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:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 6 |
-- [ Страница 1 ] --

ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ:

АКТУАЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ ГЕОЛОГИИ

ГЛАЗАМИ МОЛОДЫХ УЧЕНЫХ И СТУДЕНТОВ

Материалы российской конференции студентов,

аспирантов и молодых ученых,

посвященной «Году Планеты Земля»

Москва, 6-7 апреля 2009 г.

Том 2

Актуальные проблемы геохимии

Инженерная геология. Геокриология. Гидрогеология

Издательство Московского университета

2009

УДК 55

ББК 26

П37 Печатается по решению Ученого совета Геологического факультета МГУ имени М.В.Ломоносова Редколлегия:

А.В.Бовкун, В.О.Япаскурт, А.Ю.Бычков, С.К.Николаева, Т.А.Барабошкина, И.Ю.Григорьева, Л.Т.Роман, А.В.Лехов, М.А.Гончаров, Н.В.Лубнина, Б.В.Георгиевский, А.М.Никишин, В.И.Старостин, О.В.Крылов, Е.В.Соболева, М.Н.Щербакова, А.П.Ермаков, И.В.Лыгин, И.Н.Модин Оргкомитет конференции:

председатель – академик Д.Ю.Пущаровский, декан Геологического факультета МГУ, заместители председателя – профессор Е.А.Вознесенский, доцент Н.В.Лубнина, члены оргкомитета – М.С.Чернов, И.В.Лыгин, Р.В.Веселовский, Е.А.Волкова, Т.В.Кузнецова, П.Ю.Плечов, Е.И.Блюмкин Генеральный спонсор конференции – ExxonMobil Exploration Организатор конференции – Геологический факультет МГУ имени М.В. Ломоносова Планета Земля: актуальные вопросы геологии глазами молодых П37 ученых и студентов. Материалы российской конференции студентов, аспирантов и молодых ученых, посвященной «Году Планеты Земля», г.Москва, 6-7 апреля 2009 г., том 2. – М.: Изд-во МГУ, 2009. – 227 с.

ISBN 978-5-211-05704- Сборник материалов конференции включает доклады молодых специалистов в различных областях наук

о Земле из академических, учебных и производственных организаций России, представленные на российской конференции студентов, аспирантов и молодых ученых, посвященной «Году Планеты Земля», проходившей 6-7 апреля 2009 года на Геологическом факультете МГУ имени М.В.Ломоносова, г.Москва. Большинство статей посвящено решению не только специальных проблем геологии, но также имеет общенаучное – прикладное и методологическое значение.

Сборник будет полезен широкому кругу студентов, аспирантов и научных работников геологических и смежных специальностей.

УДК ББК © Авторский коллектив, © Геологический факультет МГУ, © Короновский Н.В., рисунок на обложке, ISBN 978-5-211-05704- АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОХИМИИ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИЗУЧЕНИЕ ФАЗОВЫХ ОТНОШЕНИЙ В СИСТЕМЕ SI-AL-NA-LI-F-H2O ПРИ T=800 C И Р=1КБАР Алферьева Яна Олеговна Геологический ф-т МГУ, Москва, YanaAlf@ya.ru Аннотация. Проведенные исследования дают ключ к пониманию условий образования богатых фтором пород, таких как криолит содержащие граниты, Li F граниты, фтористые разновидности нефелиновых сиенитов и сиенитов.





Экспериментально получены поля стабильности криолита, топаза, виллиомита и алюмофторидного расплава в равновесии с алюмосиликатным расплавом различного состава. Основанием для экспериментов послужило ранее проведенное исследование фазовых равновесий в аналогичной системе без лития. [2] Введение лития в систему значительно расширило поле стабильности алюмофторидного расплава, находящегося в условиях эксперимента в равновесии с алюмосиликатным расплавом, т.е. поле жидкостной несмесимости в системе. Полученный алюмофторидный расплав является эффективным концентратором многих рудных компонентов (Li, W, Mo и др. ). Процесс его образования в природе может служить решающим фактором для концентрирования, а в конечном итоге, формирования месторождений этих элементов.

Методика эксперимента. Опыты проводили в платиновых ампулах закалочным методом на гидротермальной установке высокого давления с внешним нагревом и холодным затвором при температуре 800о C и давлении. килобар. Точность поддержания давления и температуры составляла ±30 бар и ±5о С соответственно. Продолжительность экспериментов 7 суток. Исходные вещества для опытов готовили используя реактивы NaAlO2, AlF3, NaF, LiF, Na3AlF6. Количество воды составляло 7% от массы навески, при таких содержаниях система насыщена водой.

Содержания главных компонентов и фтора в фазах определялись с помощью микрозондового комплекса на базе растрового электронного микроскопа «Jeol с комбинированной системой ISM-6480LV»

рентгеноспектрального микроанализа, объединяющей энергодисперсионный «INCA-Energy 350» и волновой дифракционный спектрометр « INCA-Wave 500»

на кафедре петрологии МГУ. Флюидная фаза не исследовалась.

Анализы лития были выполнены во ВСЕГЕИ при помощи измерительного комплекса, который состоит из ICP масс-спектрометра Element-2, оснащенного источником ионов с индуктивно-связанной плазмой и системы лазерного пробоотбора DUV193, оснащенной ультрафиолетовым лазером COMPex- (длина волны 193 нм). Диаметр пучка лазера составлял от 10 до 250 мкм, частота следования импульсов – от 2 до 20 герц. В качестве «внешнего» стандарта использовалось эталонное стекло NIST-611 с концентрациями элементов ~ ppm.

Результаты экспериментов. Продукты разных экспериментов содержат следующие фазы: алюмосиликатное стекло (L), криолит, топаз, виллиомит, продукты закалки алюмофторидного расплава (LF), корунд.

Алюмосиликатное стекло в подавляющем большинстве случаев является фазой, занимающий значительный объем образца и цементирующей все остальные фазы, т.е. условия экспериментов относятся к ликвидусу системы.

Поле стабильности алюмосиликатного расплава в условиях эксперимента ограничено равновесием с кварцем в наиболее кремнекислой части системы, топазом – в глиноземистой и богатой кремнеземом, муллитом и корундом – в глиноземистой и бедной кременеземом. Часто в стеклах равномерно по всему их объему распределены скелетные (дендритные) кристаллы фторидов щелочей, которые рассматриваются как закалочные. Алюмосиликатное стекло, образующееся в кварц нормативной области системы, как правило, не содержит закалочных фаз и представляет собой однородную хорошо поддающуюся полировке фазу. В нефелин нормативной области алюмосиликатное стекло несколько хуже поддается закалке и содержит большое количество мелких кристаллов.





Кварц образуется в равновесии с самыми кремнекислыми составами алюмосиликатного расплава. Он лимитирует насыщение расплава кремнием на уровне 21-22 ат. %. При дальнейшем увеличении содержания SiO2 в системе растет только количество кристаллов кварца, а содержание кремнезема в алюмосиликатном стекле не изменяется. Кварц в продуктах опытов образует небольшие (3-4 мкм) хорошо ограненные кристаллы, равномерно распределенные по всему объему.

Корунд представлен удлиненными микролитами, размером 1-3 мкм и образует скопления в алюмосиликатном стекле. Кристаллы корунда не поддаются анализу на микрозонде из-за малых размеров. Наличие этого минерала в продуктах экспериментов устанавливалось при помощи рентгенофазового анализа. Появление корунда свидетельствует о насыщении алюмосиликатного расплава алюминием. По составам алюмосиликатных стекол, сосуществующих с корундом, проведена граница максимально богатого алюминием алюмосиликатного расплава (11-14 ат.%).

Криолит в литиевой системе стабилен только в равновесии с самыми кремнекислыми составами расплавов. В отличие от безлитиевой системы, где криолит находился в равновесии как с кварц-, так и с нефелин нормативными составами алюмосиликатного расплава с различной агпаитностью, с вариациями атомного отношения (Na)/(Na+Al) от 0,4 до 0,7, поле стабильности криолита в литий содержащей части системы установлено только в кварц нормативной области. Оно значительно сужено за счет расширения поля устойчивости алюмофторидного расплава. Криолит в продуктах опытов представлен округлыми кристаллами. По округлым формам сечений кристаллы криолита очень похожи на глобули фторидного расплава, за которые их первоначально и принимали. Следующие характерные отличия убеждают в том, что это монокристаллы:

(а) выделения криолитоподобной фазы на 2 порядка меньше (30-40 мкм) капель фторидного расплава и, в отличие, от них имеют устойчивый размер;

(б) кристаллы не демонстрируют признаков накопления в верхней части ампулы;

(в) на рентгенограммах образцов с криолитоподобной фазой проявлены главные отражения криолита, а картина дифракции электронов характерна для его монокристаллов;

(г) в отличие от сложной полиминеральной структуры глобулей, закаленных из фторидной жидкости, кристаллы имеют однородное внутреннее строение и выдержанные атомные соотношения (Na+K) / Al / F, близкие к 3 / 1 / 6 (стехиометрии криолита).

Алюмофторидный расплав плохо поддается закалке, и представлен агрегатом закалочных кристаллов. Продукты закалки алюмофторидного расплава, как правило, формируют округлые выделения (глобули) с вариациями размеров поперечного сечения от 5 мкм до 2 мм. В некоторых случаях они образуют сплошной слой, расположенный в верхней части ампулы, который часто несет следы слияния капель расплава. Закалочные фазы представлены криолитом, криолитионитом, LiF, хиолитом.

Топаз представлен удлиненными микролитами, размером 1-3 мкм и образует скопления в алюмосиликатном стекле. Наличие этого минерала в продуктах опытов устанавливалось при помощи рентгенофазового анализа.

Присутствие виллиомита в продуктах экспериментов также определялось при помощи рентгенофазового анализа.

Обсуждение результатов. Условия насыщения системы фтором обуславливают появление на ликвидусе системы фторидных фаз, равновесных с алюмосиликатным расплавом. При обнаружении в продуктах экспериментов криолита, виллиомита, продуктов закалки алюмофторидного расплава и топаза считалось, что насыщение фтором алюмосиликатного расплава достигнуто.

