WWW.KN.LIB-I.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Различные ресурсы
 


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |

«АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОЭКОЛОГИИ Материалы XXIII молодежной научной школы-конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца ...»

-- [ Страница 4 ] --

Техногенный шум в полосе частот 117 Гц генерирует населенный пункт и крупные промышленные объекты с многопрофильной деятельностью. В спектре выделяются основные максимумы на частотах 14 и 1417 Гц. Вибрации на частоте 14 Гц связаны с движением автотранспорта и имеют широкополосный спектр с максимумом на 2.8 Гц. Колебания с частотами 14 Гц наиболее интенсивны в летние месяцы, а так же в декабре-январе, что обуславливается увеличением нагрузки на автодороги в эти периоды времени (рис. 3). Корреляция значений спектральной плотности микросейсм с частотами 14 Гц с метеорологическими данными не наблюдается.    Рис. 3. Временная зависимость значений спектральной плотности сейсмического шума для диапазона частот 1–4 Гц, температуры воздуха и атмосферного давления. Компонента E-W.

  Наибольшей интенсивностью среди выделенных диапазонов обладают микросейсмы с частотами 1417 Гц. Данные высокочастотные колебания активизируются в начале мая и продолжается до октябряноября, минимум у этих шумов наблюдается в зимние месяцы (рис. 4). При сопоставлении графика спектральной плотности вибраций с частотами 1417 Гц и графика температурного режима становится заметно увеличение уровня микросейсмического процесса с установлением положительных температур (начало мая), что связано с изменением физических свойств грунта при оттаивании. При установлении отрицательных температур значения спектральной плотности данного шума уменьшаются. Микросейсмы этого типа связываются нами с работой электроагрегатов, находящихся вблизи сейсмостанции, а так же с деятельностью сельхозтехники, работающей в летние и осенние месяцы на удалении не больше 23 км от точки регистрации.

–  –  –

  Рис. 4. Временные вариации значений спектральной плотности микросейсм для диапазона частот 14–17 Гц  температуры воздуха и атмосферного давления. Компонента E-W.

Используя данные долговременных сейсмологических наблюдений на сейсмостанции SYK, стало возможным сопоставление временного распределения уровней сейсмического шума вблизи г. Сыктывкар. В результате исследования микросейсмического фона в его составе были выявлены 2 частотные области. Одна,  с частотами 0.10.5 Гц – природная, связывается нами со штормовой активностью в океанах. Вторая, с частотами 117 Гц техногенная, совпадающая с областью регистрации полезного сигнала землетрясений. В данном диапазоне более низкие частоты 14 Гц связаны с деятельностью транспорта, а более высокие 1417 Гц обусловлены работой различных электроагрегатов вблизи станции.

Работа выполнена при поддержке гранта молодых ученых и аспирантов УрО РАН 10-5-НП-458

–  –  –

Национальный научно-природоведческий музей НАН Украины, reshetnyk@bigmir.net Введение.

Существующие геологические карты признаны устаревшими, поэтому сейчас реализуется общегосударственная программа геологического доизучения ранее закартированых площадей масштаба 1:200000 (ГДП-200). На этапе доизучения встают новые проблемы, требующие большей детальности и эффективности. Для их решения необходимо создание современных способов исследования геологической среды. В магнитометрии развиваются новые подходы, но в основном для решения задач археологии, инженерии, геоэкологии, агрономии. Они не приспособлены для картирования докембрийских сильнодифференцированных структур. В этой работе предлагается методология малоглубинной магнитометрии МГМ, позволяющая повышать информативность результатов исследования «тонкой» структуры докембрийского фундамента. Приведен пример использования МГМ для структурирования участка расположенного в пределах Гайсинского блока Украинского щита.





114 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г Материалы XXIII молодежной научной школы-конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца

«АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОЭКОЛОГИИ»

Методика.

Малоглубинная магнитометрия МГМ является подразделением малоглубинной геофизики, приспособленной для структурно-геологического исследования приповерхностных слоев геологической среды методами наземной магнитометрии. Основные принципы методологии МГМ, детальность, внутриметодное комплексирование, системность (с априорными данными), соответствие методологии и технологии МГМ требованиям современности («осовременивание»). Принцип детальности требует создания объемной базы детальных магнитных данных на исследованных территориях. Внутреннеметодное комплексирование в наземной магнитометрии и в МГМ совершается аналогично межметодному комплексированию в геофизике со всеми его понятиями (стадийность, оптимизация выбора комплекса, прочее). В оптимальный комплекс должны входить полевые съемки магнитного поля и полевая каппаметрия, согласованный с их результатами отбор образцов и лабораторная петромагнитометрия (гравиметрия, электрометрия, ядерные методы). Конечно же, новые магнитометрические данные и полученные знания наслаиваются на уже существующие, которые следует включать в интерпретацию вместе с новыми путем системного подхода. Системность при интерпретации полученных и априорных данных становится теперь так же методологическим принципом. Очевидное требование (осовременивания) технологии и методологии становится в наше время методологическим принципом впоследствии чрезвычайно быстрого развития и изменчивости технических способов, технологий, методологических принципов работы с потоками информации (системы глобального позиционирования GPS, ГИС технологии, многофакторное моделирование).

На основании перечисленных общих методологических принципов можно строить разные методы МГМ. Ниже предлагается конкретный простой метод магнитного сканирования МС, в котором комплексуются фактически лишь магнитометрические методы и операции. Также вводится сравнительный магнитный анализ СМА, позволяющий выявлять и прослеживать подобные геологические структуры.

Метод МС это комплексный петромагнитометрический метод магнитометрии. В нем вводится совместная съемка индукции магнитного поля Т и магнитной восприимчивости, и объединяется в единый комплекс с лабораторными исследованиями. Описание МС представлено в работе (Решетник, 2010). Метод МС повышает уровень детальности за счет укрупнения сети наблюдений и повышает уровень комплексности магнитометрических работ, чем преодолевает механическое, штучное объединение разных способов исследований в стандартных технологиях.

СМА основана на том, что в историческом процессе создания и переработки горных пород докембрия магнитные минералы и вмещающие их породы образовывались и превращались уникальным образом. Кажется очевидным, что очень детальна кривая Т при достаточном протяженности маршрута съемки и достаточно развитой зубчастости кривой Т способна отразить индивидуальную неповторимость магнитной и в большинстве случаев геологической структуры.

Известно, что любой объект реального мира является индивидуальным и каждое его свойство имеет в деталях свои неповторимые индивидуальные особенности, которые отличаются при детальном исследовании. Во многих случаях оказывается, что при достаточном уровне детализации даже одно характерное свойство способно создать «портрет» своего объекта столь индивидуализированный, что по нему становится возможным идентифицировать этот объект. Таким идентификатором может стать детализированная кривая, выражающая характерный признак объекта. Этому есть примеры в различных сферах: в криминалистике с узором папиллярных линий идентифицируют человека; в медицине идентификация человека возможна за деталями его кардиограммы; в материаловедении идентификация полимеров (резины) осуществляются инфракрасной спектрометрией.

б) а) Рис. 1. Фрагмент геологической карты масштаба 1:25000 с изолиниями Т (р. Южный Буг, с. Саленцы)

а) до проведения МС; б) после проведения МС. Условные обозначения: 1 –кристаллосланцы и гнейсы; 2,3,4 – изолинии нулевого, положительного, отрицательногоТ (нТл); 5 – точки маршрута съемки Т и, отвечающие точкам на рис. 2.

–  –  –

Из сказанного следует вывод, который составляет содержание эвристического методического средства – сравнительного магнитного анализа (СМА): подобным зубчатым кривым Т соответствуют подобные источники магнитного поля, а значит в большинстве случаев и подобные геологические разрезы. Истинность этого утверждения подтверждается конкретными примерами структурно-геологических исследований проведенных в пределах Гайсинского блока Украинского щита в долине реки Южный Буг.

Результаты.

В этой ситуации показаны возможности МГМ для исследования докембрийских образований, обнажающихся вдоль р. Южный Буг между с. Саленци и с. Самченци. В пределах этой территории на геологической карте (рис. 1а) недостоверно изображен массив кристаллосланцев, поскольку на петрографично однородном теле тут возникают значительные изменения Т. Полученные методом МС данные показали, что выход тела кристаллосланцев на левый берег наблюдается лишь на участке Б’В’ (рис. 1б).

