типоморфных особенностей КПШ, слагающего блоковую зону, важным петрогенетическим индикатором является распределение Al и Si в разносортных тетраэдрах T1o, T1m, T2o, T2m, которые образуют каркас кристаллической структуры. В моноклинном КПШ Al либо распределен в решетке равномерно, либо концентрируется в позиции тетраэдров T1, а в максимально упорядоченных триклинных КПШ практически весь Al сосредоточен в позиции Т1о [6]. Для установления Al/Si упорядоченности исследуемого калиевого полевого шпата были рассчитаны следующие величины: p – коэффициент триклинности;

Z – коэффициент моноклинности;

% Or – содержание ортоклазового минала;

Alt1o, Alt1m, Alt2m – распределение Al в разносортных тетраэдрах. КПШ блоковой зоны отвечает максимальному микроклину с рентгеновской триклинностью Sт (p) до 1 и степенью моноклинной упорядоченности Sм (Z) до 0,99. Содержание ортоклазового компонента варьирует от 81 до 92%. По значениям p и Z было определено классификационное положение КПШ на диаграмме В.В. Гордиенко [1], КПШ попал в область VIб – область максимального микроклина (рис. 2).

Таким образом, можно заключить, что исследуемый калиевый полевой шпат представлен триклинным максимальным микроклином с преобладанием Al в позиции тетраэдра Т1о, что свидетельствует о низкой скорости кристаллизации. Кратное преобладание ортоклазового минала говорит о том, что данный минерал был образован при достаточно невысоком температурном режиме, поскольку существуют ограничения в изоморфном замещении калия натрием.

Рис. 3. Тройная диаграмма состава гранатов пегматитов [4].

Поля распространения гранатов: I – керамических гранитов;

II – керамических и мусковитовых;

III – мусковитовых;

IV – мусковитово-редкометальных, а также альбитизированных мусковитовых;

V – редкометальных;

VI – редкометальных натро-литиевого типа;

VI – мусковитово-редкометальных 96 ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И ОСВОЕНИЯ НЕДР Из второстепенных минералов пегматитов наибольший интерес представляет гранат. Широкие вариации его химического состава изменяются в зависимости от глубины становления пегматитовых тел.


Валовый состав граната, отражающий формационную принадлежность, может с успехом использоваться при ее оценке [4, 5].

Известно, что чистых членов изоморфных рядов в природе практически не существует. С этой точки зрения состав граната может указывать на смену пегматитовых формаций. Т.е. последовательно уменьшается доля пиропового компонента и возрастает сначала количество альмандинового, а затем спессартинового минала от более глубинных формаций к менее глубинным [3].

В ходе работы было проанализировано две генерации граната: из блоковой зоны и кварц-мусковитового комплекса. В целом, результаты из различных зон отличаются незначительно, поэтому, на основе микрозондового анализа было высчитано среднее содержание минальных компонентов. Таким образом, Ю.М.

Соколова (рис. 3). Гранаты принадлежат к области IV – мусковитово-редкометальных пегматитов. Тройная диаграмма наглядно показывает формационную принадлежность гранатов и еще раз подтверждает мусковитово редкометальную специализацию, характерную для пегматитов Бодончинского проявления.

В заключении хотелось бы отметить, что минералы являются носителями важной генетической информации, заложенной как в структуре минерала, так и в его химическом составе. Поэтому, их изучение, понимание и интерпретация – огромнейший труд, зачастую приносящий великие плоды.

Анализы, приведенные в работе, были выполнены специалистами в «Аналитическом центре геохимии природных систем» ТГУ, г. Томск (аналитики Т.С. Небера, Ю.В. Аношкина, О.В. Бухарова).

Литература Гинзбург А.И., Кузьмин В.И., Сидоренко Г.А. Минералогические исследования в практике геологоразведочнх 1.

работ. – М.: Недра, 1981. – 237 с.

Гордиенко В.В. Гранитные пегматиты (рудные формации, минералого-геохимические особенности, 2.

происхождение, поисково-оценочные критерии) – С-Пб.: Изд-во С-Пб. ун-та, 1996. – 271 с.

Коноваленко С.И., Баева А.А. Химический состав пиральспитов в пегматитах Западной Монголии и 3.

возможность оценки на его базе формационной принадлежности жил // Рудные месторождения. Минералогия.