Основным результатом проведенного экспериментального исследования системы Si-Al-Na-Li-F-H2O стало обнаружение обширного поля жидкостной несмесимости алюмосиликатного и алюмофторидного расплавов. Жидкостная несмесимость в безлитиевой части системы уже была обнаружена ранее [2], но поле сосуществования двух расплавов было значительно меньше и не распространялось на агпаитовые и кварц нормативные составы алюмосиликатного расплава. Увеличение поля стабильности алюмофторидного расплава в литий содержащей части системы происходит за счет уменьшения поля устойчивости криолита. Криолит как устойчивая фаза сохраняется только в равновесии с самыми кремнекислыми кварц нормативными составами алюмосиликатного расплава. В области составов с высокой агпаитностью и низкой кремнекислотностью виллиомит, как и в безлитиевой части системы, остается устойчивой фазой, равновесной с алюмосиликатным расплавом. В присутствии лития топаз находится в равновесии с кварц нормативными плюмазитовыми расплавами. Равновесие алюмосиликатного и алюмофторидного расплавов установлено для плюмазитовых и агпаитовых, кварц и нефелин нормативных составов алюмосиликатного расплава. Состав солевого расплава LF напрямую зависит от состава сосуществующего алюмосиликатного расплава, по отношениям Al/Na он колеблется примерно от 20/80 до 50/50. Алюмофторидные расплавы, сосуществующие с кварц нормативными и агпаитовыми нефелин нормативными алюмосиликатными расплавами, имеют относительно низкие отношения Al/Na: в среднем 25/75, что примерно соответствует стехиометрии криолита. От криолита, помимо структурных особенностей, эти расплавы отличаются повышенным содержанием фтора и лития. В алюмофторидных расплавах, равновесных с нефелин нормативными плюмазитовыми алюмосиликатными расплавами, отношение Al/Na изменяется в пределах от 40/60 до 50/50.

Поведение лития в изучаемой LiNa части системы может быть охарактеризовано коэффициентом разделения Li между алюмосиликатным расплавом L и фторидными фазами, представленными щелочным алюмофторидным (солевым) расплавом LF или кристаллами криолита Cry.

Значения Кр=CLiL/CLiLF(Cry) всегда меньше единицы, что говорит о накоплении лития во фторидных фазах. При этом значения Кр для равновесных фаз L—Cry изменяются в пределах 0,30-0,43, а для фаз L—LF – 0,07-0,17, т.е.

алюмофторидный расплав эффективнее концентрирует литий, чем криолит.

Фазовый переход от кристаллов криолита к солевому расплаву Cry-LF происходит при содержании лития во фторидной фазе около 10 ат%.

0. -а 0. -б 0. 0. 0. = Ka 1. 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0. Рис.1 Проекция Si-Al-Na на основание призмы Si-Al-Na-F составов алюмосиликатных стекол, насыщенных фтором.

Условные обозначения: 1 – граница устойчивости алюмосиликатного расплава и его составов, равновесных с различными фторидными фазами в безлитиевой части системы;

2-3 – тоже в литиевой части системы (2-достоверные границы, 3-границы, требующие дополнительного уточнения).

а- поле стабильности алюмосиликатного расплава, равновесного с данной фторидной фазой в литиевой части системы, б- тоже в безлитиевой части системы.

Кружки – валовые составы криолит содержащих гранитов, полученные по литературным данным, массивов Ивигтут (Гренландия) [4,5], Питинга (Бразилия)[1], Улуг-Танзек (Тува)[3], Уругудей-Утуликской интрузивно-дайковой серии хребта Хамар-Дабан (Прибайкалье) [1].

Экспериментально доказана возможность образования как Cry, так и фазы LF в равновесии с алюмосиликатным расплавом как агпаитового, так и плюмазитового состава. Этот факт объясняет присутствие криолита как в плюмазитовых лейкогранитах (например, в Уругудей-Утуликской интрузивно дайковой серии хребта Хамар-Дабан, Прибайкалье) [1], так и более распространенное в агпаитовых гранитах ряда месторождений (Ивигтут, Южная Гренландия;

Питинга (Бразилия);

плато Джос, Северная Нигерия;

Улуг-Танзек, Тува;

Катугин, Вост.Сибирь и др.) [2].

Проведенное сопоставление экспериментально полученных результатов с природными данными дает основание полагать, что литий содержащая система с большей достоверностью описывает природные объекты, чем безлитиевая ее часть. Во-первых, введение в систему лития исключает появление нефелин нормативных составов алюмосиликатного расплава в равновесии с криолитом.

Как известно, все криолит содержащие породы являются кварц нормативными.

Во-вторых, экспериментально полученное поле устойчивости криолита в литий содержащей части системы отвечает составам криолит содержащих гранитов.

Литература:

1. Антипин В.С., Савина Е.Ф., Митичкин М.А. Геохимия и условия образования редкометальных гранитов с различными фторсодержащими минералавми (флюорит, топаз, криолит) // Геохимия. 2006. № 10. С.1040 1052.

2. Граменицкий Е.Н., Щекина Т.И., Девятова В.Н. Фазовые отношения во фторсодержащей гранитной и нефелин-сиенитовой системах и распределение элементов между фазами. М.: ГЕОС. 2005. 186 с.

3. Солодов Н.А., Усова Т.Ю., Осокин Е.Д. и др. Нетрадиционные типы редкометального минерального сырья. М. Недра. 1991. 247 с - с 31.

4. Beiley J.C. Geology and geochemestry of the Ivigtut granite // Bul. Geol. Soc.

Denmark. 1980. V.22. P. 1-45.

5. Goodenough K.M., Upton B.G.J., Ellam R.M. Geochemical evolution of the Ivigtut granite, South Greenland: a fluorine-rich A-type intrusion // Lithos.

2000. № 51. P. 205-221.

ГЕОТЕРМОМЕТРЫ, ОПИСЫВАЮЩИЕ КРИСТАЛЛИЗАЦИЮ СИЛИКАТОВ ИЗ БАЗИТОВЫХ МАГМ В ШИРОКОМ ДИАПАЗОНЕ СОСТАВОВ И ДАВЛЕНИЙ Арьяева Надежда Сергеевна Геологический ф-т МГУ. Москва, aryana_@mail.ru 1. Расчт равновесий расплав-тврдые фазы в лучшем на сегодня программном комплексе КОМАГМАТ [1] осуществляется с использованием геотермометров для силикатных минералов вида lnK==(A+*Р)/T+B (1) где К – константа реакции образования минала какой-либо кристаллической фазы, Р – давление в кб, Т – абсолютная температура, А, и В – константы. А и В определяются путм обработки экспериментальных данных методами регрессионного анализа. Корректная процедура моделирования процессов в вулканических или интрузивных камерах предполагает предварительную настройку системы геотермометров на тот диапазон составов расплавов, в пределах которого находятся моделируемые объекты. Это означает, что применяемая в КОМАГМАТ’е оценка константы равновесия зависит от содержаний не только участвующих в реакции, но и других компонентов.

Главным препятствием для корректного определения значений коэффициента при давлении считается малая длительность экспериментов, не гарантирующая равновесного распределения компонентов между тврдыми фазами и расплавом [1]. определяется по существу на «глазок» путм подбора значений, воспроизводящих температуры ликвидуса в сериях экспериментов с одинаковым стартовым составом в диапазоне давлений. Такой способ ограничивает возможность статистически достоверной оценки влияния давления на температуры ликвидуса и составы кристаллизующихся фаз.

2. Для устранения вышеупомянутых ограничений в программе КриМинал [2], перебрав ряд подходов к учту состава системы при расчте константы равновесия, мы остановились на следующем виде уравнения геотермометра A P Al n B CT D lg fO E ln FR J i X i ln K (2) Si T i где fO – летучесть кислорода, R=ln[(Na+K)Al/Si2], Xi – мольная доля i-ого компонента расплава, n – количество учитываемых компонентов, C, D, E, F, Ji – коэффициенты при соответствующих переменных. Параметры Al/Si и R предложены [1] для уточнения оливиновых и плагиоклазовых геотермометров соответственно. Коэффициенты при переменных найдены путм минимизации методом Ньютона суммы квадратов разностей между экспериментальными и расчтными составами тврдых фаз.

При выводе коэффициентов для уравнений в диапазоне давлений мы воспользовались статистическим правилом, гласящим, что одинакового результата по наджности и точности можно достичь путем либо ограниченного числа измерений высокой точности, либо используя большое количество измерений невысокой точности. В связи с этим из базы данных ИНФОРЕКС для каждого из силикатов (оливин, плагиоклаз, авгит, ортопироксен и пижонит) были отобраны «сухие» эксперименты длительностью не менее 10 часов в интервале давлений от 1 атмосферы до 15 кб. Размеры выборок лежат в пределах от 250 для плагиоклаза до 300-400 для цветных минералов.

Тривиальный, вообще говоря, способ учта влияния давления и состава расплава на величину константы равновесия, используемый в уравнении (2), привл, тем не менее, к нетривиальным результатам. Прежде всего, отметим существенные различия в величинах для разных миналов одного и того же минерала. В качестве примера мы приводим некоторые результаты для оливина.

В табл.1 приведены значения коэффициентов в уравнении (2).

Представленные гистограммы и графики (рис. 1-3) свидетельствуют о том, что разности между экспериментальными и расчетными температурами и содержаниями миналов распределены по нормальному закону при средних значениях, близких к нулю (см. табл.2).

Для других минеральных фаз картина сходная.

Табл.1. Значения коэффициентов в уравнении (2) для оливина.

Al Fe2+ Fe3+ Mg Ca Na А В Е Si Ti K 1711.22 1.82 0.19 2.24 5.11 2.55 1.90 3.79 0 2.77 1.49 3. Fo 5426.76 3.78 0.53 1.85 2.25 4.65 0 0 1.97 0.30 1.43 2. Fa Табл.2. Данные статистических параметров.

Fo эксп – Fo Fa эксп - Fa Т эксп -Т расч расч расч Среднее значение -0.1521 -0.0443 -0. Стандартное отклонение 2.62313 1.12244 35. Доаерит интервал 95% 0.26168 0.11197 3. Рис 1 – Гистограмма разностей и график соответствия экспериментальных и расчтных температур равновесия оливин – расплав в выборке из расширенного банка данных (n=378).

Рис 2 – Гистограмма разностей и график соответствия экспериментальных и расчтных содержаний форстеритового минала в равновесном с расплавом оливине (n=378).

Рис 3 – Гистограмма разностей и график соответствия экспериментальных и расчтных содержаний фаялитового минала в равновесном с расплавом оливине (n=378).