Действительно, тело криссталосланцев с правого берега не переходит на левый берег в районе участка АБ.

Такой вывод является очевидным с результатов детальной съемки Т (рис. 2) и подтверждается результатами каппаметрии. Выполненные по программе проф. М.Н. Жукова (Жуков, 1997) сравнение об ( образцов), показало, что коэффициент подобия для пород, обнажающихся на противоположных берегах тут является очень низким (=0,02). Сравнение образцов пород на разных берегах показало так же их разную геологическую природу.

Что касается промежутков БВ и Б’В’, то на них обе кривые уже становятся подобными: они спадают подобным образом на расстоянии 130 м каждая на одну й ту же величину 2400 нТл и в целом являются подобными форме кривых Т, обе кривые сильно зубчатые и имеют приблизительно одинаковый угол склона залегания кривой (рис. 2). Магнитная восприимчивость обнажений кристаллического фундамента на промежутках БВ и Б’В’ в основном варьирует в пределах 35–8010-3 ед. СИ, подобны так же остаточная намагниченность In. Все эти факты позволяют утверждать, что на на этих промежутках происходит переход тела кристаллосланцев с правого на левый берег. Таким образом можно считать доведенным, что тело кристаллослацев и гнейсов переходить на левый берег лишь небольшой своей частью Б’В’, как это показано на рисунке 1б.

–  –  –

Рис. 2. Фрагменты кривых Т подобных на промежутках АВ и А’В’ полученных путем детальной съемки на противолежащих берегах вдоль русла р. Южный Буг возле с. Саленцы.

Следующая ситуация заключается в использовании метода МС и ПМА в структурном анализе геологической среды, связанный с территорией между с. Самчинци и пгт. Райгород на левом берегу р. Южный Буг На кривой Т визуально выделяются два фрагмента ИК и И’К’, которые имеют подобную форму, длину по горизонтали (450–480 м), почти одинаковые соответствующие значения Т и одинаковую амплитуду 1600 нТл (рис. 3).

С подобия фрагментов кривых Т на промежутках ИК та И’К’ согласно СМА можно сделать вывод, что геологические тела в околе маршрутов съемки, будут так же подобны, но этот факт противоречит существующей геологической карте (рис. 4а). Это подобие является не «зеркального» типа (осевая симметрия), а «параллельного» типа (параллельного переноса). На карте Т видно, что промежуток ИК пересекает одну из аномалий 1000 нТл, за которой в северо-восточном направлении вытянулись одна за другой в ряд аномалии 1000 нТл (рис. 4). Фрагмент кривой И’К’ отображает аномалии 1000 нТл, удлиненной в северо-восточном направлении, за которой далее в том же направлении прослеживается удлиненная полоса изолиний Т выше 700 нТл. Две описанные выше области простирания изолиний Т в северо-восточном направлении являются приблизительно параллельными одна другой. Приведенный анализ карты Т и подобие форм и значений кривой Т на промежутках ИК и И’К’ приводит к выводу, что в докембрийском фундаменте параллельно одна другой залегают два удлиненных в северо-восточном направлении подобных по структуре геологических тел.

116 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г Материалы XXIII молодежной научной школы-конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца

«АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОЭКОЛОГИИ»

–  –  –

Рис. 3. Фрагмент кривой индукции магнитного поля Т полученной вдоль русла р. Южный Буг (буквы ИК и И’К’ соответствуют промежутку маршрута съемки Т обозначенного на рис. 4).

–  –  –

На существующих геологических картах промежуток ИК пересекает тело мигматитов, а промежуток И’К’ пересекает тело аплит-пегматитовых гранитов. Как известно, последние считаются слабомагнитными породами, ИК и и’К’ обозначают два подобных профильных участка, значит эти два тела должны быль сложены мигматитами (рис. 4). Между ними на существующей геологической карте изображено тело гранодиоритов, которое, как видно, должно быть достаточно магнитным, и возникает вопрос: почему тогда между ними снижается Т. Ответ был найден после использования метода МС к обнажениям карьер «Змииный», расположенного на промежутке КИ’. Было доказано, что на этом промежутке на самом деле залегают сравнительно магнитные плагиограниты, переходящие на левый берег. То есть, очевидно, что существующая геологическая карта для этой местности требует значительных исправлений.

Выводы.

Введено понятие малоглубинная магнитометрия МГМ, как раздел малоглубинной геофизики, и предложено ее использование для целей картирования докембрийского фундамента. Представлено новый способ интерпретации результатов магнитной съемки – сравнительный магнитный анализ (СМА), согласно которому считается, что при достаточной детальности подобным фрагментам кривой/кривых индукции магнитного поля соответствуют подобные по геологическому строению образования.

На примерах типичных ситуаций противоречивости предлагаемых разными исследователями геологических построений доказано, что МГМ способна значительно повышать структурно-геологическую информативность магнитных свойств горных пород (на обнажениях пород докембрийского фундамента).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Решетник М.Н. Современные возможности магнитометрии при картировании высокометаморфизированных комплексов (на примере Украинского щита)// Современные проблемы геофизики: сборник докладов ХІ Уральской молодежной научной школы по геофизике. – Екатеринбург: ИГф УрО РАН. 2010. С. 186–189.

2. Жуков Н.Н. Метод многомерной статистической фильтрации різновидової геологической информации для решения задач картування и прогноза: Дис... д-ра геол. наук: 04.00.05 / Киевский ун-т им. Тараса Шевченко. К., 1997. 337 с.

–  –  –

Институт геологии Карельского научного центра РАН, chthonian@yandex.ru Другорецкое месторождение представляет собой возвышенность, ограниченную с востока скальным обрывом, расположенную на территории Прионежского района Республики Карелия, в 5 км от д. Другая Река. Месторождение образовано Ропручейской интрузией габбродолеритов, имеющей форму силла, полого (под углами не более 25) падающей на юго-запад и ярко выраженной в орографическом отношении (рис. 1), залегающей в породах шокшинской свиты. Большинство выходов коренных пород приурочено к нижней части склона, где скальные крутые уступы высотой от 2–3 до 30 м. протягиваются на 30–100 м. параллельно склону. Абсолютная отметка возвышенности 149,8 м., относительные превышения над окружающей местностью 50–70 м.

Месторождение неоднократно изучалось на различные виды сырья. С начала 90-х годов по настоящее время проведены поисково-оценочные работы на ряде участков для добычи облицовочного камня по заявкам и техническим заданиям различных организаций. На сегодняшний день, в пределах Другорецкого месторождения выдано 10 лицензий, по которым ведется промышленная и опытная добыча полезного ископаемого, а также геологоразведочные работы. Суммарный объем добычи указанных предприятий составляет до трех четвертей объемов добычи блочного камня Карелии. Следует отметить, что за годы изучения Другорецкого комплекса месторождений облицовочного камня выполнен большой объем изучения трещиноватости, так как это основной показатель контролирующий выход природных блоков габбродолерита на горном предприятии.

Чётко проявлены трещины отдельности трех систем (I, II и III), что характерно для всех участков Другорецкого месторождения: трещины системы I ориентированы согласно простиранию интрузии; трещины системы II ориентированы перпендикулярно простиранию интрузии; трещины системы III – субгоризонтальные, с преобладающим пологим падением на запад-северо-запад (Калмыков, 2006). Часть крупных зон трещиноватости (преобладают нарушения II системы) отчётливо проявляются в рельефе (рис. 1Б). Однако общей картине трещиноватости характерна невыдержанная зональность, из-за чего требуется её детальное изучения.

Рис. 1.

А – Геологическая схема района работ; (1-габбродолериты Ропручейского силла, 2-кварцито-песчаники шокшинской свиты, 3-кварцито-песчаники петрозаводской свиты, 4-тектонические нарушения); Б – Модель рельефа Другорецкого месторождения Одним из способов выделения нарушений целостного массива, таких как области трещиноватости, и определения наиболее монолитных областей является использование геофизических методов. В качестве экспериментальных работ такого плана, выполнены два субпараллельных профиля вдоль северной части Другорецкого месторождения (рис. 1Б, 2). Для проведения работ использовалась электротомография – целый комплекс, включающий в себя как методику полевых наблюдений, так и технологию обработки и интерпретации полевых данных. Ее особенностью является многократное использование в качестве питающих и измерительных одни и те же фиксированные на профиле наблюдений положения электродов и специальных алгоритмов

–  –  –

решения обратной геофизической задачи (Бобачёв, 2007). Измерения выполнялись диполь-дипольной электродной установкой с шагом 5 метров по профилю. Использование такой электродной установки обусловлено, как отмечалось выше, субвертикальным характером выявляемых неоднородностей, а также высокими показателями её разрешающей способности и глубинности исследований (Dahlin, 2002). Полученные измерения обрабатывались для получения псевдоразреза удельных сопротивлений, характеризующего изменения электрических свойств в геологической среде на глубину до 50 метров.