Геохимия. – Томск: Томский гос. ун-т, 2003. – Вып. 3. – С. 79–92.

Соболев Н.В. Парагенетичекие типы гранатов – М.: Наука, 1964. – 218 с.

4.

Соколов Ю.М., Быкова В.С., Бугрова В.Д. Гранаты как критерий выделения пегматитовых провинций // 5.

Геология и геохронолигия докембрия. – М.: Наука, 1946. – С. 312–322.

Типоморфизм минералов. Справочник / под ред. Л.В. Чернышовой. – М.: Недра, 1989. – 560 с.

6.

ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ СУЛЬФАТНО-КАРБОНАТНЫХ ПОРОД КУНГУРСКОГО ЯРУСА НА ЮГО-ВОСТОКЕ РЕСПУБЛИКИ ТАТАРСТАН Ю.И. Гарипова, Т.Т. Будкевич Научный руководитель профессор Н.Г. Нургалиева Казанский (Приволжский) федеральный университет, г. Казань, Россия В настоящей работе рассмотрено строение и условия образования пород кунгурского яруса на юго востоке Республики Татарстан по данным литологических исследований керна.

На территории Республики Татарстан отложения нижнепермского отдела в полном стратиграфическом объеме имеют небольшое распространение на крайнем востоке и юго-востоке [3]. С этими отложениями связаны запасы высоковязких нефтей и природных битумов в нижнепермском нефтегазоносном комплексе. Изучение структурных и литологических особенностей распределения этих запасов является основой для успешных поисково-разведочных работ на указанные виды углеводородного сырья, а также их дальнейшего освоения. В связи с этим исследование вещественного состава и различных литологических и других резервуарных свойств пород нижнепермских отложений является актуальной задачей.

Объектами исследования в настоящей работе явились разрезы скважины 2084 Подгорной площади (Бавлинское нефтяное месторождение) и скважины 2 Николашкинской площади (Николашкинское нефтяное месторождение). В разрезах скважины 2084 Подгорной площади и скважины 2 Николашкинской площади в составе нижнепермского отдела вскрываются ассельские, сакмарские, артинские и кунгурские отложения, сложенные карбонатными и сульфатно-карбонатными породами с прослоями сульфатных и реже терригенных пород. Общая мощность нижней перми в скв. 2084 составляет 172 м, в скв. 2 – 110 м.

Исследованиями охвачены породы кунгурского яруса, из которых был отмечен наибольший выход керна.

Кунгурский ярус в обеих скважинах сложен доломитом, известняком, ангидритом и гипсом с редкими прослоями глины и песчаника. Общая мощность кунгурских отложений составляет в скв.2084 44 м, а в скв.2 – м. Из кунгурского яруса было отобрано 8 образцов (скв. 2084) и 7 образцов (скв. 2) из слоев, сложенных доломитом светло-серым с включениями гипса, ангидрита, переслаиванием гипса и ангидрита, песчаником темно-серым мелкозернистым и переслаиванием гипса, ангидрита и серого плотного доломита. В скв. 2 – доломитом светло-серым плотным, сильно загипсованным, доломитом слоистым загипсованным с прослоями серых глин, переслаиванием сульфатных и карбонатных пород. По ним были изготовлены шлифы для оптической микроскопии и пробы для электронной микроскопии, которые позволили установить характерные СЕКЦИЯ 2. МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ вещественно-генетические последовательности микропетротипов пород: нижнюю регрессивную (карбонат+гипс ангидрит + песчаник) и верхнюю трансгрессивную (карбонат+гипс-ангидрит+карбонат) [1, 2].

По данным оптической микроскопии образцов скв.2084 было выявлено, что отложения кунгурского яруса представлены доломитом тонкозернистым, загипсованным, с каверновой пористостью первого типа (обр.

1), ангидритом крупнокристаллическим с беспорядочной структурой (обр. 2), доломитом пелитоморфным, загипсованным с включениями гипса и ангидрита, с примесью песчаного материала (обр.3,6,7,8), песчаником мелкозернистым (обр. 4), гипс-ангидритом кристаллическим (обр. 5). Результаты электронной микроскопии подтверждают сульфатизированность образцов скв.2084, а также была выявлена в обр.6 остаточная окисленная нефть в пустотном пространстве доломита пелитоморфного.