Таким образом, несмотря на невысокое качество высокобарных опытов, применение методов многомерной статистики для больших по объму выборок экспериментов позволило получить систему геотермометров, воспроизводящих с высокой точностью расплавно-тврдофазовые равновесия в широком диапазоне составов и интервале давлений от 1 атмосферы до 15 кб. Погрешность полученных нами геотермометров не превышает экспериментальную погрешность определения температуры и составов минералов. Следовательно, достичь дальнейшего существенного роста точности без многократного расширения базы данных по экспериментам, либо без постановки прецизионных экспериментов невозможно.

Работа выполнена под научным руководством Е.В. Коптева-Дворникова, которому автор выражает глубокую благодарность за постоянное внимание и помощь в работе.

Литература:

1. Арискин А.А. Бармина Г.С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм. М.: Наука. 2000. 363 с.

2. Бычков Д.А., Коптев-Дворников Е.В. Программа КриМинал для моделирования равновесия расплав-тврдые фазы при заданном валовом составе системы // Ультрамафит-мафитовые комплексы складчатых областей докембрия. Матер.

межд. конф. Улан-Удэ, 2005. С.122-123.

ТРАНСФОРМАЦИИ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ В ЭКСПЕРИМЕНТАХ СО СТУПЕНЧАТЫМ УДАРНО-ВОЛНОВЫМ СЖАТИЕМ ГОРНЫХ ПОРОД Белятинская Ирина Валерьевна Геологический факультет МГУ, Москва, belyatirina@yandex.ru Изучение геологии, петрологии и механизмов формирования природных импактных структур (астроблем) и горных пород ударного метаморфизма вносит важный вклад в представления о строении и развитии литосферы Земли.

Эксперименты по ударно-волновому нагружению горных пород позволяют не только в лабораторных условиях изучить процессы, происходящие при падении метеоритов, образовании импактных структур и специфических горных пород ударного метаморфизма – импактитов, но помогают развитию различных научных геологических направлений и являются важным аспектом исследований нашей планеты и других космических тел.

Были изучены ударно-метаморфические трансформации породообразующих минералов (амфибол, плагиоклаз). В данной работе проведено исследование ударно-метаморфических трансформаций породообразующих минералов (амфибол, плагиоклаз) полосчатого амфиболита (PR1-2) с Южного Урала, возникающих при воздействии на него плоских ударных волн. Из темных полос этих пород, состоящих из амфибола (50%) и плагиоклаза (45%), были выполнены дисковидные образцы для подготовки экспериментальных сборок сохранения. Подробное описание постановки экспериментов по физическому моделированию импактных процессов содержатся в работах [1-3]. Максимальные ударные давления в экспериментах составляли 26, 36 и 52 ГПа и достигались в течение нескольких циркуляций волн в образце (ступенчатое ударно-волновое сжатие). Изучение минералов исходной породы и тех, что испытали ударно-волновое нагружение, проводилось с применением оптической микроскопии, сканирующей электронной микроскопии (СЭМ), микрозондового анализа и рентгенофазового анализов (РФА).

Исходный плагиоклаз по химическому составу является существенно натровым и отвечает границе олигоклаза–андезина (An28–33). Именно в этом минерале ударно-метаморфические трансформации, как механические, так и химические выражены наиболее сильно. При 26 и 36 ГПа практически полностью аморфизован: при 26 ГПа сохраняется 12 об. %, а при 36 ГПа – только 6 об. % кристаллического плагиоклаза (рис. 1). Реликты кристаллического плагиоклаза сохраняют анизотропность под оптическим микроскопом. В СЭМ они отличаются от аморфизованного плагиоклаза темно серым цветом и разбиты грубыми открытыми трещинами (рис. 1). В этих реликтах фиксируется уменьшение размера кристаллитов со 100 нм в исходном образце до 25 нм при 26 ГПа и 15 нм при 36 ГПа. При 52 ГПа плагиоклаз аморфизован полностью. При 26 ГПа химический состав плагиоклаза не изменяется. При 36 ГПа наблюдается изменение химического состава аморфизованного плагиоклаза, из которого интенсивно выносится Na+. В то же время в реликтах кристаллического плагиоклаза при 36 ГПа количество каких либо элементов статистически значимо не уменьшается. При 52 ГПа из аморфизованного плагиоклаза помимо Na+ начинает выноситься и Ca2+. В. Кроме того, в аморфизованном плагиоклазе происходит снижение суммы катионов (с 1,0 формульных единиц (ф.е.) в исходном плагиоклазе до 0,77–0,86 ф.е. при ГПа и 0,72 – 0,86 ф.е. при 52 ГПа) и изменение суммы Al3++Si4+(в исходном плагиоклазе сумма Al3++Si4+ составляла 4,00±0,01, а в аморфизованном 4,05±0,01 при 36 ГПа и 4,06±0,02 при 52 ГПа). Эти факты свидетельствуют о начале плавления минерала, т.к. очевидно начало разложения алюмосиликатных тетраэдров.

Рис. 1. Аморфизованный плагиоклаз (светло-серый) с реликтами кристаллического плагиоклаза (темно-серый) при 26 (слева) и 36 (справа) ГПа.

По химическому составу исходные амфиболы относятся к группе моноклинных кальциевых амфиболов и являются магнезиопаргасситами.

Амфибол преобразован не так сильно, как плагиоклаз. При 26 и 36 ГПа амфибол становится сильно трещиноватым (пик трещиноватости амфибола фиксируется при 36 ГПа, когда все зерна амфибола покрыты обширной системой грубых открытых трещин), но аморфизации его при данном давлении не происходит (рис. 2). При 52 ГПа начинается аморфизация амфибола вдоль трещин. Они становятся похожи на тонкие прожилки, заполненные аморфизованным материалом. При движении к краям зерен трещины часто становятся более широкими и от кристалического амфибола остаются только реликты (рис. 3).

Степень аморфизации амфибола при 52 ГПа оценивается в 42 об. %. Изменения параметров кристаллической решетки и диспергирование кристаллитов амфибола зафиксировано только при 52 ГПа (ОКР уменьшается до 70 нм по сравнению с исходным 100 нм).

Рис. 2. Трещиноватый амфибол (светло-серый) при 26 (слева) и 36 (справа) ГПа.

Рис. 3. Реликты трещиноватого амфибола (серый) среди прожилков и линз аморфизованного амфибола (светло-серый) при 52 ГПа.

Изменение химического состава амфибола наблюдается при 36 и 52 ГПа.

При этих нагрузках фиксируется вынос Fe2+ и привнос Mg2+, наиболее сильно выраженный в трещиноватом амфиболе при 36 ГПа. Кроме того, при исследованных нагрузках во всех амфиболовых фазах выявлен вынос Al3+, интенсивность которого выше при 52 ГПа.

Описанная последовательность нарастания изменений в минералах при нагружении пород плоской ударной волной соответствует установленному ранее [4] ряду ударно-термического разложения: слоистые – ленточные – цепочечные силикаты и Al-силикаты – силикаты с одиночными тетраэдрами.

Ударно-метаморфические трансформации породообразующих минералов этого же амфиболита изучались в экспериментах со сферической сходящейся ударной волной [5]. Сопоставляя преобразования минералов, вызванных воздействием сферической и плоской ударных волн, фиксируются значимые различия в характере их трансформаций. Так при ступенчатом ударно-волновом сжатии даже при 52 ГПа амфибол не испытывает ударно-термическое разложение с возникновением агрегата андезина, амфибола и рудного минерала (в сферических ударных волнах замещение амфибола агрегатом новообразованных минералов фиксируется уже при 40 ГПа). Вероятной причиной выявленных различий в диаплектовых преобразованиях минералов является то, что в цикле ступенчатого ударно-волнового сжатия реализуется более низкая ударная температура.

Результаты изучения характера преобразований породообразующих минералов в результате прохождения через породу плоской ударной волны сопоставлены с ранее полученными данными по нагружению амфиболов и плагиоклазов в составе других горных пород в аналогичных экспериментальных условиях. Ранее изучавшиеся породы содержали: первая – 30 объемн. % амфибола и 50 объемн. % плагиоклаза и вторая – 60 объемн. % амфибола и объемн. % плагиоклаза. Изученная нами порода занимает промежуточное по соотношению амфибола и плагиоклаза положение между ранее изученными (рис. 4).

Рис. 4. Процентное соотношение плагиоклаза и амфибола в исследуемых породах.

При сравнении характера и интенсивности преобразований изучаемых породообразующих минералов в первой и второй породе были обнаружены следующие зависимости: 1) в амфиболе раньше падает ОКР и раньше проявляется аморфизация, если минерала много, как в первой породе, и наоборот, падение ОКР задерживается, а аморфизация не проявляется вовсе, если его мало, как во второй породе;

2) в плагиоклазе падение ОКР задерживается, а аморфизация идет быстрее, если минерала много, как во второй породе, и падение ОКР идет быстрее, а аморфизация – медленнее, если его мало, как в первой породе.

Литература:

1. Фельдман В. И., Сазонова Л. В., Милявский В. В., Бородина Т. И., Соколов С. Н., Жук А. З. Ударный метаморфизм некоторых породообразущих минералов // Физика Земли. 2006. № 6. С. 32 - 36.

2. Сазонова Л.В., Милявский В.В., Бородина Т.И., Соколов С.Н., Жук А.З.

Ударный метаморфизм плагиоклаза и амфибола (экспериментальные данные) // Физика Земли. 2007. № 8. С. 90-96.

3. Милявский В.В., Сазонова Л.В., Белятинская И.В., Бородина Т.И., Жерноклетов Д.М., Соколов С.Н., Жук А.З. Ударный метаморфизм плагиоклаза и амфибола при ступенчатом ударно-волновом сжатии полиминеральных горных пород // ФТВД. 2007. Том. 17. № 1. С. 126–136.

4. Козлов Е.А., Сазонова Л.В., Фельдман В.И., Дубровинская Н.А., Дубровинский Л.С. Некоторые факторы, контролирующие преобразования минералов в горных породах при ударно-волновом нагружении. Фазовые превращения при высоких давлениях. Тезисы.

Черноголовка. 2002. С. У13.

5. Feldman V. I., Kozlov E. A., Zhugin Yu. N. Shock metamorphism of amphibolite minerals. Experimental data. Impact markers in the stratigraphic record. (2001)

Abstract

Book, 6-th ESF – Impact Workshop, Granada (Spain), 29–30.

ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ ЦИРКОНОВ ИЗ РОССЫПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ MINDARIE И WIM150 ЮЖНОЙ АВСТРАЛИИ Будаева Анастасия Леонидовна Кафедра геохимии, геологический факультет, Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, bal89@rambler.ru Циркон – акцессорный минерал, который содержит много урана, а свинец не входит в его структуру в процессе образования и роста минерала, поэтому обычно весь имеющийся в цирконе свинец – радиогенный, т.е. накопленный за счт радиоактивного распада U и Th. Эта особенность циркона делает его уникальным для изотопного датирования U-Pb методом. Циркон встречается почти во всех типах магматических горных пород, а также является химически очень устойчивым, и при выветривании вмещающих его пород может концентрироваться в россыпях. Россыпные месторождения циркона на протяжении многих лет разрабатываются в разных регионах мира, в том числе в Южной Австралии. Происхождение этих россыпей является фундаментальной проблемой в геологии, решение которой имеет практическое значение при поисках полезных ископаемых. Одним из надежных способов определения источника сноса является анализ распределения значений возраста цирконов.

Основной целью работы является освоение метода U-Pb датирования.

Метод был освоен при анализе образцов минерала из месторождений Mindarie и Wim150, которые располагаются в Юго-Восточной Австралии в бассейне реки Муррей.

Работа проходит в рамках Российско-Австралийского проекта, в котором принимают участие московские институты ГЕОХИ РАН, ИМГРЭ и университет Маккуори в Сиднее. Геологическая задача проекта состоит в том, чтобы изучить пути миграции тяжелых минералов на примере формирования молодых (N-Q) россыпей в Австралии. Данные по исследованию молодых россыпей можно будет применить для изучения палеороссыпей в России (Воронежская обл., Предкавказье, Донецко-Днепровкая Впадина). Исследование включает в себя изучение трех типов объектов: месторождения, потенциальные каналы сноса тяжелых минералов и потенциальные коренные источники. Исследование проходит в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ГЕОХИ РАН.

Методика исследования. Работа включает в себя изготовление препарата, изотопный анализ, статистическую обработку полученных данных. Для изготовления препарата используются зерна цирконов представительной выборки размером не менее 20-30 мкм. Зерна размещают на липкой ленте под бинокуляром, затем заливают эпоксидной смолой в форму шашки, в которую вмещается до нескольких сотен цирконов. Поверхность шашки шлифуется до появления зерен, затем полируется. Анализ проводится в точке методом лазерной абляции, поэтому важно, чтобы зерна были хорошо отшлифованы. С одной стороны, зерна должны быть вскрыты на одну треть, а с другой стороны, они должны прочно удерживаться эпоксидной смолой. Прежде чем проводить анализ необходимо изучить внутреннюю структуру минерала, для этого проводится катодно-люминесцентная съемка. На катодно-люминесцентных изображениях видна зональность, включения в минерале, трещины и другие повреждения. Изображения позволяют найти неповрежденные части зерна, на которых впоследствии можно выбрать место для точек анализа, чтобы избежать примеси нерадиогенного Pb. Для испарения цирконов используется лазер New Wave Research UP-213. Когда вещество поглощает излучение, образец испаряется, конденсируется и переходит в аэрозоль. Потоком гелия аэрозоль переносится в индуктивно-связанную плазму (ICP-МS) Element XR, где происходит полная ионизация вещества и последующий его анализ.

Для представительной характеристики детритовых цирконов необходимо провести анализ нескольких десятков, даже сотен цирконов. Метод анализа при помощи лазерной абляции очень производителен, что позволяет измерить такое количество зерен за несколько аналитических смен. Для измерения одного блока зерен составляется последовательность, которая включает измерение стандартного образца 91500 (2 точки), контрольных образцов (стандарты GJ и MT по одной точке), затем измерение цирконов и снова стандартного образца 91500 (2 точки). По стандартным образцам, возраст которых известен, получают изотопное отношение в цирконах, а контрольные образцы служат для независимой проверки правильности измерений. Анализ каждого зерна начинается с измерения фона (50 сек.), затем – измерение образца (100 сек.);

между двумя анализами необходимо выдержать паузу в 40 сек., чтобы продукты испарения предыдущего циркона были полностью удалены потоками газа перед анализом следующего. Вся последовательность измерений сохраняется в едином файле.

Первичная обработка данных проводится с помощью пакета программ, приложенного к ICP-MS. Используется также программа Glitter, созданная в университете Маккуори [1], с помощью которой можно обработать данные, полученные в результате лазерной абляции. Во время анализа проводят измерение содержания 207Pb, 206Pb, 235U, 238U и 232Th в цирконах. 238U распадается до 206Pb, 235U до 207Pb, по полученным значениям отношений 206Pb/238U и Pb/235U и по константам распада изотопов урана можно рассчитать значения возраста: если они совпадают, то значения называют конкордантными, а если не совпадают, то U-Pb система нарушена. Кривая равных значений возраста в координатах 206Pb/238U и 207Pb/235U называется конкордией (рис.1.).

0. 0. 0. U 0. Pb/ 0. 0. 0. 0 5 10 15 20 25 Pb/235U Рис.1. Диграмма Аренса-Везерилла с конкордией для образца Mindarie.

Если точки попадают на конкордию, то получают наиболее надежное значение возраста. В случае, когда точки ложатся на прямую линию, пересекающую конкордию, можно считать, что точка пересечения полученной линии с конкордией в ее верхней части соответствует моменту формирования U Pb системы, а нижнее пересечение - процессу, который привел к перераспределению Pb и U. Если точки на диаграмме с конкордией не совпадают с конкордией и расположены хаотично, их возраст определить невозможно.

В процессе исследования был проведен анализ двух образцов: из месторождения Mindarie и WIM150. Для образца Mindarie было измерено зерна, а для образца WIM150 - 92 зерна. В обоих случаях наблюдается широкий диапазон значений примерно от 0.2 до 2.9 млрд. лет, распределение точек на графике достаточно равномерное. Если бы были получены однородные значения, можно было бы утверждать, что источник является гомогенным.

Однако широкий разброс по возрасту, выявленный вследствие проведенного анализа, указывает на гетерогенность источника. Настоящая работа является только начальной стадией изучения месторождений, в дальнейшем планируется произвести исследование цирконов из потенциальных источников месторождений, которые позволят отнести изучаемые цирконы к конкретным породам.

Хотелось бы выразить благодарность научному руководителю профессору Юрию Александровичу Костицыну за помощь при подготовке работы.

Литература:

1. Jackson, S.E., Pearson,N.J., Belousova, E. and Griffin, W.L. 2004. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry (LA-ICP-MS) to in situ U-Pb geochronology. Chemical geology, 211, 47-69.

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ОБРАЗОВАНИЯ КОРУНДОВ ЗАПАДНОГО СИХОТЭ-АЛИНЯ Буравлева Светлана Юрьевна Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, г.Владивосток, s_buravleva@yahoo.com Минерально-сырьевая база России не обеспечена достаточным количеством ювелирного сырья, в том числе и корундами. При этом на Дальнем Востоке существуют перспективы развития этой базы. Потенциал Дальнего Востока на предмет камнесамоцветного сырья абсолютно не изучен.

За последние десятилетия в разных регионах России созданы основы поисков месторождений цветных камней, разработаны теоретические принципы прогнозно-минерагенических исследований, наконец, обосновано новое научное направление - геммологическая минерагения. Однако основные положения геммологического направления в геологии еще только разрабатываются.

Выявление основных факторов и условий образования месторождений самоцветов требует системного подхода к изучению, тем более что подобные исследования прежде не проводились на территории Дальневосточного региона.

Существование большого количества достаточно обоснованных гипотез происхождения корунда, который считается полигенным минералом и может кристаллизоваться как непосредственно из магматического расплава, так и в результате процессов метаморфизма и метасоматоза, свидетельствует о сложности проблемы минерагении этого минерала.

Острая дискуссия в публикациях последних лет, посвященных происхождению корундов, связана с обсуждением генезиса россыпных корундов магматической генетической группы [1, 3, 4, 5, 6].

Согласно фондовым материалам, в пределах Самаркинского террейна широко распространены проявления корунда в виде россыпей, обнаруженных в процессе поисковых и разведочных работ на рудные полезные ископаемые (золото, олово, вольфрам и др.).

Целью исследования является получение объективной информации о геологическом строении, петрологии, геохимии месторождений и проявлений корунда, как россыпных, так и коренных, а также о физико-химических условиях образования корунда для решения вопроса о его происхождении.

Основная задача – изучение корундов из россыпей и формирование представлений о механизме их образования, а также выявление геологических формаций (серий, комплексов), с которыми пространственно и генетически могут быть связаны месторождения и проявления корундов.

Последние годы на территории Дальнего Востока изучались перспективные участки на обнаружение корунда. Они представляют собой контакты гранитоидов хунгарийской серии с глинистыми сланцами, песчаниками, алевролитами джаурской серии, расположенные в пределах Самаркинского террейна Сихотэ-Алиня.

Район исследований, участок «Березовый», расположен в юго-западной части Хабаровского края в бассейне верхнего течения реки Мухен, в зоне сочленения складчатых структур Сихотэ-Алиня и Средне-Амурской депрессии, в междуречье Пунчи, верховий Мухена, Си и Немпту.

Район сложен осадочными и магматическими комплексами. В составе интрузивов хунгарийской плутонической серии выделяются высокоглиноземистые двуслюдяные кордиеритсодержащие мелаграниты.

Основные особенности гранитов хунгарийской серии изучались в году Э.П. Изохом [2]. Среди гранитоидов этой серии известны двуслюдяные кордиеритовые граниты, иногда с гранатом, в которых в виде акцессорных минералов постоянно присутствуют апатит, ильменит, циркон, реже андалузит, силлиманит, пироксен, пирит. Кордиерит чаще всего замещен криптозернистым веществом (пинитом), переходящим в серицитоподобный агрегат, наряду с которым развиты агрегаты серицита и мусковита.

Для химического состава хунгарийских гранитов характерна резкая пересыщенность глиноземом. Калий в рассматриваемых гранитах всегда заметно преобладает над натрием, значительная часть калия заключена в слюдах.

После частичной обработки полевых материалов в гранитоидах массивов хунгарийской серии нами установлены высокоглиноземистые фации двуслюдяных гранитов, перспективных на обнаружение корундов, содержащих кордиерит, силлиманит, андалузит, гранат.

Высокая глиноземистость обусловлена высоким содержанием кордиерита (Al2O3=35%), слюдистых и глинистых агрегатов (Al2O3=40-37%), развитых по нему. При этом небольшое значение коэффициента глиноземистости (0.5-0.6) связанно с существенно натриевым составом плагиоклаза, который содержит не более 10-15% CaO. Содержание Al2O3 в полевых шпатах составляет 15-20%.