В результате было построено и интерпретировано два геоэлектрических псевдоразрезах (рис. 2), на которых фиксируется ряд зон трещиноватости, характеризующиеся модельными удельными сопротивлениями 1500 Ом·м и менее. Следует отметить, что начиная с ПК 400 происходит повышения общего уровня удельных сопротивлений на профиле № 1. Это связано с его пересечением подстилающей шокшинской свиты, сложенной кварцито-песчаниками. В результате чего, модельные удельные сопротивления нарушений возрастают, поэтому дальнейший анализ необходимо проводить по положению зон градиентов на псевдоразрезах. Уверенно выделяется нарушенная зона в интервале ПК 300–400 на двух профилях, она обозначена на геологической карте и имеет своё отражение в рельефе дневной поверхности. Также похожее нарушение картируется на ПК 900–1000 профиля № 1 и на ПК 700–800 профиля № 2. Эти две зоны ограничивают отдельный блок, предположительно наиболее монолитный. Часть разломов, фиксируемая на профиле № 2, не прослеживается на профиле № 1, что обусловлено процессами вторичного тектогенеза, и связанного с ним поднятиями участков силла. Разрывное нарушение, проходящая вдоль уступа, отсекает распространение трещин, фиксируемых на профиле № 2, в область пересекаемую профилем № 1. Начиная с ПК 1100 на втором профиле происходит переход в протяжённую область пониженных сопротивлений, которая обусловлена субмеридиональной тектонической зоной. Анализ расположения основных действующих предприятий показывает, что большинство из них расположены на краевых частях локальных блоков, выделяющихся в Другорецком месторождении, с движением карьерной отработки к центру этих блоков. Однако, как видно (рис. 2) общую картину осложняют отдельные крупные трещины, безусловно влияющие на стабильность выхода продукции.

Рис. 2. Геоэлектрические псевдоразрезы удельного сопротивления А – профиль № 1; Б – профиль № 2 В результате проведённые геофизические работы выявили целый ряд нарушений, формирующий структурную картину трещиноватости Другорецкого месторождения. Часть из них заверяются геологическими наблюдениями, а некоторые, особенно маломощные, картируются впервые. Это позволит, в дальнейшем, проводить детальный анализ изучаемой площади, с целью выявления наиболее перспективных участков для заложения горных предприятий по добыче облицовочного камня.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРА

1. Бобачев А.А., Яковлев А.Г., Яковлев Д.В. Электротомография – высокоразрешающая электроразведка на постоянном токе // Инженерная геология, 2007. № 3. С. 31–35.

2. Калмыков В.В. Отчёт «Оценка эффективности освоения Другорецкого месторождения габбро-диабазов».

ТФГИ. 2007. 81 с.

3. Dahlin T., Bernstone C., Loke M.H. A 3-D resistivity investigation of a contaminated site at Lernacken, Sweden // Geophysics. 2002. N 6. P. 1692–1700.

–  –  –

Материалы XXIII молодежной научной школы-конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца

«АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОЭКОЛОГИИ»

–  –  –

Институт геологии Коми научного центра УрО РАН, astakhova@geo.komisc.ru В рудных ассоциациях Харбейского вольфрам-молибденитового месторождения довольно широко распространены теллуриды висмута и свинца как в видовом разнообразии, так и в количественном соотношении.

Открытое в 1944 году Харбейское месторождение является достаточно хорошо изученным объектом. Геологическое строение, особенности тектонического районирования, магматизм и метаморфизм изучались А.К.

Поляковым, А.А. Юсуповым, В.Н. Охотниковым, Т.А. Фомиченко, А.А. Пыстиным (Юшкин и др., 1972; Пыстин, 1994; Уляшева Н.С., 2011). Наиболее детальное описание минералогической организации месторождения дано в работах В.Н. Охотникова, Д.Н. Литошко и В.И. Силаева (Литошко, 1988; Силаев, 1989). Однако, современные научные подходы и аналитические методы позволяют расширить и дополнить новыми геологическими данными уже исследованные объекты.

В научной литературе накоплен огромный материал по описанию новых минеральных видов, минеральных ассоциаций теллуридов в месторождениях различного генетического типа и металлогенической специализации, так как данный тип минерализации является наиболее чувствительным к изменению геологической обстановки (Cook et al., 2007). Особый интерес представляют золото-теллуридный тип месторождений, богатый не только теллуридами, но и промышленными запасами золота. В генетико-информационном плане наиболее интересны минеральные ассоциации с участием теллуридов висмута и свинца (Ciobanu et al, 2006;

Плотинская, Коваленкер, 2008; Молошаг, 2009).

Рассматриваемая минерализация обнаружена в рудоносной зоне Харбейского месторождения в кварцевых жилах в виде прожилков мощностью до 2 мм и в трещинах в ассоциации с халькопиритом и сульфовисмутами свинца и меди.

К настоящему времени в системе Bi(Pb)-Te-S выделяют две группы минералов по разным мотивам кристаллической структуры: группу тетрадимита и алексита.

Предыдущими исследованиями в группе алексита установлен собственно алексит (PbBi2Te2S2), раклиджит ((Pb,Bi)3Te4) и верлит (Bi3Te2) (Литошко, 1988; Силаев, 1989). Алексит встречен в ассоциации с жозеитом, состав которого отличается от теоретического дефицитом свинца и высокими содержаниями висмута и теллура. Верлит и раклиджит образует чаше всего отдельные выделения в кварце в срастании с другими сульфосолями и теллуридами висмута.

В рудных зонах Харбейского месторождения из 21 вида группы тетрадимита известно к настоящему времени 8 минералов: теллуровисмутит, тетрадимит, цумоит, сульфоцумоит, хедлейит, жозеит, ингодит.

Наибольшим распространением пользуется жозеит. Предыдущими исследования ни установлено, что на месторождении встречаются жозеит-А, жозеит-В и «промежуточный» жозеит (Силаев, 1989; Литошко, 1988).

В исследованных образцах нами обнаружен лишь жозеит-А. Минерал встречен в виде отдельных удлиненных зерен, игольчатых выделений размером 0,2–0,3 мм, заполняет трещины или находится в интерстициях минерального пространства. В галените встречены включения жозеита-А неправильной изометричной формы, размер которых достигает от 0,002 до 0,01 мм. Гипергенная минерализация, которая развита по жозеиту, представлена чаще всего англезитом и чилуитом. Соотношение Te/Te+S в составе жозеита-А варьирует в пределах 0,29–0,33, что существенно отличается от результатов данного показателя в жозеите-В (0,64–0,67).

В качестве элементов-примесей в жозеите присутствуют свинец и медь, в одном из образцов установлен торий. Наиболее высокие концентрации достигает свинец (до 10 масс. %), что превышает указанные в литературе содержания данного элемента в минерале (Силаев, 1989).

Впервые на Харбейском месторождении из группы тетрадимита обнаружены баксанит и сстрокаит.

Баксанит редкий минерал с формулой (Bi5.78Pb0.16Sb0.02)S5.96(Te1.77S3.27), который впервые был обнаружен в 1996 году на месторождении Тырныауз (Северный Кавказ) в ассоциации с висмутином, тетрадимитом, жозеитом-А, ингодитом и жильными кальцитом, андрадитом. Данный минерал обнаружен в сульфидных рудах Панареченского проявления (Кольский п-ов) (Волошин и др., 2011).

На Харбейском месторождении баксанит ассоциирует с сульфосолями свинца, меди и висмута и с другими теллуридами. В образце баксанит представлен отдельными изометричными кристаллами размером до 0,6 мм. Состав баксанита нестехиометричен (Bi5,39-5,78Pb0,48-0,80Cu0,02-0,03)Te1.78-1,81S2,73-3,16. Минерал отличается дефицитом висмута и теллура. Важной дополнительной примесью для баксанита является свинец, содержание которого достигает 10 масс. %. Данный элемент компенсирует недостаток катионов, но только по данным структурного исследования может быть однозначно определена роль Pb в баксаните.