По данным оптической микроскопии образцов скв. 2 было выявлено, что отложения кунгурского яруса представлены доломитом пелитоморфным сильно, реже слабо загипсованным (обр. 1, 2, 3). В образцах 4, 5, обнаружены битумные включения и пленки остаточной окисленной нефти (обр. 7). Результаты оптической микроскопии подтверждаются данными электронной микроскопии. Установлены загипсованность образцов, наличие в них углерода, либо пор.

Подобное циклическое строение кунгурского яруса обусловило формирование его устойчивых экранирующих свойств, которые оказались особенно важными для Николашкинского месторождения в связи с тем, что сформированная здесь в кунгурский век сульфатно-карбонатная покрышка надежно перекрывает сакмарско-артинские карбонатные породы – коллекторы, в которых содержатся высоковязкие нефти [5].

Литература Бурлин Ю.К., Конюхов А.И., Карнюшина Е.Е. Литология нефтегазоносных толщ. – М.: Недра, 1991. – 283 с.

1.

Игнатьев В.И. Формирование Волго-Уральской антеклизы в пермский период. – Казань: Издательство КГУ, 2.

1976. – 256 с.

Муслимов Р.Х., Абдулмазитов Р.Г., Хисамов Р.Б. и др. Нефтегазоносность Республики Татарстан. Геология и 3.

разработка нефтяных месторождений. – Казань: Изд-во Фэн, 2007. – Т. 1, 2.

Носарева С.П., Попов В.Г. Гидрогеология в начале XXI века: Материалы Международной конф. – ЮРГТУ 4.

(НПИ). – 2006. – 96 с.

Успенский Б.В., Валеева И.С. Геология месторождений природных битумов РТ. – Казань: Изд-во Гарт, 2008. – 5.

349 с.

ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ГРАНАТА И ТУРМАЛИНА ВНУТРИГРАНИТНЫХ ПЕГМАТИТОВ ТУРКЕСТАНСКОГО ХРЕБТА (КИРГИЗИЯ) В.К. Герасимов Научный руководитель доцент С.И. Коноваленко Национальный исследовательский Томский государственный университет, г. Томск, Россия Герцинские пегматиты Туркестанского пояса (Киргизия) пространственно и генетически связаны с нижнепермскими гранитами каравшинского комплекса. Подавляющее количество пегматитовых тел (до тысяч), в том числе практически все несущие полезную редкометальную минерализацию, интрудированы во вмещающие гранитные массивы породы, где они образуют компактные поля, насчитывающие от десятков до нескольких сотен жил. Значительно меньше пегматитов находится внутри самих гранитов. Чаще всего внутригранитные пегматиты наблюдаются в порфировидных биотитовых гранитах и адамеллитах первой главной фазы внедрения. Гораздо реже они обнаруживаются в мелкозернистых турмалинизированных и грейзенизированных гранитах второй дополнительной фазы.

Минералогия внутригранитных пегматитов пояса изучена заметно хуже, чем отжатых во вмещающие породы, прежде всего потому, что они не несут особой полезной минерализации. К настоящему времени во внутригранитных пегматитах главной фазы обнаружен только ранний бесщелочной рудоразборный берилл в виде довольно крупных (до 15…20 см) призматических кристаллов желтого и голубовато-зеленого цвета. В наиболее дифференцированных телах этих пегматитов в центральной ядерной зоне иногда встречается дополнительно полупрозрачный, опалесцирующий розовый кварц поделочного качества. В пегматитах поздних грейзенизированных гранитов дополнительной фазы полезной минерализации пока не установлено.

Автором изучены внутригранитные пегматиты, залегающие в грейзенизированных гранитах второй дополнительной фазы каравшинского комплекса. Пегматиты образуют жильные тела мощностью от несколько сантиметров до первых метров и протяжённостью 5…50 метров. Они занимают секущее положение относительно ориентировки гнейсоватости гранитов и имеют с последними постепенные переходы. Внутреннее строение жил неясно зональное, блоковое. Обычно они сложены средне – крупнозернистым агрегатом кварца, калиевого полевого шпата с небольшим количеством кислого плагиоклаза, мусковита, граната и турмалина.