Гранитоиды хунгарийской серии относятся к лейкократовым породам, бедным элементами группы железа, поэтому в них при избытке глинозема может кристаллизоваться и кристаллизуется корунд, как избыточный компонент при процессах контактового метаморфизма – ороговиковании, грейзенизации, метасоматозе, сопровождающих становление гранитоидных массивов как хунгарийских, так и более поздних.

Для исследования поведения редкоземельных элементов в гранитоидах из разных массивов хунгарийской серии проведен спектральный анализ (масс спектрометр с индуктивно-связанной плазмой Agilent 7500c, ДВГИ ДВО РАН) и построена диаграмма распределения РЗЭ, на которой наблюдаемый Eu-минимум может косвенно указывать на кристаллизационную дифференциацию пород изучаемого комплекса. Фазы (фации) более основного состава мало выражены.

При изучении шлифов в биотитовых гранитах обнаружены: гранат, в котором кордиерит замещен корундом, агрегатные псевдоморфозы пинита по кордиериту, гранат в грейзене, топаз с гранатом в грейзене.

В россыпи с корундами ассоциируют цирконы, шпинель, гранат, анатаз, пироксены. Кристаллы корундов представлены гексагональными призмами с базальными пинакоидами, а также многочисленными мелкими окатанными кристаллами и их обломками. Отдельные камни имеют поперечник до 7 мм.

Корунды участка «Березовый» имеют различные оттенки: лейкосапфиры;

розовые - оттенок R, тон c(w)-m, насыщенность gr (br);

красные - оттенок stpR, slpR, тон c(w)-dk, насыщенность gr (br) – v;

молочно-синий - оттенок B, тон c(w) l, насыщенность gr (br) – mst (по системе оценки цветных камней GIA).

Некоторые кристаллы имеют пятнистую окраску. Фантазийные шелковистые корунды имеют таблитчатый облик и размер 5х7 мм. В разрезах наблюдается ростовая зональность.

Для уточнения минерального состава корундов, а также включений в них часть корундов исследована с помощью четырехканального микроанализатора JXA-8100 (ДВГИ ДВО РАН).

Большинство корундов содержит примесь Cr2O3 и TiO2. Лейкосапфиры содержат примесь TiO2. Обнаружены минеральные включения: шпинель (8.71% MgO, 59.92% Al2O3, 0.43% MnO, 28.46% FeO), ильменит, рутил, гранат.

Установлены также минеральные фазы, близкие по составу к полевым шпатам и глинистым минералам.

Для определения источника минерального вещества чаще всего используется комплекс геологических, минералогических и геохимических признаков, которые при безусловной важности для решения проблемы являются качественными и вероятностными. В связи с этим, современная минералогия кроме перечисленных признаков, требует привлечения методов термобарогеохимии, с помощью которых можно получить максимально точные сведения об условиях кристаллизации минерала. В ходе выполнения работы планируется применять следующие методы термобарогеохимии: волюмометрию и динамическую фазометрию, гомогенизацию, барометрию.

В последствии предполагается реконструировать условия корундообразования, а также сделать выводы о предпочтительных минеральных ассоциациях корунда и потенциальной корундоносности изучаемых пород.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект №08-05 12029;

грант ДВО РАН проект № 07-3-Д-08-085 и проект № 09-3-В-08-450.

Литература:

1. Ананьев А.С., Ананьева Т.А., Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П. Благородные корунды и цирконы из россыпей Приморья // Зап. ВМО. 1998. № 4. С.

120— 2. Изох Э.П., Русс В.В., Кунаев И.В., Наговская Г.И. Интрузивные серии северного Сихотэ-Алиня и нижнего Приамурья, их рудоносность и происхождение // - Москва: Наука, 1967. – С. 49- 3. Khanchuk A., Zalishchak B., Pakhomova V., Odarichenko E., Sapin V. Genesis and Gemmology of Sapphire from the Nezametnoye Deposit, Primorye Region, Russia // Australian Gemmologist. 2003.Vol. 21. P. 329- 4. Odarichenko E.G., Reiph F.G., Zalishchak B.L., Pakhomova V.A. Corundum genesis according to termobarogeochemical data (the Nezametnoye deposit, Primorski Region). Bulletin of FEB RAS. 2004. № 5. P. 110- 5. Pakhomova V.A., Zalishchak B.L., Tishkina V.B., Lapina M.I., Karmanov N.S.

Mineral and melt inclusions in sapphires as an indicator of condition of their formation and origin. Australian Gemmologist. 2006. Vol. 22. №11. P. 508- 6. Visotsky S.V., Shcheka S.A., Nechaev V.P. etc. First sapphire findings in Cainozoic alkali-basaltic volcanoes of Primorye. Reports of the Academy of science. 2002. Vol. 387. № 6. P. 806- СУЛЬФИДНАЯ СЕРА ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД И PB-ZN ЖИЛЬНОЕ РУДООБРАЗОВАНИЕ (ТЕРМОДИНАМИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ) Волкова Мария Михайловна Геологический ф-т МГУ, Москва, borisov@geol.msu.ru Одним из источников металлов и сульфидной серы, который может полностью обеспечить процессы гидротермального рудообразования, являются породы вмещающие месторождения. Фоновые содержания рудообразующих компонентов в реальных породах могут отличаться от кларковых для данного типа пород как в сторону некоторого увеличения, так уменьшения [1]. В настоящей работе методами термодинамического моделирования на ЭВМ исследовано влияние различных фоновых содержаний сульфидной (пиритной) серы во вмещающих породах на эффективность процессов жильного полиметаллического рудообразования (пакет программ HCh [5, 6], система H-O K-Na-Ca-Mg-Al-Si-Fe-C-Cl-S-Zn-Pb-Cu). Свинцово-цинковые месторождения Садонского рудного района (Северная Осетия, Россия) выбраны в качестве эталонных объектов. Вероятным источником рудных компонентов для этих месторождений являлись палеозойские граниты садонского типа [2-4], которые вмещают основную часть рудных тел района, сформированных в предкелловейское время средней юры.

Структура моделей: область мобилизации – реакция гранита садонского типа, содержащего повышенные фоновые количества Zn, Pb и кларковые Cu, с 40 порциями безрудного раствора (1 m NaCl, 0.5 m H2CO3, 0.1 m HCl, 1 кг H2O) при 420°C и 1 кбар;

область жильного рудообразования – 31 реактор при понижении температуры от 400 до 100°C с шагом 10°C при 1 кбар. Жилу формирует рудоносный раствор из области мобилизации (40 последовательных волн). Отложение вещества в жиле описано слоевым механизмом (из каждой порции раствора образуются минералы, которые не вступают в реакцию с последующими порциями раствора, т.е. создаются как бы отдельные, нарастающие слои) [2].

Выполнены расчеты и исследованы область мобилизации и рудообразования для 6 стартовых точек, которые различаются только исходными содержаниями серы в граните: 0.02, 0.04, 0.05, 0.06, 0.08 и 0.1% для каждой модели соответственно. Сульфидная сера задается введением различных количеств пирита в неизмененный гранит. Содержание S=0.05% обычно принимается нами как фоновое во всех предшествующих моделях [2, 3].

На рис. 1 представлены графики изменения валовых содержаний сульфидов по восстанию модельной жилы на определенный момент времени ( волна) при исходном содержании серы в граните равном 0.02 и 0.08% (на графиках не показан кварц, содержания которого дополняют общую сумму минералов до 100%). Отчетливо видно, что с ростом в граните содержания сульфидной серы в модельной жиле значительно увеличивается отложение пирита (до 64%), локализуется по восстанию жилы область отложения сфалерита (240-100°C вместо 350-100°C), область отложения пирротина смещается в высокотемпературный (нижний) интервал жилы. При содержании серы равном 0.02% сфалерит является преобладающим сульфидом на интервале от 250 до 100°C (максимальное количество достигается на 8 волне при 160°C и составляет 43%), а при 0.08% - только на интервале 140-100°C (максимум на волне при 170°C составляет 27%). Аналогичная тенденция на уровне более низких количеств характерна и для галенита (от 9.7 до 8.5 %).

70 S=0.08% S=0.02% 60 Py Мас.% Мас.% Po PbS ZnS Chc ChPy Brn 350 300 250 200 150 350 300 250 200 150 Температура ступенчатых реакторов Температура ступенчатых реакторов Рис. 1. Валовые содержания минералов по восстанию жилы (от высоких температур к низким) на 15 волне для моделей с начальными условиями 420°С, 1 кбар и содержаниями серы в исходной породе 0.02 и 0.08%. Обозначения минералов: Py пирит, Po - пирротин, PbS - галенит, ZnS - сфалерит, Chc - халькозин, ChPy халькопирит, Brn - борнит.

На рис. 2 показано изменение общих количественных соотношений между сульфидами в зависимости от содержания серы в граните. На этом графике по оси ординат отложены мольные количества сульфидов, которые образовались в модельной жиле при всех температурах (от 400 до 100°С) из 40 порций (волн) рудоносного раствора из области мобилизации. Количество рудных сульфидов при этом изменяется незначительно: ZnS от 87 до 95% (отложение оценено относительно общего количества металла выщелоченного из области мобилизации), PbS от 72 до 75%, минералы меди – почти 100%. При этом количество пирита увеличивается более чем в 20 раз, а отложение пирротина проходит через максимум (при 0.05% серы).

Для всех моделей рудообразования определена эффективность отложения металлов и сульфидной серы в модельных жилах по интервалам температур (рис. 3). При низких содержаниях серы в граните (0.02%) максимальное отложение сульфидов железа в жиле приходится на интервал 200-150°С. При высоких содержаниях (0.08%) - на интервал 300-200°С. Большее суммарное отложение сфалерита и галенита на интервале температур от 250 до 150°С отмечается для систем с большим содержанием сульфидной серы во вмещающих породах.

2.5E- Py Po PbS ZnS 2.0E- Chc ChPy Масса сульфидов, моли Brn 1.5E- 1.0E- 5.0E- 0.0E+ 0.02%S 0.04%S 0.05%S 0.06%S 0.08%S 0.10%S Сера в граните, мас.% Рис. 2. Общая масса сульфидов, отложенных в модельной жиле по всем темперетурам (400-100°С) и волнам (0-40 волны), в зависимости от содержания S в исходном граните.