В тонком срастании с баксанитом установлен сстрокаит. Впервые данный минерал с эмпирической формулой Bi3TeS2 встречен в ассоциации с тетрадимитом, гесситом, жозеитом-В, висмутином и другими висмутсодержа

–  –  –

щими теллуридами. Данный минерал также обнаружен и в сульфидных рудах Панареченского проявления (Кольский п-ов) (Волошин и др., 2011). Микрозондовые исследования установили стехиометричность в составе минерала Bi2,81-2,91Pb0,20-0,23Te0,89-0,91S1,94-2,22. В одном из анализов содержание свинца достигает 5 масс. %. Ввиду единичного обнаружения и небольшого размера выделений данные исследования требуют дополнительного изучения.

В системе Bi-Te 13 природных и синтетических фаз, из них 4 образуют группу теллуридов с тригональной симметрией и 2 минерала представлены самородными элементами. Существует множество разногласий по поводу границ фаз и соединений промежуточного состава, однако большинство исследователей приходят к выводу о том, что рассматриваемая система представляет собой непрерывную серию твердого раствора (Cook et al., 2007).

Микрозондовый анализ установил самородный висмут в ассоциации с сульфосолями и сульфотеллуридами. Висмут встречается в виде таблитчатых и неправильных форм выделений, локализованных в кварце. Размер выделений достигает до 0,05 мм. Состав висмута характеризуется незначительными примесями золота, свинца, меди, сурьмы. Наиболее часто присутствует сера до 1%. При окислении зерен самородного висмута обнаружены реакционные каемки преимущественно сложенные бисмитом. Зачастую данная ассоциация сопровождается кехлинитом, котрый выполняет трещины или развивается по бисмиту.

В результате предыдущих исследований на Харбейском месторождении из данной серии установлены теллуровисмутит и хедлейит (Литошко, 1988; Силаев, 1989). В исследованных образцах диагностирован лишь хедлейит. Минерал прослежен в срастании с галенитом, сульфовисмутитами, самородным висмутом в виде микроагрегатов и отдельных выделений размером от 0,06 до 0,1 мм. Химический состав минерала близок к теоретическому Bi4Te6.

Предыдущими исследованиями последовательность кристаллизации висмут-теллуридной минерализации происходит по следующей схеме: сульфовисмутывисмутжозеиты+тетрадимит+алекситхедлейит+верлит+теллуровисмутитгаленит+Au-Te минералы (Литошко, 1988; Силаев, 1989).

Большая часть минеральных сообществ принадлежащих к системе Аu–(Cu) – Pb – Bi – S кристаллизуются в интервале между 200 и 400C (Mladenova V., 2001). При изменении окислительно-восстановительных условий, химического потенциала серы и кислотно-основных свойств растворов (от кислых к нейтральным – слабощелочным) идет разложение сульфосолей. Растворы насыщаются висмутом, свинцом и медью. В этих условиях происходит отложение самородного висмута при температуре ниже 271 C (Tomkins et. al, 2007).

С привносом теллурсодержащих растворов кристаллизуются сульфотеллуриды Bi-Pb и висмутсодержащий галенит. Как установлено исследованиями, теллуридная минерализация является более поздней. Сосуществование висмута, хедлеита и висмутина считается характерными для золотоносных месторождений скарнового типа (Tomkins et. al, 2007). Экспериментальные исследования установили, что данная ассоциация существуют ниже 266 °C. Тот факт, что хедлейит и висмутин показывают максимальное содержание Bi и соотношение Te/(Te+Se+S) 1, свидетельствует о высокой активности Bi и низкой фугитивности Te в гидротермальном растворе (Dimitrova D., Kerestedjian T., 2006).

На фоне регрессивной направленности температурных условий формирования пород Харбейского месторождения поздняя редкометальная стадия Харбейского месторождения характеризуется сменой минеральных парагенезисов в диапозоне температур 250–300 °C с варьирующими фугитивностями серы, теллура и висмута.

Работа выполнена в рамках программы фундаментальных исследований РАН № 12-П-5-1011. Автор благодарит за проведение аналитических работ В.Н. Филиппова, Б.А. Макеева, С.С. Исаенко, С.С. Шевчука и за полезные комментарии Н.П. Юшкина.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Литошко Д.Н. Топоминералогия медно-молибденовой рудной формации Полярного Урала. Л: Наука, 1988. 212 с.

2. Силаев В.И. Эволюция минералообразования в гидротермальных палеосистемах. Л: Наука, 1989. 264 с.

3. Плотинская О.Ю., Коваленкер В.А. Минералы системы Au-Ag-X, где X=S, Se, Te в эпитермальных обстановках как индикаторы условий минералообразования // Матер. Годичного собрания РМО, 2008. С. 1–6

4. Пыстин А.М. Полиметаморфические комплексы западного склона Урала. СПб.: Наука, 1994. 208 с.

5. Уляшева Н.С. Термодинамическая эволюция метаморфизма пород харбейского комплекса (Полярный Урал) // Вестник Институт геологии КомиНц УрО РАН, № 9. 2011. С. 2–6.

6. Юшкин Н.П., Фишман М.В., Голдин Б.А. и др. Металлогенетический очерк вольфрамовой минерализации севера Урала. Л., Наука. 1972. 195 с.

7. Cook N., Ciobanu C., Stanley C. Compositional data for Bi–Pb tellurosulfides. The canadian mineralogist, 2007. Part

3. Vol. 45. Р. 417–435

8. Dimitrova D., Kerestedjian T. Bismuth minerals in the postskarn sulphide-arsenide mineralization in the Martinovo iron deposit, NW Bulgaria // Geochemistry, mineralogy and petrology. Sofia 2006, Vol. 44, Р. 19–32.

9. Mladenova V., Kerestedjian T., Dimitrova D. Ag-Cu-Pb-Bi mineralization from the Svishti Plaz gold deposit, Central Balkan Mountain, Bulgaria. Geochemistry, mineralogy and petrology. Sofia. 2001, Vol. 38, P. 55–66.

10. Tomkins A., Pattison R.M., Ronald Frost B. On the Initiation of Metamorphic Sulfide Anatexis. Journalof petrology.

2007. Vol. 48, № 3. P. 511–535.

–  –  –

Введение. Зимнебережное кимберлитовое поле – площадь диаметром 40–50 км, на территории которой расположены Золотицкие, Кепинские и Верхотинские проявления кимберлитового магматизма. Поле охватывает всю площадь Товского выступа с севера ограничено Падунским грабеном, с запада и востока – глубинными разломами, с юга – Керецким грабеном (Архангельская алмазоносная провинция, 1999). Поле включает 39 магматических тел, в том числе 30 кимберлитовых трубок, 6 – трубок оливиновых мелилититов, 7 кимберлитовых силла, 4 из которых сопряжены с трубками. Золотицкие и Верхотинские (трубка им. В. Гриба) трубки алмазоносны, Кепинские относятся к неалмазоносным и убого алмазоносным. Для выявления петрогеохимической неоднородности кимберлитов Зимнебережного поля было проведено комплексное изучение вещественного состава кимберлитов и мелилититов поля. Методами ICP-MS и РФА было получено 65 анализов по 26 магматическим объектам, кроме этого использовано 59 анализов по 17 объектам, собранных по литературным данным (Веричев, 2003; Ларченко и др., 2008; Парсаданян и др,, 1996; Beard et al, 2000; Mahotkin et al, 2000). Кимберлиты Зимнебережного поля обладают крайне неоднородными вещественными характеристиками. Это связано как с особенностями строения трубок, в результате чего среди доступного для изучения материала преобладают сильно контаминированные породы жерловой фации, так и с различающимися мантийными источниками щелочно-ультраосновного магматизма.