Размер выделений минералов увеличивается от зальбандов к центру от миллиметров до нескольких сантиметров, структура жил в этом же направлении меняется от гранитной до мелкоблоковой. Преобладающей минеральной фазой является серый непрозрачный и полупрозрачный дымчатый кварц (до 50 % объёма тел), нередко обнаруживающий характерный гранулированный облик. Он слагает матрицу пегматита и отчётливо ксеноморфен относительно всех остальных минералов жил. Калишпат блоковой зоны белого и серого цвета образует гипидиоморфные выделения размером от первых миллиметров до нескольких сантиметров. Включений других минералов он не содержит. Альбит, мусковит, гранат и турмалин встречаются только в кварце.

Совместных срастаний они не дают. Из второстепенных минералов наиболее распространён турмалин (до 15 % 98 ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И ОСВОЕНИЯ НЕДР объема тел). Он образует конусовидные призматические кристаллы черного цвета размером до 15 см. В призальбандовых частях пегматитовых тел кристаллы обычно имеют директивную ориентировку, однако, к центру она утрачивается и становится хаотичной. Наблюдаются радиально-лучистые сростки (турмалиновые солнца). Гранат окрашен в красно-коричневый цвет. Его выделения (до 1…1,5 см) могут быть ксеноморфными, гипидиоморфными и идиоморфными. В последнем случае кристаллы представлены тетрагонтриоктаэдрами (211) с грубой комбинационной штриховкой на гранях. С помощью микрозонда исследован состав граната и турмалина пегматитов.

Таблица Химический состав (мас.%) турмалина и граната внутригранитных пегматитов Компоненты Сумма Минералы компонентов SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Турмалин 32,03 0,67 30,60 11,43 0,27 1,51 0,11 1,55 0,06 78, Гранат 35,69 - 20,40 25,98 17,09 0,43 0,41 - - 100, Расчёт кристаллохимической формулы турмалина по части катионов, определенных анализом, показывает значительный дефицит щелочей, заполняющих первую структурную позицию А в минерале. Это свидетельствует о принадлежности его к фойтитовой серии структурнодефектных разностей и отражает общий дефицит щелочей в системе во время формирования кварц-мусковитового комплекса пегматитов с гранатом и турмалином, соответствующего в жилах стадии кислотного выщелачивания. Минерал хорошо пересчитывается на четыре минала (% содержания):

шерл – (Na Fe33+ Al6 [Si6O18](BO3)3(OH)3OH) – 57,1 %;

окси-магниевый фойтит – ( (Mg Al2) Al6 [Si6O18] (BO3)3(OH)3O) – 34,7 %;

окси-фойтит – ( (Fe2+ Al2)Al6 [Si6O18] (BO3)3(OH)3O) – 6,2 %;

гидрокси-увит – (Ca Mg3 (Mg Al5) [Si6O18](BO3)3(OH)3OH) – 2,0 %.

Из этих данных видно, что турмалин пегматитовых жил представлен двумя резко доминирующими миналами – шерловым и окси-магниевофойтитовым.

Гранат пегматитов, в свою очередь, хорошо пересчитывается на двухминальный альмандин спессартиновый состав с преобладанием альмандинового минала (56,4 % против 40,6 % для спессартинового компонента). Кроме них в гранате присутствуют небольшие примеси пиропового и гроссулярового компонентов (по 1,5 % каждого). Показательно, что в гранате редкометальных жил, залегающих не в гнейсовидных гранитах, а во вмещающих их сланцах соотношение спессартинового и альмандинового миналов всегда обратное.

Выполненные исследования свидетельствуют о том, что особенности состава граната и турмалина внутригранитных жил типоморфны, а это, в свою очередь, позволяет использовать их при поисках и оценке пегматитов.

КОМПЬЮТЕРНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ГИПЕРГЕННОГО ПРЕОБРАЗОВАНИЯ РУДНЫХ МИНЕРАЛОВ В ОТВАЛЬНЫХ ХВОСТАХ «СОЛНЕЧНОГО ГОКА»

(КОМСОМОЛЬСКИЙ РАЙОН) О.А. Горчаков Научный руководитель доцент Р.А. Кемкина Дальневосточный федеральный университет, г. Владивосток, Россия В процессе отработки месторождений часть рудного вещества, не являющаяся основным промышленным компонентом, оказывается на поверхности земли, где подвергается окислению, растворению, преобразованию в другие минеральные формы и водные растворы, самопроизвольная миграция которых существенно влияет на экологическую обстановку на прилегающих территориях. Известно, что многие металлы кроме промышленной ценности характеризуются также и различной степенью токсического воздействия как на биосферу в целом (животный и растительный мир), так и на человека, в частности. В этой связи, с целью выяснения, какие из токсичных элементов свяжутся в новые минеральные (твердые) фазы, а какие перейдут в раствор и в каких количествах, было выполнено компьютерное моделирование трансформации рудных минералов в условиях гипергенеза (т.е. повышенной аэрации и обводненности), складированных в хвостохранилищах Солнечного ГОКа.