100 S=0.08% 150 200 Температура Температура Zn Pb Cu S Fe S=0.02% 0 10 20 30 40 0 10 20 30 40 Мольные % Мольные % Рис. 3. Отложение Zn, Pb, Cu, S, Fe (мол.% от общего количества отложенного элемента) по интервалам температур по восстанию модельных жил.

Выводы.

1) Уменьшение содержания сульфидной серы в гранитах ниже кларковых (ниже 0.4-0.5%) значений приводит к формированию за счет мобилизации из гранитов более богатых сфалеритовых руд, в которых количество сфалерита преобладает или сопоставимо с суммой пирита и пирротина.

2) Рост содержания сульфидной серы в граните приводит к резкому увеличению количества пирита в полиметаллических жилах и смещению области преимущественного отложения пирротина в область более высоких температур (нижние интервалы жил).

Работа выполняется при финансовой поддержке гранта РФФИ 08-05 00306 (руководитель - профессор М.В.Борисов).

Литература:

1. Барсуков Викт.Л., Соколова Н.Т., Иваницкий О.М. Металлы, мышьяк и сера в гранитах Ауэ и Айбенштока (Рудные горы) // Геохимия. 2006. № 9.

С. 967-982.

2. Борисов М.В. Геохимические и термодинамические модели жильного гидротермального рудообразования. М.:Научный мир, 2000, 360 с.

3. Борисов М.В., Бычков Д.А., Шваров Ю.В. Геохимические структуры полиметаллических жил выполнения и параметры гидротермального рудообразования // Геохимия. 2006. № 11. С. 1218-1239.

4. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В., Грачева Т.В. и др. Применение свинцово изотопного метода исследования для решения вопросов о генезисе свинцовых месторождений Северо-Кавказской рудной провинции // Геохимия. 1975. № 8. С. 1156-1163.

5. Шваров Ю.В. Алгоритмизация численного равновесного моделирования динамических геохимических процессов // Геохимия. 1999. № 6. С. 646 652.

6. Шваров Ю.В. HCh: новые возможности термодинамического моделирования геохимических систем, предоставляемые Windows// Геохимия, 2008, № 8, 898-903.

ПРИМЕНЕННИЕ ЯКР-СПЕКТРОСКОПИИ В ИССЛЕДОВАНИЯХ МЕДЬСОДЕРЖАЩИХ СУЛЬФИДОВ: ФИЗИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ Гайнов Рамиль Рашитович Казанский государственный университет им. В.И. Ульянова-Ленина, ramil.gainov@ksu.ru Ядерный квадрупульный резонанс (ЯКР) – один из радиоспектроскопических методов исследования локальной электронной структуры и внутренней динамики в твердых телах, в частности, минералах [10].

Этот метод нашел достаточно широкое применение в различных отраслях науки и промышленности, поскольку спектроскопические и релаксационные параметры, получаемые с его помощью, чувствительны даже к самым небольшим изменениям в строении сложных кристаллических соединений и позволяют получать уникальную информацию о локальных свойствах материалов в микро и наноскопических масштабах. В частности, ЯКР спектроскопия лежит в основе современных датчиков взрывчатых веществ [11] и наркотических соединений [7], используется в высокочувствительных термометрах сверхнизких температур [2], служит в качестве фазово диагностического метода в фармацевтических [9] и геологоразведочных [1] исследованиях.

В данном докладе представлены результаты последних исследований халькогенидов из группы сложных полупроводников со структурой теннантита Cu10(Zn,Fe,Ag)2X4S13 (X=As, Sb) и серии сверхпроводящих материалов со структурой ковеллина Cu1.00+XS1.00 (0х0.3) методом ЯКР меди. Помимо их важного прикладного значения в качестве природных источников меди, эти соединения вызывают значительный научный интерес своей необычной электронной структурой и наличием неустойчивой валентности ионов меди. На основании выявленных данных, было впервые продемонстрировано существование флуктуирующей валентности ионов меди и доказано наличие фазовых переходов второго рода при низких температурах. Для соединений группы теннантита было показано, что основные примеси (цинк, железо и др.) внедряются в тетраэдрические пустоты каркаса структуры хаотическим образом, а медь преимущественно концентрируется в лавесовских полиэдрах. Анализ экспериментальных данных по соединениям группы ковеллина указывает на появление в электронной структуре этих материалов так называемых волн зарядовой плотности (ВЗП). Последний факт указывает на некоторое родство ковеллина с высокотемпературными сверхпроводниками (ВТСП). Кроме того, предварительное зондирование сульфидов меди (халькозина Cu2S и ковеллина CuS) из оруденелой древесины медистых песчаников Волго-Уральского региона указывают на серьезные различия между параметрами ЯКР природных и искусственных образцов CuS. Расхождение параметров ЯКР может быть обусловлено отклонением состава сульфидов меди, образующихся в природных условиях, от стехиометрии. Этот факт может быть использован для выяснения условий образования оруденения, палеогеографических реконструкций и прогноза осадочных рудных месторождений.

Основные результаты проведенных исследований опубликованы в реферируемых международных изданиях [3-6, 8].

Литература:

1. Гинзбург А.И., Кузьмин В.И., Сидоренко Г.А. Минералогические исследования в практике геологоразведочных работ. М.: Недра, 1981. c.

2. Anferov V.P., Bryuchanov O.N., Grechishkin V.S., Rudakov T.N. A nuclear quadrupole resonance thermometer with frequency locking // J. Mol. Struct.

1982. V.83. P.365-368.

3. Gainov R.R., Dooglav A.V., Pen'kov I.N. Evidence for low-temperature internal dynamics in Cu12As4S13 according to copper NQR and nuclear relaxation // Solid State Commun. 2006. V.140. P.544-548.

4. Gainov R.R., Dooglav A.V., Pen'kov I.N., Mukhamedshin I.R., Savinkov A.V., Mozgova N.N. Copper valence, structural separation and lattice dynamics in tennantite (fahlore): NMR, NQR and SQUID studies // Phys. Chem. Minerals.

2008. V.35. P.37-48.

5. Gainov R.R., Dooglav A.V., Pen'kov I.N., Evlampiev I.A., Orlova A.Yu.

Contribution of NQR-spectroscopy in studies of some complex sulfides // Abstracts of IV International Conference EUROMAR Magnetic Resonance for the Future. 2008. St. Petersburg, Russia, 6-11 July, P.58.

6. Gainov R.R., Dooglav A.V., Pen'kov I.N., Mukhamedshin I.R., Mozgova N.N., Evlampiev I. A., Bryzgalov I. A. Phase transition and anomalous electronic behavior in the layered superconductor CuS probed by NQR // Phys. Rev. B.

2009. V.79. P.075115/1-075115/11. Также доступно в библиотеке Cornell University Library, http://arxiv.org/abs/0809.0560.

7. Latosinska J.N. Applications of nuclear quadrupole resonance spectroscopy in drug development // Exp. Opinion Drug Discov. 2007. V.2. P.225-488.

8. Orlova A.Yu., Gainov R.R., Dooglav A.V., Pen'kov I.N., Mozgova N.N.

Copper NQR studies of Ag-doped ternary sulfide Cu12As4S13 (tennantite) // Magn. Reson. Solids. 2008. V.10. P.6-10.

9. Perez S.C., Cerioni L., Wolfenson A.E., Faudone A.S., Cuffini S.L. Utilization of pure nuclear quadrupole resonance spectroscopy for the study of pharmaceutical crystal forms // Intern. J. Pharm. 2005. V.298. P.143-152.

10. Semin G.K., Babushkina T.A., Yakobson G.G. Nuclear quadrupole resonance in chemistry. New York: John Wiley & Sons, 1975. 541 с.

11. Yinon J. Counterterrorist detection techniques of explosives. Amsterdam:

Elsevier B.V., 2007. 433 c.

РЕАКЦИОННОЕ ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ КИМБЕРЛИТОВОГО РАСПЛАВА С MG-ИЛЬМЕНИТАМИ В КАРБОНАТНОМ КИМБЕРЛИТЕ Голубкова Анастасия Борисовна Геологический ф-т МГУ, Москва, nastya.golubkova@gmail.com Mg-ильменит относится к характерным минералам кимберлитов и нередко используется для оценки алмазоносности кимберлитовых тел. Изучение составов данного минерала и находящихся с ним в равновесии фаз является важным для установления параметров температуры (T) и фугитивности кислорода (fO2) минералообразования.

Если предполагается ксеногенная природа ильменита (за счет дезинтеграции мантийных пород) и равновесных с ним минералов, то рассчитанные T и fO2 могут использоваться для оценки условий минералообразования в мантии.

Основным объектом исследования данной работы стал Mg-ильменит из карбонатного кимберлита силла 748д (образец 748д-1/122,7), расположенного в 370 м юго-восточнее трубки Катуга в пределах Кепинского поля Архангельской алмазоносной провинции (ААП).

Породы силла 748д можно отнести к карбонатным кимберлитам, для которых предполагается первичная природа карбоната. Mg-ильменит в данной породе является достаточно распространенным минералом. Содержание MgO в его составе колеблется в широких пределах – от 10,80 до 17,94 мас.%. Описания подобных высокомагнезиальных ильменитов в литературных источниках для кимберлитов ААП встречены не были. Характерной особенностью данного ильменита является также то, что в качестве продуктов его изменения встречаются минералы группы шпинелидов. Похожие по составу высокомагнезиальные ильмениты с каймами перовскита были описаны для трубки Катока, Ангола [3].

Для изученных образцов предварительно было проведено изучение геохимических особенностей пород (методами мокрой химии, РФА и ICP-MS) и минерального состава (методами электронно-зондовых исследований).

Помимо ильменитов в образце был изучен состав шпинелидов, карбоната и флогопита.

Шпинелиды незначительно распространены в породе и встречаются в связующей массе и в реакционных каймах ильменитов. Максимальное содержание Cr2O3 в шпинелидах из связующей массы составляет 25,10 мас.%, а из реакционных кайм – 24,80 мас.%. Для шпинелидов характерны также повышенные содержания Ti4+, Fe3+ и Mn2+ (10,56-21,15 мас.% TiO2, 18,07-35, мас.% Fe2O3, 0,41-0,79 мас.% MnO).

Флогопит образует отдельные листочки в связующей массе и по составу является типично кимберлитовым: 2,29-3,59 мас.% TiO2, 16,05-17,93 мас.% Al2O3. Среди примесей в нем отмечаются Ba (0,54-1,65 мас.% BaO) и Cr (в двух анализах до 0,38-0,43 мас.% Cr2O3).