Петрогеохимическая неоднородность в пределах кимберлитовой трубки. Несмотря на исключительное разнообразие геологического строения и вещественного состава, вулканические проявления Зимнебережного поля составляют единую магматическую совокупность. Все вулканиты района сближены в пространстве, образуют однотипные формы проявления с близкими размерами и морфологией, имеют сходные структурно-текстурные особенности. Вулканические аппараты представлены преимущественно трубками взрыва, реже силлами. Жерловые части трубок имеют вид перевёрнутого конусовидного цилиндра, сложены автолитовыми кимберлитовыми брекчиями (АКБ), ксенотуфобрекчиями (КТБ), кимберлитовыми брекчиями (КБ), реже – породами лавового облика порфировой структуры. В верхних частях у некоторых трубок сохранилась кратерная часть – приповерхностные раструбообразные расширения, сложенные туфами, туфопесчаниками, туффитами.

С целью выявления отличий петрогеохимического состава кимберлитовых пород из разных фаций, фаз внедрения методами РФА и ICP-MS были проанализированы образцы пород кратерной фации трубки ЦНИГРИ-Архангельская, представленных почти всеми петрографическими разновидностями – КБ, КТБ и АКБ, туф кратерной части трубки, а также образец вмещающих пород венда из скважины, не вскрывшей кимберлит.

Образцы кимберлитов жерловой фации имеют довольно однородный петрогеохимический состав. Основные отличия связаны с нарастающей степенью контаминации образцов материалом венда по направлению от АКБ к более контаминированной КТБ. При этом в анализах наблюдается повышение роли SiO2, Al2O3, понижение содержаний MgO. Породы кратерной фации содержат более высокие содержания кремнезема, алюминия, первые проценты магния. Породы венда содержат больше 90 % кремнезема. На графике распределения редких элементов (рис. 1) породы жерловой фации трубки ЦНИГРИ-Архангельская довольно однородны, основное отличие наблюдается только в уровне обогащения тяжелыми редкими землями. КТБ и КБ обогащены HREE в большей степени, чем АКБ, что, по-видимому, связано с контаминацией породами венда. Эта закономерность подтверждается при рассмотрении отличий между породами кратерной и жерловой фаций трубки. Жерловая фация, представленная туфогенно-осадочной толщей, отличается еще более высокой степенью контаминации породами венда. При этом значительно (в 2 раза) повышается роль кремнезема; содержание MgO падает до 1,71 мас. %, Сr до 761 ppm. Однако на графиках сохраняется характер распределения редких элементов, а уровень обогащения HREE значительно повышается. Для сравнения на рисунки нанесен анализ вендского песчаника. Несмотря на близость к трубке, во вмещающих породах венда не наблюдается выраженной аномалии по содержанию глубинного материала (Cr, Ni и других редких элементов).

Петрогеохимические характеристики кимберлитов Зимнебережного поля. Согласно (Архангельская алмазоносная провинция, 1999) на территории Зимнебережного поля принято выделять 2 контрастные группы (серии) кимберлитовых пород, различающиеся, прежде всего, по присутствию/отсутствию ильменита и петрохимическому составу: 1) Al-серия – группа пород без ильменита (золотицкие кимберлиты, беспироксеновые оливиновые мелилититы), кимберлиты промежуточного изотопного состава между кимберлитами группы I и группы II Южной Африки; 2) Fe-Ti-серия – группа ильменитсодержащих пород (кепинские и верхотинские кимберлиты, мелилитовые пикриты), которые являются аналогами кимберлитов группы I Южной Африки. Перечень всех известных объектов Зимнебережного поля приведен в таблице 1.

–  –  –

Рис. 1. Распределение редких элементов в породах кратерной (туф), жерловой (КБ, КТБ, АКБ) фаций трубки ЦНИГРИАрхангельская (К3а) и во вмещающих породах венда. Данные для примитивной мантии по (McDonough, Sun, 1995).

–  –  –

Золотицкие кимберлиты образуют куст в западной части поля, состоящий из 10 трубок, 7 которых, наиболее алмазоносные, входят в месторождение алмазов им. Ломоносова. По вещественным характеристикам золотицкие кимберлиты относятся к породам глиноземистой серии или к промежуточному типу между кимберлитами групп I и II Южной Африки. Кимберлиты характеризуются пониженными содержаниями TiО2 (0,5–1,3 мас. %), отношениями La/Yb (20–100), пониженными содержаниями практически всех редких элементов. В пределах куста кимберлиты довольно однородны, все вариации содержаний петрогенных и редких элементов связаны со степенью контаминации породами венда.

Верхотинские кимберлиты представлены алмазоносной трубкой им. В. Гриба. Кимберлиты относятся к Fe-Ti серии, по геохимическим характеристикам трубка похожа на алмазоносные кимберлиты Якутии, т.е.

характеризуется умеренными содержаниями TiO2, более высокой степенью фракционирования редких земель (La/Yb 50–130), более высокими содержаниями редких элементов.

Кепинские кимберлиты по вещественным характеристикам относятся к ильменитсодержащим породам Fe-Ti серии или к аналогам кимберлитов группы I Южной Африки. Среди кепинских щелочноультраосновных пород, включающих кимберлиты и оловиновые мелилититы можно выделить три основные разновидности: 1) кимберлиты с сильным фракционированием редких земель (La/Yb50), наиболее обогащенные редкими элементами (силл Светлое, Звездочка, Солозеро, 697, Шоча, 734; трубки 734, Ключевая, Степная и ЦНИГРИ-Кепинская); 2) кимберлиты со слабым фракционирование редких земель (La/Yb50), занимающие по геохимическим характеристикам промежуточное звено между кимберлитами и оливиновыми мелилититами (силлы Солозеро, 495в; трубки Солоха, Светлое, Шоча, ЦНИГРИ-Архангельская, 688, Рождественская, 495а, Галина, 746б) и 3) оливиновые мелилититы, характеризующиеся слабым фракционированием редких земель (трубки 840, Ольгино, Суксома, Сухая, Турьинская, 711). При этом наиболее высокие содержания минералов-индикаторов (пиропов и пикроильменитов) и алмазов отмечены в кимберлитах, характеризующихся слабой степенью фракционирования редких земель (Голубева и др., 2008, Ларченко и др., 2008).

Выводы. Анализ вещественных характеристик щелочно-ультраосновных пород Зимнебережного поля, показывает, что большинство известных на данный момент магматических объектов данной территории характеризуются довольно неоднородным строением и геохимическим составом. Химический состав пород (особенно содержание HREE) сильно зависит от контаминации вмещающими породами венда. Кимберлиты со слабым фракционированием редких земель распределены по всей территории поля наряду с кимберлитами с сильным фракционированием редких земель; оливиновые мелилититы тяготеют к краевым частям площади. Наличие в пределах одного объекта кимберлитов с разной степенью фракционирования редких земель (трубка и силл Светлое, трубка и силл Шоча, силл Солозеро) может свидетельствовать о высокой степени дифференциации вещества в момент подъема кимберлитовой магмы к поверхности и особенностях источников кимберлитовых магм, подвергшихся в разной степени мантийному метасоматозу.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Архангельская алмазоносная провинция (геология, петрография, геохимия и минералогия). Под ред. О.А. Богатикова. М.: Изд-во МГУ, 1999. 524 с.

2. Веричев Е.М., Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П. Геология, состав, условия образования и методика разведки месторождений алмазов – кимберлитовой трубки им. В. Гриба (Архангельская алмазоносная провинция) // Геология рудных месторождений, 2003. Т. 45. № 5. С. 387–414.

3. Голубева Ю.Ю., Щербакова Т.Е., Колесникова Т.И. Особенности вещественного состава кимберлитов трубки ЦНИГРИ-Архангельская, Зимнебережное поле // Руды и металлы, 2009. № 4. С. 66–73.

4. Ларченко В.А., Минченко Г.В., Саблуков С.М. и др. Новые кимберлитовые тела Зимнего берега // Проблемы прогнозирования и поисков месторождений алмазов на закрытых территориях: материалы конференции, посвященной 40-летию ЯНИГП ЦНИГРИ АК «АЛРОСА». Якутск: ЯНЦ СО РАН, 2008. С. 76–81.

5. Парсаданян К.С., Кононова В.А., Богатиков О.А. Источники гетерогенного магматизма Архангельской алмазоносной провинции // Петрология, 1996. Т.4. № 5. С. 496–517.

6. Beard A.D., Dawnes H., Hegner E., Sablukov S.M. Geochemistry and mineralogy of kimberlites from the Arkhangelsk region, NW Russia: evidence for transitional kimberlite magma types // Lithos, 2000. V. 51. P. 47–73.