Минералого-геохимические исследования лежалых песков хвостохранилищ Солнечного ГОКа показали, что они содержат более 50 рудных минералов, относящихся к сульфидам, сульфосолям, вольфраматам и реже оксидам, которые содержат широкий спектр элементов: Cu, Pb, Cd, Zn, Fe, Sb, As, Bi, In, Co, Ni, Ga, Sc, Sr, и др. Многие из этих элементов согласно ГОСТ 17.4.1.02-83 относятся к 1 и 2 классам опасности. Таким образом, эти рудные минералы, будучи невовлеченными в промышленное освоение, представляют собой реальный и потенциальный источник загрязнения окружающей среды.

Моделирование проводилось с помощью программного продукта «Селектор-Windows» (адаптированная для операционных систем Windows версия продукта «Селектор-С», разработчики И.К. Карпов, К.В. Чудненко, В.А. Бычинский). Следует отметить, что в основу компьютерного моделирования гипергенного минералообразования, происходящего в результате химических реакций в системе вода (раствор) – горная порода (минерал), положены представления об изменении свободной энергии Гиббса (G) и стремлении ее к СЕКЦИЯ 2. МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ минимуму. Энергия Гиббса (G) – термодинамическая функция состояния системы, являющаяся критерием ее равновесности и направленности реакций, определяется изменениями изобарно-изотермического потенциала (т.е. интегральными функциями энтальпии – H, энтропии – S и температуры – T). При термодинамических расчетах химических реакций минералообразования обычно используют предварительно рассчитанные значения изменения стандартного изобарно-изотермического потенциала образования химического соединения путем реакции из простых веществ. Программа «Селектор-Windows» не рассчитывает реакции, а находит глобальный минимум того или иного термодинамического потенциала, т. е. минимум функции свободной энергии Гиббса и вычисляет на этой основе минеральный парагенезис. При этом, метод минимизации энергии Гиббса подразумевает как равновесие водного раствора с его компонентами и минералами, выпадающими из него, так и равновесие раствора и выпадающих из него минералов с первичной породой (минералом).

Не вдаваясь в детали методического и математического описания принципа минимизации G, отметим, что с помощью программы «Селектор-Windows» можно выяснить некоторые физико-химические особенности необратимых процессов минерального преобразования, в том числе и в условиях гипергенеза, а также рассчитать объемы многих токсичных элементов, выносимых из хвостохранилищ, и определить степень потенциальной экологической угрозы.

При моделировании процессов гипергенного преобразования рудных минералов из отходов обогащения руд оловянных месторождений Комсомольского района были рассмотрены два варианта задач – поведение отдельного минерала во взаимодействии с атмосферными водами, а также их совокупности, с целью определения потенциальной токсической опасности конкретного минерала и, соответственно, их естественной ассоциации.

При этом, в каждом варианте были смоделированы по две системы – приповерхностная (резервуар 1), включая атмосферную воду, приведенную в равновесие с атмосферой + минерал (группа минералов), и более глубинная (резервуар 2), состоящая из просачивающегося из первой системы раствора, обедненного растворенным кислородом, но обогащенного различными ионами + минерал (группа минералов). Для всех моделей были выбраны единые термо-барометрические условия – Т = 250С и Р = 1 атм.