В породах были встречены зональные зерна карбонатов пластинчатой формы, образующие сегрегационные скопления в виде «прожилков», глобулей, обособлений неправильной формы, содержащие в себе включения F-апатита.

Центральные части зональных выделений карбонатов представлены доломитом, к краевым частям доломит постепенно сменяется кальцитом, одновременно происходит увеличение содержаний Mn и Fe (от 0 до 3,43 мас.% MnO и от 0 до 2,90 мас.% FeO). Отношение 87Sr/86Sr в вытяжке, полученной при растворении карбонатов, составило 0,705076. Пониженные содержания радиогенного Sr, присутствие F-апатита в виде включений позволяют сделать предположение о том, что данная группа карбонатов образовалась в породе не за счет вторичных реакций, а, вероятно, в результате воздействия карбонатсодержащего флюида.

Геохимическая характеристика изученных пород следующая. По распределению главных компонентов для образца устанавливаются следующие черты: 1) содержания MgO (13,96-23,19 мас.%), CaO (18,80-20,10 мас.%) и CO (31,53 мас.%) в среднем составляют более 20 мас.%;

2) следующими по распространенности в породах являются SiO2 (10,20-19,37 мас.%), Fe2O3 (6,05 7,37 мас.%);

3) содержания более 1 мас.% имеют TiO2 (2,32-2,50 мас.%), Al2O (2,00-2,53 мас.%), FeO (1,03 мас.%), H2O+ (2,74 мас.%), H2O- (1,22 мас.%);

4) содержание менее 1 мас.% имеют P2O5 (0,46-0,58 мас.%), K2O (0,44-0,55 мас.%), Na2O (0,15-0,16 мас.%). Особенности распределения элементов-примесей приведены в рис.1.

порода/примитивная мантия 2, 1, 0, Cs Rb Ba Th U Nb Ta K La Ce Pb Pr Sr Nd Zr Hf SmEu Ti Gd Tb Dy Y Ho Er Yb Lu Рис.1. Распределение элементов-примесей в карбонатном кимберлите силла 748д.

Концентрации нормированы на состав примитивной мантии по [5] Из рисунка видно, что химический состав изученных пород является характерным для кимберлитов: 1) отмечается преобладание LREE над HREE;

2) концентрации элементов-примесей колеблются в широких пределах;

3) для пород выделяются отрицательные аномалии K, Sr, Zr и резко отрицательная аномалия по Ba (что в данном случае может быть связано с сильным изменением флогопита) и положительная для Nb;

4) характерны отношения La/Nb=0,63 (1) и Nb/Zr=11,60 (1), что является чертой кимберлитов I группы Южной Африки [6], [7].

Мегакристы Mg-ильменита широко распространены в породах образца, при этом выделяются две группы ильменита. К I группе относятся крупные желваки ильменита размером до 1 см в поперечнике. В сечении такие зерна имеют неправильную форму и находятся в карбонатной рубашке. II группа ильменитов представлена зернами, средний размер которых в поперечнике составляет 200 мкм. В их сечении прослеживается тенденция к округло овальной форме, края зерен сильно резорбированы.

Содержание гейкилитовой компоненты в ильменитах обеих групп составляет в среднем около 60%, а гематитовой – около 10%. Содержания Cr2O колеблются в широких пределах для обеих групп (от 0,96 до 2,03 мас.% в ильменитах I группы и от 0,99 до 5,70 мас.% для II группы) и в целом перекрываются. Большие содержания MgO отмечаются в ильменитах II группы (до 17-18 мас.% и не менее 10 мас.%). Максимальное содержание MgO для ильменитов I группы составляет 13,93 мас.%.

К различиям в составах между двумя группами можно отнести следующие особенности: 1) более магнезиальными являются пикроильмениты II группы;

2) для пикроильменитов II группы характерна более частая встречаемость высокохромитых зерен;

3) пикроильмениты II группы являются более маргонцовистыми.

Для изученных зональных зерен ильменитов характерно увеличение содержания MgO от центральных к краевым частям (от 12,42 до 13,02 мас.% MgO для I группы и от 13,76 до 17,94 мас.% MgO для II группы). Однако для ильменитов I группы в единичных случаях отмечается обратная картина, что может быть связано с неточным определением положения центра зерна.

Содержания Cr2O3 для ильменитов II группы увеличиваются от центра к краю (от 1,17 до 5,70 мас.% Cr2O3), тогда как для ильменитов I группы характерна обратная ситуация (1,74 мас.% Cr2O3 в центральных частях и 0,98 мас.% Cr2O3 в краевых).

Для шпинелидов из реакционных кайм некоторых ильменитов II группы были получены составы. Для таких зерен были посчитаны возможные T и fO2 по [1] с использованием [4]. T и lgfO2 процесса реакционного изменения Mg ильменита и образования по нему шпинелидов составляют 920 оС и -11,81, соответственно, что соответствует QFM +0,5lg и является типичным для кимберлитов и совпадает с оценками внутренней фугитивности кислорода для пикроильменитов из кимберлитов, измеренных с помощью электролитов [2].

Отмеченные выше особенности состава ильменитов хорошо можно проиллюстрировать диаграммой в координатах MgO-Cr2O3. Все точки составов ложатся на параболообразную кривую, при этом левой ветви соответствуют пикроильмениты I группы, а правой – II (рис.2).

На рис.3 видно, что отношение Fe2+/(Fe2++Fe3+) для ильменита обеих групп имеет близкое значение. Из этого можно предположить, что диапазон окислительно-восстановительных условий образования ильменитов обеих групп был близок, но для ильменитов I группы они лежали в более узком диапазоне.

Анализ соотношения Cr3+ - Fe2+/(Fe2++Fe3+) в ильменитах (рис.3) с учетом их зональности показывает, что формирование ильменитов I группы, в которых от центра к краю происходит уменьшение содержания хрома, протекал при уменьшающейся fO2, поскольку менее хромистые составы имеют более высокое отношение Fe2+/(Fe2++Fe3+). Образование ильменитов II группы, напротив, происходило в ходе роста fO2, поскольку для них наблюдается снижение отношения Fe2+/(Fe2++Fe3+) по мере возрастания содержания хрома.

Следовательно, имело место возрастание окислительного потенциала в ходе процессов, сопровождающих формирование ильменитов II группы Fe2+/(Fe2++Fe3+) Cr2O3 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0 0.02 0.04 0.06 0.08 0.1 0. 8 10 12 14 16 3+ Cr MgO Рис.2. Бинарная диаграмма состава Рис.3. Бинарная диаграмма состава ильменитов в координатах Cr3+ ильменитов Fe2+/(Fe2++Fe3+). Условные обозначения в координатах MgO-Cr2O3.

Условные обозначения: те же, что и на рис. 2.

– составы ильменитов I группы, + - составы ильменитов II группы Обратная зональность ильменитов II группы (т.е. увеличение содержания Mg и Cr от центральных к краевым частям) может быть результатом воздействия кимберлитового расплава на зерна и растворения Cr- и Mg-содержащих минералов, например, шпинелидов. Возможно, этим можно объяснить незначительную распространенность минералов этой группы в породе.

Таким образом, детальное изучение составов Mg-ильменитов из карбонатного кимберлита показало, что при взаимодействии ксенокристов Mg ильменита с кимберлитовым расплавом при росте окислительного потенциала они могут экстремально обогащаться Cr- и Mg. При этом значения fO2, по крайней мере, для отдельных стадий процесса, остаются в пределах, типичных для кимберлитовых расплавов (+0,5lg QFM).

Литература:

1. Andersen D.J., Lindsey D.H., 1985. New (and final) models for the Ti magnetite/ilmenite geothermometer and oxygen barometer. Abstract AGU Spring Meeting Eos Transactions. American Geophysical Union 66 (18), 2. Arculus R.J, Dawson J.B., Mitchell R.H., Gust D.A., Holmes R.D. Oxidation states of the upper mantle recorded by megacryst ilmenite in kimberlite and type A and B spinel lherzolites, 1984. Contributions to Mineralogy and Petrology 85: 85- 3. Cruz S.R., Watangua M., Melgarejo J.C., Gali S., 2008. New insights into the concept of ilmenite as an indicator for diamond exploration, based on kimberlit petrographic analysis. Revista de la sociedad espaola de mineralogia 9, 205 4. Lepage L.D., 2003. ILMAT: an Excel worksheet for ilmenite-magnetite geothermometry and geobarometry. Computers and Geosciences 29, 673- 5. McDonough W.F., Sun. S.-s., 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, v.120, 223- 6. Smith C.B., Gurney J.J., Skinner E.M.W., Clement C.R., Ebrachim N., 1985.

Geochemical character of southern African kimberlites: a new approach based on isotopic constraints. Transactions Geological Society South Africa 88, 267 7. Taylor W.R., Tomkins L.A., Haggerty S.E., 1994. Comparative geochemistry of West African kimberlites: evidence for a micaceous kimberlite endmember of sublithospheric origin. Geochimica et Cosmochimica Acta 58, 4017- ОСОБЕННОСТИ МИНЕРАЛОВ-СПУТНИКОВ АЛМАЗА ИЗ РОССЫПЕЙ ЮАР И НАМИБИИ Городецкая Маргарита Дмитриевна Геологический факультет МГУ, Москва, vzgk17@mail.ru Изучены минералы-спутники алмаза из россыпей Юго-Западного побережья Африки с территории континентального шельфа ЮАР и Намибии.

Объектом исследований послужили монофракции гранатов, отобранных с поисковых площадей из района концессии Лонг-Айленд (первая проба), гранатов и ильменитов из гравийного конгломерата района Лонг-Айленд (вторая проба). Все зерна граната и ильменита представлены мегакристами. Изучены зерен граната из первой пробы, 14 зерен ильменита и 73 зерна граната из второй пробы. Из числа последних 59 зерен впоследствии (после определения химического состава) оказались ставролитами.

Морфологические особенности минералов-спутников алмаза и ставролита изучались под бинокулярной лупой. Определение химического состава выполнено с применением электронно-зондового анализа на микроанализаторе JEOL JSM-820, снабженном энерго-дисперсионной приставкой с компьютерной системой Link AN 10/85S Link (Англия).

Применение дискриминантного анализа и химико-генетической классификации минералов-спутников алмаза [1, 2] позволило разделить полученные анализы на химико-генетические группы (ХГГ), соответствующие определенным минеральным парагенезисам, в том числе и алмазоносным. На основании анализа совокупной информации с построением соответствующих гистограмм и диаграмм сделано заключение о перспективности данных поисковых площадей.