7. Mahotkin I.L., Gibson S.A., Thompson R.N., Zhuravlev D.Z. et al. Late Devonian diamondiferous kimberlite and alkaline picrite (proto-kimberlite?) magmatism in the Arkhangelsk region, NW Russia // J. Petrol., 2000. V. 41. № 2.

P. 201–227.

8. McDonough W.F., Sun S.S. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 223–253.

–  –  –

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, kargin@igem.ru Введение. Мезопротерозойские лампроиты Костомукши, возрастом 1230±5 млн лет (Беляцкий и др., 1997), являются одними из древних алмазоносных лампроитов мира. Совместно с лампроитами ЛентиироКухмо, которые являются геологическими аналогами лампроитов Костомукши, локализованы на севере Восточно-Европейского кратона, на территории России и Финляндии. Несмотря на неоднократные исследования этих лампроитов российскими и финскими геологами на протяжении двух последних десятилетий (Беляцкий и др., 1997; Никитина и др., 1999; Антонов и др., 2009; O’Brien, Tyni, 1999; O’Brien et al., 2007;

Lehtonen, O’Brien, 2009), многие вопросы, связанные с составами их источников, условиями образования расплавов и природой метасоматизирующего агента остаются дискуссионными. В рамках данной работы будут рассмотрены вопросы, связанные с условиями генерации расплавов различных геохимических типов лампроитов Костомукши.

Методы исследования. Содержания главных породообразующих компонентов определяли методом рентгенофлюоресцентного анализа (РФА) в ИГЕМ РАН на спектрометре последовательного действия PW-2400 производства компании Philips Analytical B.V. Малые и редкие элементы определяли методом индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) в ИПТ РАН.

Петрографическая характеристика и минеральный состав. Лампроиты представлены мелкозернистыми породами с порфировой структурой: вкрапленники, сложенные оливином, слюдой и реже пироксенами, погружены в основную массу, состоящую из мелких выделений (первые десятые мм) слюды, оливина, пироксена, апатита, кристаллов карбонатных минералов и скрытокристаллической массы карбонат-серпентин-хлоритового состава. Оливин всех генераций полностью замещен вторичными минералами группы серпентина. Акцессорные минералы представлены хромистой шпинелью, ильменитом, перовскитом, магнетитом, сфеном, алланитом и сульфидами. Количество вкрапленников их состав и размеры, а также степень кристалличности основной массы варьируют от образца к образцу и зависят от внутреннего строения дайкового тела.

По минеральному составу можно выделить три основных типа лампроитов: Cpx-Phl-Ol, Phl-Ol и PhlCarb. Два первых типа, относящиеся к мадупитовым лампроитам (оливиновые разности с пойкилитовыми кристаллами слюды), слагают тела Костомукшского и Корпангского кустов. Последний тип распространен среди лампроитов Таловейсского куста.

Петрогеохимическая характеристика. Изучение петрогеохимических особенностей лампроитов различных типов показало, что составы всех лампроитов довольно близки, что позволяет по соотношению катионных количеств Mg, Fe и Si классифицировать их как оливиновые лампроиты. По соотношению K2O/Na2O от 7.8 до 110.6 все изученные породы относятся к высококалиевым (K2O/Na2O3). С другой стороны были выявлены петрогеохимические различия между лампроитами различных типов: от Cpx-Phl-Ol и Phl-Ol к PhlCarb лампроитам происходит уменьшение содержаний MgO, SiO2, Cr и Ni, а также увеличение Al2O3, Fe2O3total, TiO2 и P2O5, что отражает различия их минерального состава.

Все изученные породы обладают спектрами распределения редких несовместимых элементов характерными для высоко-калиевых ультраосновных/основных щелочных пород, образованных в анорогенных условиях: обогащение в высокой степени крупноионными литофильными и легкими редкоземельными элементами, а также в меньшей степени высокозарядными и тяжелыми редкоземельными элементами. При этом Phl-Carb лампроиты отличаются от остальных типов более сильным обогащением Zr и Hf (рис. 1).

Небольшие различия между лампроитовыми типами наблюдаются в степени фракционирования REE. Так, отношения (La/Yb)n и (Gd/Yb)n варьируют в интервале 237–642 и 2.5–4.9 для Cpx-Phl-Ol лампроитов, 36–271 и 0.5–5.12 для Phl-Ol лампроитов, а также 117–277 и 2.6–3.3 для Phl-Carb лампроитов соответственно.

Причины вариации составов лампроитов. На диаграмме Mg-Fe в катионных количествах (рис. 2), показаны линии составов расплавов, равновесных с оливином определенного состава. Фигуративные точки Phl-Carb лампроитов Таловейсского куста на рис. 2 расположены вдоль линии, отвечающей равновесию с оливином Fo=91. Из этого следует, что эти составы могут быть близки к первичным выплавкам и не испытали существенного фракционирования. Кроме того, состав оливина указывает на умеренно деплетированный характер перидотитового субстрата.

–  –  –

Фигуративные точки лампроитов как Phl-Ol, так и Cpx-Phl-Ol типов на этой же диаграмме сосредоточены главным образом вблизи линии, отвечающей равновесию с очень высоко-Mg оливином (Fo около 95).

Столь высокое содержание форстеритового минала вряд ли возможно в мантийных оливинах, поэтому следует предполагать некоторую долю кумулусного оливина в наиболее магнезиальных лампроитах. Тем не менее, существенное различие в положении точек лампроитов Cpx-Phl-Ol, Phl-Ol и Phl-Carb типов может указывать на гораздо более деплетированный перидотитовый источник для лампроитов Cpx-Phl-Ol и Phl-Ol типов. В отличие от фигуративных точек Phl-Carb лампроитов, располагающихся на линии равновесия, тренд точек PhlOl и Cpx-Phl-Ol лампроитов пересекает линии равновесия. При этом все точки составов Cpx-Phl-Ol лампроитов расположены компактно, а точки составов Phl-Ol лампроитов, образуют отчетливый тренд в сторону уменьшения Mg и некоторого возрастания Fe. Наиболее вероятно, этот тренд отвечает кристаллизационному фракционированию расплавов.

Таким образом, диаграмма Mg-Fe показывает, что, скорее всего, расплавы лампроитов Cpx-Phl-Ol, PhlOl и Phl-Carb типов находились в равновесии с различным мантийным субстратом и Phl-Carb лампроиты не являются продуктом фракционной кристаллизации Cpx-Phl-Ol лампроитов, о чем явно свидетельствуют разнонаправленные тренды этих лампроитов.

Рис. 1. Мультиэлементные диаграммы распределения редких элементов, нормированные к примитивной мантии по (McDonough, Sun, 1995).

Рис. 2. Диаграмма Mg-Fe в катионных количествах для лампроитов Костомукши.

1 – Cpx-Phl-Ol тип; 2 – Phl-Ol тип; 3 – Phl-Carb тип. Линии составов расплавов, равновесных с оливином определенного состава, при (Fe/Mg) расплав / (Fe/Mg) оливин=0.33, проведены по (Francis, Patterson, 2009)

–  –  –

Рис. 3. Диаграмма системы кальсилит (Ksl) – форстерит (Fo) – кварц (Q) для лампроитов Костомукши и Лентииро-Кухмо Финляндии.

Условные обозначения см. на рис. 2. Открытые квадраты – составы лампроитов Финляндии по (O’Brien et al., 1999), Phl – флогопит, En – энстатит, San – санидин. На диаграмме показаны вариации положения перитектики системы Ol+Opx+Phl+Lq, как функции, зависящие от давления по (Foley, 1993).

Глубины выплавления. Для проверки предположения о различной глубине выплавления лампроитовых расплавов Cpx-Phl-Ol, Phl-Ol и Phl-Carb типов мы использовали результаты экспериментальных работ, которые определили положение перитектики в системе кальсилит-форстерит-кварц в зависимости от давления (рис. 3), а также по плавлению составов, представительных для MARID (рис. 4).

Рис. 4. Диаграмма (MgO/CaO)–(SiO2/Al2O3) для разделения кимберлитов и ультраосновных лампрофиров, по (Rock, 1991) с положением солидуса гранатовых лерцолитов в системе CaO-MgO-Al2O3-SiO2-CO2 (CMAS-CO2) в интервале 3–8 ГПа, по (Gudfinnsson, Presnall, 2005).