Результаты моделирования показывают, что в обоих вариантах (будь то один минерал или минеральная ассоциация) наибольшую экологическую опасность представляет первая (т.е. приповерхностная) система, в которой в результате окислительных процессов и растворения в водный раствор поступает наибольшее количество токсичных металлов. Например, окисление 1 моля кадмийсодержащего сфалерита Zn0.76Fe0.20Mn0.01Pb0.0006Cu0.009Sn0.0006Cd0.003In0.0001S1.01 (94,62 г) в 0,7 т воды, приведенной в равновесие с атмосферой, приводит к тому, что минерал полностью растворяется с образованием новой минеральной фазы бианкита – ZnSO4. 6H2O (204,85 г). Большая же часть исходного минерала в виде катионов Cd+2, CdO, CdOH+, Cu+2, CuO, CuOH+, Fe+2, Fe+3, FeO+, FeOH+, HFeO2, HInO2, In+3, InO+, InOH+2, Mn+2, Mn+3, MnOH+, MnSO4, Pb+2, PbOH, и анионов HSO4-, SO4-2 переходит в раствор, pH которого снижается до 1,1588 за счет высокой концентрации анионов серной кислоты (24,246 мг/кг H2O или мг/литр воды). Количество ионов, например, кадмия составляет 0,34, а свинца – 0,124 мг/литр воды. Принимая во внимание предельно-допустимые концентрации этих элементов (Cd+2 – 0,005, а Pb+2 – 0,001 мг/литр воды), можно заключить, что при растворении одного моля сфалерита концентрация только двух упомянутых элементов будет превышать ПДК для рыбохозяйственных водоемов, соответственно, в 68 и 124 раза.

Если окислению и растворению подвергается не отдельный минерал, а их естественная ассоциация, то степень воздействия токсичных элементов на окружающую среду возрастает на несколько порядков.

Подтверждением могут служить данные моделирования одновременного процесса окисления всех вышеперечисленных рудных минералов, взятых в мольных количествах, пропорциональных их содержаниям в отвалах хвостохранилищ, в 0.7 т воды, уравновешенной с атмосферой.

В результате такого взаимодействия около одной пятой исходной минеральной смеси (19,9 % или 279379 г) преобразуется во вторичные минералы: куприт (Сu2O), ковеллин (CuS), окисный сульфат висмута (Bi2(SO4)3), гематит (Fe2O3), англезит (PbSO4), пиролюзит (MnO2), азурит (Сu3[СO3]2(OH)2), бианкит (ZnSO 6H2O), оксид сурьмы (Sb2O5), малахит (Cu2[CO3](OH)2) и ряд других. Оставшаяся часть переходит в раствор в виде различных ионов AgCO3-, Ag+, AgF, AgNO3, AgOH, AsO4-3, B(OH)3, BF4-, BO2-, Bi+3, BiO+, BiO2-, BiOH+2, CO2, O3-2, Cd+2, CdF+, CdF2, CdOH+, Co+2, Co+3, CoF+, CoO, CoOH+, CoOH+2, Cu+, Cu+2, CuF+, CuO, CuOH+, F-, Fe+2, Fe+3, FeF+, FeF+2, FeO+, FeOH+2, Ga+3, GaO+, GaO2-, GaOH+2, H2AsO4-, H3AsO4, HAsO4-2, HBiO2, HCO3-, HF, HF2-, HFeO2, HGaO2, HNO2, HNO3, HNbO3, HSiO3-, HTlO2, HWO4-, InF+2, K+, KOH, Mn+2, Mn+3, MnF+, MnOH+, NO2-, NO3-, Na+, NaF, NaHSiO3, NaOH, NbO3-, Ni+2, NiF+, NiOH+, O2, Pb+2, PbF+, PbF2, PbO, PbOH+, Sc+3, ScO+, SiF6-2, SiO2, SrHCO3+, Sr+2, SrF+, SrOH+, Tl+, TlF, TlO+, TlOH+2, TlOH, WO4-2, Zn+2, ZnF+, ZnO, ZnOH+, OH-, H+, суммарная концентрация которых составляет 51,36 г/л воды. Вытекая ежеминутно и ежедневно в виде дренажных вод, эти высокоминерализованные поровые растворы выносят из хвостохранилищ широкий спектр промышленно важных химических элементов. Вполне естественно и то, что высокие концентрации анионов мышьяковой, азотной и серной кислот приводят к понижению рH раствора до 2,4666, превращая его, по сути, в сильнокислый раствор, а ПДК для сульфатов (в частности для SO4-2) составляет 100 мг/л, т.е. концентрация анионов серной кислоты превышает допустимую норму более чем в 40 раз.