Минеральные парагенезисы гранатов из района концессии Лонг Айленд.

В результате применения химико-генетической классификации все гранаты разделены на 9 химико-генетических групп. Наиболее многочисленную группу составили гранаты из метаморфических пород (29 ХГГ). Следующая по распространенности группа - гранаты из алмазоносных равномерно-зернистых лерцолитов с низко-среднехромистым гранатом (2,1-3,7 мас.% Cr2O3, 1,8-5, мас.% CaO) (5 ХГГ), относящиеся к серии твердых растворов уваровит – альмандин – пироп. Кроме того, присутствуют низкохромистые титанистые гранаты (1,5 мас.% Cr2O3, 0,5 мас.%TiO2) из серии твердых растворов альмандин-пироп (8 ХГГ), соответствующие слабоалмазоносным равномерно зернистым ильменитовым лерцолитам. Остальные группы представлены незначительным числом анализов. На рис. 1а представлена гистограмма соотношения выделенных ХГГ, а на рис. 2 приведена диаграмма составов граната различных групп в координатах CaO и Cr2O3.

Минеральные парагенезисы гранатов из гравийных конгломератов района Лонг-Айленд. Выделены три химико-генетических группы гранатов.

Наиболее распространены гранаты из метаморфических пород (29 ХГГ), в меньшей степени - гранаты из алмазоносных ильменит-рутиловых магнезиально-железистых эклогитов (7,7 мас.% MgO) (19 ХГГ). Гранаты других групп редки. Соответствующие гистограмма соотношения выделенных групп и диаграмма составов для гранатов данного участка приведены на рис. 1б и 2.

Красноцветные гранаты имеют хорошо выраженную зональность (рис. 3), обусловленную различным содержанием железа.

Минеральные парагенезисы ильменитов из гравийных конгломератов района Лонг-Айленд. Ильменит соответствует шести химико генетическим группам, наиболее многочисленная из которых представлена низкохромистым марганцовистым ильменитом, соответствующим по составу ильмениту из включений в алмазе и эклогитов (0,77-7,16 мас.% MnO) (8 ХГГ).

Следующая по распространенности группа представлена хромсодержащим высокомагнезиальным ильменитом (0,16-1,21 мас.% Cr2O3, 11,2-12,6 мас.% MgO), встречающимся в виде включений в алмазе, в неалмазоносных перидотитах (в том числе и метасоматизированных), а также в катаклазированных лерцолитах (3 ХГГ). На рис. 4 представлена гистограмма соотношения выделенных групп, на рис. 5 - диаграммы составов ильменита различных ХГГ в координатах основных миналов MgTiO3-FeTiO3-Fe2O3 и MgO Cr2O3 с нанесенным трендом изменения составов ильменита из кимберлитов Африки (Haggerty, 1975).

К высокоалмазоносному парагенезису отнесено 37% всех изученных гранатов из поисковых площадей Намибии. Поисковая площадь района концессии Лонг-Айленд с наличием низко-среднехромистых (до 3,5 мас.% Cr2O3) гранатов с повышенной кальциевостью (до 4,5 мас.% СаO) безусловно может рассматриваться как территория с наличием алмазоносных тел.

Размерность гранатов (желваки до 1 см) с учетом особенностей механического износа указывает на близость их коренного источника (кимберлитового тела).

30% всех изученных ильменитов также соответствует высокоалмазоносным парагенезисам. Отмечено присутствие хромсодержащих магнезиальных гемоильменитов (ферримагнитных при Т комн.) из перидотитов и пироксенитов, а также встречающихся в виде включений в гранате. Поисковая площадь с наличием низкохромистых (до 1,2 мас.% Cr2O3) пикроильменитов с пониженной магнезиальностью (до 6,5 % MgO) не может рассматриваться как территория с наличием алмазоносных тел. Размерность ильменитов (лепешковидные обломки размером до 1 см) и особенности механического износа свидетельствуют об удаленности их коренного источника.

По химическому составу зональные красноцветные гранаты района концессии Лонг-Айленд имеют ультраосновной (алмазоносный) парагенезис, тогда как гранаты из гравийного конгломерата района Лонг-Айленд имеют более высокий по разрезу резервуар-источник. Набор выделенных химико генетических групп граната и их соотношение дает основание для предположения об ином источнике гранатов из гравийного конгломерата района Лонг-Айленд.

N=108 N= 60, 90, 80, 50, 70, 40,00 60, n,% 50, n,% 30, 40, 20,00 30, 20, 10, 10, 0,00 0, 5 8 9 12 20 24 27 29 30 19 29 Номера химико-генетических групп Номера химико-генетических групп а) б) Рис 1. Гистограмма распределения гранатов различных химико-генетических групп: а) из района концессии Лонг-Айленд;

б) из гравийных конгломератов района Лонг Айленд (N – общее число изученных ильменитов, n – частота встречаемости, %) 10 в ер ли ты Ca O,ма с.% лер цо ли ты 5( 2 1 ) 8( 1 4 ) 4 9( 4 ) 12 ( 1 ) 20 ( 1 ) 2 24 ( 1 ) ду н и ты и га р цбу р ги ты 19 ( 2 ) 0 2 4 6 8 10 12 14 C r2O3, ма с.% Рис. 2. Соотношение CaO и Cr2O3 в гранатах у/о парагенезиса из россыпей Намибии.

Номера у фигуративных точек соответствуют номерам ХГГ. В скобках указано число анализов в каждой из групп. Нанесены поля по Н.В. Соболеву, 1974. Полые маркеры – гранаты из района концессии Лонг-Айленд, залитые – из гравийного конгломерата района Лонг-Айленд а) б) Рис. 3. (а, б) Зональность красноцветных гранатов из района концессии Лонг-Айленд.

Фотографии сняты на микроанализаторе JEOL JSM-820, оператор Япаскурт В.О.

N= 60, 50, 40, n,% 30, 20, 10, 0, 3 5 6 7 8 Номера химико-генетических групп Рис 4. Гистограмма распределения ильменитов различных химико-генетических групп из гравийных конгломератов района Лонг-Айленд (N – общее число изученных ильменитов, n – частота встречаемости, %).

16 Fe 2O 0,00 1, 0,25 0, Cr2O 3, мас.% 0,50 0, 0,75 0, 2 3(2) 3(2) 5(1) 5(1) 6(1) 6(1) 1,00 0, 7(1) 7(1) 0 0,00 0,25 0,50 0,75 1, 8(7) 8(7) 0 2 4 6 8 10 12 14 11(2) MgTiO FeTiO 11(2) 3 а) б) MgO,мас.% Рис.5. Диаграмма составов ильменитов различных химико-генетических групп из гравийного конгломерата района Лонг-Айленд: а) соотношение MgO и Cr2O3, нанесен тренд изменения составов ильменита из кимберлитов Африки (Haggerty, 1975);

б) в координатах основных миналов MgTiO3–FeTiO3–Fe2O3. Номера у фигуративных точек соответствуют номерам ХГГ. В скобках указано число анализов в каждой из групп.

Литература:

1. Богатиков О. А. и др. Архангельская алмазоносная провинция, М.: Изд.

МГУ, 2. Гаранин В. К. и др. Включения в алмазе и алмазоносные породы, М.: Изд.

МГУ, ХАРАКТЕРИСТИКА СОСТАВА АМЕТИСТА МЕСТОРОЖДЕНИЯ ОБМАН Грачева Анна Сергеевна Геологический ф-т ВГУ, Воронеж, kanopataja@mail.ru Аметист – фиолетовая разновидность кварца, имеющая цветовые оттенки от голубоватого до пурпурного. Относится к числу самых популярных ювелирных камней, известных еще в древние века.

Аметист представляет собой тригональный a-кварц с химической формулой SiO2. В отличие от бесцветного или дымчатого горного хрусталя в аметисте всегда присутствует примесь Fe2O3 в количестве от 0,01–0,04 мас.% в бледно-фиолетовых образцах до 0,24–0,35% в густоокрашенных [2].

Месторождение аметиста Обман находится на площади Центральноалданской минерагенической зоны, на стыке Центральноалданского антиклинального поднятия Якутского грабена, который характеризуется широким развитием щелочного магматизма мезозойского этапа активизации.

Район месторождения сложен архейскими гнейсами, биотитовыми и биотит амфиболовыми кристаллическими сланцами, относящимися к верхним горизонтам верхнеалданской свиты нимнырского структурно-вещественного комплекса.

В структурном отношении месторождение представляет собой мощную зону дробления пород, сцементированных сиенит-порфирами. Породы месторождения подверглись сильной гидротермальной проработке, проявившейся в окварцевании, каолинизации, серицитизации, пиритизации, выщелачивании и других процессах. Аметистоносность месторождения связана с широко проявленной кварцевой минерализацией. Окварцованные породы образуют единую зону субмеридионального простирания, локализованную в сиенит-порфирах и гранитах.

Продуктивная аметистоносная зона занимает центральную часть месторождения. Она состоит из нескольких более мелких участков, разделенных блоками без аметистовой минерализации. Нарушениями субширотного простирания зона делится на северную и южную. Наиболее богатой по содержанию аметиста является северная. Аметист находится в полостях, расположенных в раздувах минерализованных трещин и кварцевых прожилков.

С глубиной содержание аметиста уменьшается, его окраска бледнеет.

Окрашенный кварц (аметист, морион) является более поздним, чем горный хрусталь. Он с перерывом нарастает на бесцветные кристаллы, которые служат затравкой, образуя типичные для аметиста скипетровидные формы.

Многие кристаллы аметиста и дымчатого кварца в корневой части имеют тонкую ножку из горного хрусталя. У отдельных кристаллов наблюдается зональное строение: внутренняя зона представлена молочно-белым кварцем, средняя – дымчатым, внешняя – аметистом. Переход от внутренней зоны к средней резкий, а между средней и внешней – постепенный. Все окрашенные кристаллы имеют короткопризматический, реже среднепризматический габитус.

Соотношение их длины к ширине колеблется от 0.4:1 до 1:1.

Аметисты месторождения Обман отличаются сложной кристаллографической формой и наличием большого количества сростков. В некоторых кристаллах с бледно-фиолетовой окраской присутствуют волосовидные включения гематита, ориентированные нормально к граням ромбоэдра.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 6 |
 





 
© 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.