1–3 – лампроиты Костомукши: 1 – Cpx-Phl-Ol тип, 2 – Phl-Ol тип, 3 – Carb-Phl тип; 4–5 – экспериментальные расплавы, полученные при плавлении составов, представительных для MARID (Konzett, 1997): 4 – при 4 ГПа, 5 – 8 ГПа.

Как видно, на рис. 3 большая часть составов лампроитов Phl-Ol и Cpx-Phl-Ol типов отвечает составам расплавов, образованных при Р около 5.5 ГПа. Точки, соответствующие лампроитам Phl-Carb типа, отвечают более низкобарным условиям – около 4.0 ГПа. При этом положение фигуративных точек составов лампроитов Лентииро-Кухмо Финляндии указывает на формирование расплавов на глубинах, отвечающих Р более 6 ГПа, что согласуется с оцененными, по данным изучения минералов мегакристной ассоциации (Lehtonen et al., 2009), глубинами генераций лампроитовых расплавов – порядка 180–200 км, и глубже.

–  –  –

На рис. 4 фигуративные точки лампроитов в области составов расплавов, равновесных с гранатовым лерцолитом в присутствии карбоната по (Gudfinnsson, Presnall, 2005), также распадаются на две группы. Лампроиты Phl-Carb типа располагаются вдоль изобары 4 ГПа, тогда как лампроиты Cpx-Phl-Ol типа группируются вблизи изобары 7 ГПа; лампроиты Phl-Ol типа занимают промежуточное положение. Корректность использования такого подхода подтверждается тем, что составы экспериментальных расплавов, полученные при высокобарном плавлении в системе TiO2-K2O-Na2O-CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O (Ti-KNCMASH), представительной в качестве MARID (Konzett, 1997), хорошо согласуются с данными по системе CaO-MgO-Al2O3SiO2-CO2 (CMAS-CO2) (Gudfinnsson, Presnall, 2005). Расплавы, полученные при 4 ГПа, имеют в последней системе составы, близкие к Phl-Carb лампроитам и их фигуративные точки расположены вблизи изобар 4– 5 ГПа, а расплавы, полученные при 8 ГПа – близки к Cpx-Phl-Ol лампроитам и изобаре 7 ГПа (рис. 4).

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта Президента РФ для государственной поддержки молодых российских ученых (МК- 2723.2012.5).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Антонов А.В., Лохов К.И., Лукьянова Л.И., Прилепский Э.Б., Богомолов Е.С., Устинов В.Н. Геохимическая характеристика дайковых пород Костомукшского железнорудного месторождения: систематика стабильных и радиогенных изотопов // Отечественная геология. 2009. № 7. С. 1–9.

2. Беляцкий Б.В., Никитина Л.П., Савва Е.В. и др. Изотопные характеристики лампроитовых даек восточной части Балтийского щита // Геохимия. 1997. № 6. С. 658–662.

3. Никитина Л.П., Левский Л.К., Лохов К.И., Беляцкий Б.В., Журавлев В.А., Лепехина Е.Н., Антонов А.В. Протерозойский щелочно-ультраосновной магматизм восточной части Балтийского щита // Петрология. 1999. Т. 7. № 3. С. 252–275.

4. Foley S.F.An experimental study of olivine lamproite: First results from the diamond stability field // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1993. V. 57. P. 483–489.

5. Francis D., Patterson M. Kimberlites and aillikites as probes of the continental lithospheric mantle // Lithos. Elsevier B.V. 2009. V. 109. № 1–2. P. 72–80.

6. Gudfinnsson G.H., Presnall D.C. Continuous Gradations among Primary Carbonatitic, Kimberlitic, Melilititic, Basaltic, Picritic, and Komatiitic Melts in Equilibrium with Garnet Lherzolite at 3–8 GPa // Journal of Petrology. 2005. V. 46.

№ 8. P. 1645–1659.

7. Konzett, J. Phase relations and chemistry of Ti-rich K-richterite-bearing mantle assemblages: an experimental study to

8.0 GPa in a Ti-KNCMASH system // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1997. V. 128. P. 385–404.

8. Lehtonen M., O’Brien H. Mantle transect of the Karelian Craton from margin to core based on P-T data from garnet and clinopyroxene xenocrysts in kimberlites // Bulletin of the Geological Society of Finland. 2009. V. 81. P. 79–102.

9. O’Brien H., Phillips D., Spencer R. Isotopic ages of Lentiira–Kuhmo–Kostomuksha olivine lamproite – Group II kimberlites // Bulletin of the Geological Society of Finland. 2007. V. 79. P. 203–215.

10. O’Brien H.E., Tyni M. Mineralogy and geochemistry of kimberlites and related rocks from Finland // Extended Abstracts of 7th International Kimberlite Conference. 1999. V. 2. P. 625–636.

11. McDonough W.F., Sun S.S. The composition of the Earth // Chem. Geol. 1995. V. 120. P. 223–253.

12. Rock, N.M.S. Lamprophyres. Glasgow: Blackie. 1991. 284 p.

–  –  –

Месторождение талькового камня Озерки расположено в южной части Костомукшской зеленокаменной структуры, особенности геологического строения которой детально рассмотрены в многочисленных работах (Чернов, 1964; Лазарев, 1971; Горьковец и др., 1981, 1991; Кожевников, 1982, 2000).

В строении месторождения принимают участие породы ультрамафитовой и базальтовой толщ рувинваарской свиты контокской серии неоархея, прорванные серией дайковых тел метагаббро. Полевые наблюдения и главным образом результаты бурения показали, что толща ультрамафитов сложена серией дифференцированных лавовых потоков коматиитов. Определение кровли и подошвы лавовых потоков позволяет установить, что вулканиты в пределах участка были деформированы в синклинальную складку с субвертикальным падением крыльев. Ультрамафитовая толща разбита северо-восточными и северозападными разломами на тектонические блоки. Разрывные нарушения отражаются геоморфологическими формами рельефа, а также в геофизических полях.

–  –  –

Месторождение Озерки включает в себя два участка Озерки-1 и Зеленая горка, расположенные в пределах единой аномальной зоны (в северной и южной частях соответственно), выделяемой по магнитному полю, а также кажущемуся удельному сопротивлению.

По результатам исследования керна скважин на каждом из участков по наличию спинифекс структур установлено не менее 5 лавовых потоков коматиитов. Потоки имеют дифференцированное строение, выраженное зонами брекчированной кровли, спинифекс структур и кумулятивного сложения. В отдельных обнажениях в верхних частях потоков отмечались реликты шаровой текстуры. Определение контакта потоков осложнено значительными изменениями минерального состава ультрамафитов, наличием большого количества прожилков, развитых по более поздним тектоническим трещинам, затушевывающим первичную полигональную, контракционную трещиноватость, а также малым диаметром керна (30 мм), не позволяющим оценить все текстурные особенности вулканитов. В отдельных случаях контакты потоков удалось диагностировать по наличию в кровле подстилающего потока и подошве вышележащего потока большого количества прожилков карбонат-тальк-хлоритового состава мощностью до первых см.

Коматииты в значительной степени метаморфизованы и изменены гидротермально-метасоматическими процессами с образованием талькового камня. По минеральному составу, установленному методами оптической микроскопии, рентгенофазового анализа и рентгеноспектрального микроанализа, выделяются три разновидности ультрамафитов: хлорит-амфиболовые, (карбонат)-тремолит-тальк-хлоритовые и карбонат-хлорит-тальковые (тальковый камень) породы. Границы между разностями нечеткие, породы постепенно переходят друг в друга.

Хлорит-амфиболовые породы сложены тонкозернистым агрегатом хлорита и амфибола. Амфибол образует волокнистые, удлиненно-призматические кристаллы в тесном срастании с хлоритом. Кристаллы амфибола часто имеют неоднородное строение, обусловленное наличием областей, по составу отвечающих антофиллиту. Структура пород фибробластовая, лепидонематобластовая, реликтовые спинифекс и ортокумулятивная. Текстура массивная.

Спинифекс структуры диагностируются по наличию различноориентированных пучков из светлых и темных полос. Под микроскопом темные полосы сложены хлоритом или цепочками рудных минералов, светлые – тремолитом. Отмечаются структуры спинифекс оливинового и оливин-пироксенового типа. В первом случае псевдоморфозы по оливину полностью выполнены хлоритом, основная масса – тонкозернистым хлорит-тремолитовым агрегатом. Во втором – псевдоморфозы по длинным кристаллам оливина выполнены хлорит-тремолитовым или тремолитовым агрегатом. В интерстициях между пакетами пластин апооливина развиты веерообразные псевдоморфозы, метелки и пучки по кристаллам пироксена, сложенные тремолитом. Основной матрикс сложен хлоритом, тремолитом и рассеянным рудным минералом.