Исходя из природно-климатических условий района расположения хвостохранилищ (среднегодовое количество атмосферных осадков, среднегодовые температуры воздуха, количество дождливых и солнечных дней и т.д.) и полученных данных моделирования по вещественному составу и содержанию элементов в поровых растворах, можно рассчитать прогнозные количества токсичных элементов, выносимых дренажными водами из хвостохранилищ в местную гидросеть в течение одного года. Так, из хвостохранилищ Солнечного ГОКа в течение года выносится (в кг): Fe – 0,3013, Cu – 9,583, Zn – 1493,552, Pb – 188,176.

100 ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И ОСВОЕНИЯ НЕДР В процессе физико-химических трансформаций первичных рудных минералов, кроме новообразованных минеральных фаз (в основном представители классов сульфатов, карбонатов, арсенатов, оксидов и гидроксидов), образуются высокоминерализованные водные растворы, содержащие в виде простых и сложных ионов, а также комплексных анионов широкий спектр химических элементов, в том числе и токсичных, которые с дренажными водами поступят в окружающую среду.

ПЕТРОСТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИНА В ДУНИТАХ АГАРДАГСКОГО МАССИВА (ЮВ ТЫВА) К.И. Гуммер Научный руководитель профессор А.И. Чернышов Национальный исследовательский Томский государственный университет, г. Томск, Россия Агардагский массив является наиболее крупным в составе Южно-Тувинского пояса и структурно приурочен к Агардагской шовной зоне, которая отделяет Сангиленский срединный массив от раннекаледонской Восточно-Таннуольской складчатой зоны [1]. Агардагский ультрамафитовый массив представляет собой линзообразное тело длиной около 20 км при ширине до 3,5 км, вытянутое в северо-восточном направлении согласно со складчатой структурой региона. С вмещающими породами ультрамафиты имеют тектонические контакты, которые осложнены тектоническими клиньями кристаллических сланцев и отторженцами ультрамафитов в породах обрамления. В зонах контакта ультрамафиты и вмещающие их сланцы интенсивно рассланцованы.

На ранних стадиях протометаморфического этапа в ультрамафитах сформировались структуры преимущественно северо-западного простирания, которые дисконформны к структуре вмещающих пород [3].

Деформация ультрамафитов протекала в условиях высокотемпературного пластического течения, при этом формирование ранней деформационной структуры связано с интенсивным деплетированием мантийного субстрата, что сопровождалось сегрегированием хромитовых тел под структурным контролем. На заключительных этапах преобразования ультрамафитов пластические деформации носили синметаморфический характер в условиях более низких температур и высоких скоростей деформации и приводили к формированию конформных структур. Эти деформации отражали перемещение и консолидацию ультрамафитов в земной коре, что сопровождалось деструкцией и переориентацией хромитовых тел.

Петроструктурные исследования направлены на выявление петроструктурных узоров оптических ориентировок оливина в дунитах с целью выявления механизмов и термодинамических условий их пластического деформирования и их связи с внутренней структурой массива.

В процессе исследований нами изучался ориентированный образец дунита из юго-западной части массива (обр. 15018). Для дунита характерна средне-, крупнозернистая протогранулярная структура с фрагментами грубозернистой. Размер зерен оливина преимущественно 3…8 мм, иногда до 20 мм и более. Форма зерен субизометричная, часто неправильная, нередко удлиненная. Границы зерен обычно плавные изогнутые, заливообразные. Дунит в значительной степени пластически деформированный, для него характерно резко выраженное неоднородное волнистое и субблоковое погасание, часто проявляются многочисленные полосы пластического излома, которые обусловлены внутрикристаллическим неоднородным трансляционным скольжением. В отдельных участках отмечается порфирокластез с образованием тонкозернистых мозаичных агрегатов оливина по границам зерен, либо проникающий в их внутренние части. Для зерен оливина устанавливаются две системы минеральной уплощенности: субгоризонтальная (S0) и субмеридиональная с падением на юго-запад (S1).

Для зерен оливина выявляются предпочтительные петроструктурные узоры ориентировок кристаллооптических осей Ng, Nm и Np, которые тесно связаны с плоскостями уплощенности зерен оливина (S и S1), а также с минеральной линейностью (L) (рисунок).

Оси Ng локализуются в максимум высокой плотности (14 %), который отражает преимущественное горизонтальное расположение осей в ССЗ-ЮЮВ (субширотном) направлении. Этот максимум находится в плоскостях минеральной уплощенности (S0 и S1) и совмещается с линейностью L. Отмечается тенденция максимума к растягиванию в пояс в плоскостях уплощенности S 0 и S1. Оси Nm образуют субвертикальный пояс, нормально максимуму осей Ng II L. В нем отчетливо выделяются два локальных максимумов с высокой плотностью (8 % и 10 %), которые, соответственно, располагаются в плоскостях минеральной уплощенности S0 и S1. При этом, наиболее сильный максимум Nm обнаруживает тенденцию к растягиванию в пояс в плоскости S1.

Оси Np имеют более строгий узор, они образуют вертикальный пояс концентрации нормальный Ng II L. В поясе также наблюдаются два локальных максимума высокой плотности (6 % и 8 %), которые располагаются нормально плоскостям минеральной уплощенности (S0 и S1). (S0 и S1).

СЕКЦИЯ 2. МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ Nm Np Ng S1 S L Рисунок. Диаграммы ориентировки кристаллооптических осей оливина в дуните (обр. 15018).

Диаграммы построены по 100 замерам кристаллооптических осей минералов. Изолинии:

1…2…4…6…8…10…12…14 % на 1 % сетки Шмидта. Проекция на верхнюю полусферу.

Точечные линии – плоскости минеральной уплощенности (S0 и S1), L – линейность Анализ полученных петроструктурных узоров ориентировок оливина позволил выделить два этапа их формирования. На раннем этапе дунит претерпел высокотемпературную рекристаллизацию отжига под структурным контролем внешнего поля напряжения, которое фиксируется вертикальным максимумом осей Np.

При этом, происходил рост свободных от напряжения зерен оливина с образованием минеральной уплощенности S0 и образованием крупно- и грубозернистой протогранулярной структуры [2].

На последующем этапе дунит претерпел существенные пластические деформации, которые осуществлялись, главным образом, высокотемпературным трансляционным скольжением в оливине по системам (010)[100] и {0kl}[100]. При этом, направление пластического течения в дуните отражает минеральная линейность, совмещенная с максимум осей Ng II [100]. Пластическое течение осуществлялось в условиях осевых деформаций в режиме снижения температур (от 900) при высоких скоростях (10-4с-1) [4]. В таких условиях пластические деформации протекали в условиях неоднородного скольжения и сопровождались искажением кристаллической структуры оливина, что находит отражение в резко выраженном неоднородном погасании и появлении многочисленных полос пластического излома, а также в частичном порфирокластезе.

Таким образом, полученный петроструктурный узор ориентировки оливина в дуните образовался в результате высокотемпературной пластической деформации и связан с наиболее ранним этапом формирования внутренней структуры массива, контролирующим локализацию хромитового оруденения.

Литература Пинус Г.В., Колесник Ю.Н. Альпинотипные гипербазиты юга Сибири. – М.: Наука, 1966. – 210 с.

1.

Чернышов А.И. Ультрамафиты (пластическое течение, структурная и петроструктурная неоднородность). – 2.

Томск, 2001. – 216 с.

Чернышов А.И., Гончаренко А.И., Кужугет К.С., Ойдуп Ч.К. Петроструктурная эволюция гипербазитов 3.

Агардагского массива (Южная Тува) и ее роль в локализации хромитового оруденения // Вопросы геологии Сибири. – Томск: Изд-во Том. ун-та, 1992. – Вып. 1. – С. 132–136.

Nicolas A., Poirier J.P. Crystalline plasticity and solid state flow in metamorphic rocks. – New York: Wiley 4.

Interscience, 1976. – 444 p.

ИССЛЕДОВАНИЕ ЖЕЛЕЗО-МЕДНОГО ОРУДЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ТОЛЩ КАРЬЕРА ЯБЛОНЕВЫЙ ОВРАГ Д.А. Гурьянов Научные руководители доцент В.В. Гусев, Е.Э.Татаринова Самарский государственный технический университет, г. Самара, Россия Целью данной работы было определение минерального состава железо-медного оруденения Яблоневого оврага. Данное исследование является составной частью работ по изучению осадочных толщ Самарской Луки и генезиса рудопроявлений в них.



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 45 |
 





 
© 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.