В некоторых образцах отмечается ортокумулятивная структура, сформированная псевдоморфозами оливина, которые сохраняют кристаллографические очертания зерен и имеют вытянутые, ромбовидные, шестиугольные призматические формы. Псевдоморфозы сложены главным образом хлоритом, интеркумулусная масса хлорит-тремолитовым агрегатом. В отдельных случаях в ортокумулятах отмечаются длинные иглообразные псевдоморфозы по пироксену(?), сложенные хлорит-тремолитовым агрегатом.

(Карбонат)-тремолит-тальк-хлоритовые породы отличаются от хлорит-амфиболовых разностей повышенным количеством талька и карбоната и переменным соотношением основных породообразующих минералов от преобладания хлорита и тремолита до преобладания карбоната и талька. Для пород характерно развитие зернистых масс и ксенобластов доломита на фоне тонкозернистого агрегата чешуек талька, хлорита, удлиненных призм и волокон тремолита.

Тальк замещает преимущественно кристаллы тремолита, нередко с сохранением формы последних, в то время как зерна карбоната развиваются и по тремолиту, и по хлориту. Некоторые кристаллы тремолита имеют неоднородное строение с участками антофиллитового состава.

Для (карбонат)-тремолит-тальк-хлоритовых пород также характерны спинифекс и ортокумулятивные структуры. В спинифекс структурах тальк и карбонат развиваются внутри псевдоморфоз, а также в основной массе. В ортокумулятивных структурах псевдоморфозы по оливину сложены преимущественно хлоритом, тальк развивается в интеркумулусной массе по тремолиту. Реже отмечаются псевдоморфозы, сложенные тремолит-хлорит-тальковым агрегатом. Карбонат образует зерна неправильной формы и порфиробласты, «стирающие» границы кристаллов оливина.

Карбонат-хлорит-тальковые породы (тальковый камень) по сравнению с (карбонат)-тремолит-талькхлоритовыми породами в целом содержат большее количество карбоната и талька. Для пород данной группы характерны порфиробластовые (по карбонату) и гранолепидобластовые структуры. Основная ткань породы сложена тонкозернистым агрегатом талька и хлорита. В некоторых случаях отмечается развитие куммингтонита (до 1–2%), образующего бесцветные расщепленные длиннопризматические кристаллы и лучистые агрегаты с полисинтетическими двойниками размером до 1 мм, зачастую полностью псевдоморфно замещенные тальком.

Куммингтонит развивается как в основной ткани породы, так и приурочен к скоплениям зерен карбоната.

Для карбонат-хлорит-тальковых пород характерны массивные, ориентированные и сланцеватые текстуры. В редких случаях отмечаются кумулятивные и спинифекс структуры. В кумулятивной структуре границы зерен оливина подчеркиваются цепочками рудных минералов. Псевдоморфозы спинифекс структур сложены преимущественно тальком, реже карбонатом, промежутки между псевдоморфозами заполнены хлоритом.

–  –  –

По результатам рентгеноспектрального микроанализа тальк во всех группах пород железистый, содержит FeOобщ от 2,73 до 5,2 % и характеризуется близостью химического состава.

Как показали петрографические и микрозондовые исследования, преобладающей разновидностью карбоната в породах месторождения является доломит, встречающийся как в основной массе, так и в прожилках.

Нередко зерна доломита имеют неоднородное, зональное строение. Зональность обусловлена различной железистостью зон, что связано с изменением состава гидротермальных растворов по мере роста кристаллов. В нижних частях потоков высокомагнезиальных коматиитов развит брейнерит, замещение зерен которого кальцитом, доломитом и сидеритом также свидетельствует об эволюции раствора во времени.

Железистость карбонатов и силикатов не является постоянной в пределах участков месторождения и отражает интенсивность протекания гидротермально-метасоматических процессов. Породы с высокожелезистыми минералами являются наиболее проработанными углекислыми растворами и располагаются в зоне раствороподводящего канала. В таких зонах породы имеют преимущественно карбонат-хлорит-тальковый состав и характерные брекчиевидные, полосчатые и рассланцованные текстуры с большим количеством карбонатных прожилков.

Пространственно области развития наиболее проработанных пород находятся в непосредственной близости от прорывающих ультрамафиты даек основного состава мощностью 1,2–5 м, сложенных темными зеленовато-серыми мелкозернистыми плагиоклаз-амфиболовыми породами. На контактах дайковых тел и талькового камня развита биметасоматическая реакционная зональность, включающая следующие зоны: карбонатхлорит-тальковая, (карбонат)-тремолит-хлорит-тальковая с порфиробластами амфибола, хлорит-амфиболовая, амфиболовая, (хлорит)-тальковая, биотитит, альбит-амфиболовая порода.

Вероятно, дайки сопровождают тектонически ослабленные зоны в ультрамафитах, по которым впоследствии проникали углекислые растворы, с воздействием которых связано образование залежей талькового камня.

Метаморфизованные и гидротермально измененные ультрамафиты месторождения варьируют по содержанию главных петрогенных элементов, что отражает вариации в химическом составе исходных пород и влияние на них процессов метаморфизма. Для измененных ультрамафитов характерны содержания MgO от 23,7 до 29 мас. %; SiO2 от 30 до 46 %; Al2O3 от 3,3 до 8,9 %; TiO2 от 0,16 до 0,6 %; CaO от 1,4 до 9,2 %; суммарного железа от 6,2 до 13,2 %; СО2 от 0 до 13%; низкие содержания суммы щелочей от 0,02 до 0,4 %.

Хлорит-амфиболовые породы являются наименее магнезиальными разновидностями на месторождении. В целом отмечается увеличение содержания MgO от хлорит-амфиболовых к карбонат-хлорит-тальковым породам. Большая часть фигуративных точек составов (карбонат)-тремолит-хлорит-тальковых пород занимает промежуточное положение по содержанию MgO на вариационных диаграммах. Отмечается закономерное увеличение MgO от верхних к кумулятивным частям потоков коматиитов. При сопоставлении химизма ультрамафитов двух участков месторождения обнаруживается, что наименее магнезиальные коматииты развиты в пределах участка Озерки-1. Пониженные значения MgO отмечаются как для верхних, так и для кумулятивных частей потоков (вариации MgO от 24,8 до 28,6 мас. %), в то время как на участке Зеленая горка наименьшие значения MgO соответствуют верхним частям потоков.

Содержание Al2O3 в измененных ультрамафитах соответствует таковому в исходных коматиитах, его вариации в пределах потока обусловлены фракционированием оливина. Максимальные значения отмечаются в верхних частях лавовых потоков со структурой спинифекс.

Наибольшие содержания CO2 характерны для карбонат-хлорит-тальковой разновидности, что выражается в большем содержании карбоната в породах данной группы. В целом для ультрамафитов месторождения отмечается тенденция снижения содержания SiO2 при увеличении CO2.

Детальные минералого-петрографические и петрохимические исследования в пределах выделенных дифференцированных потоков показали, что минеральный состав пород полностью определяется химическим составом соответствующих зон потоков. При этом большое значение имеет состав исходных коматиитовых расплавов. В потоках низкомагнезиальных коматиитов хлорит-амфиболовые породы могут слагать как верхние, так и кумулятивные части потоков. В более магнезиальных потоках кровельные зоны, представленные преимущественно хлорит-амфиболовыми или тальк-тремолит-хлоритовыми разностями, в направлении подошвы по мере увеличения MgO сменяются (карбонат)-тремолит-хлорит-тальковыми и в меньшей степени карбонат-хлорит-тальковыми породами в зоне спинифекс и наиболее высокомагнезиальные кумулятивные части потоков полностью слагаются тальковым камнем. В наиболее мощных потоках (более 20 м) в верхних частях кумулятивной зоны карбонат представлен только доломитом, а в нижних более магнезиальных частях развит брейнерит. Т.е. карбонат является своеобразным индикатором магнезиальности протолита.

В формировании талькового камня наряду с составом исходных пород существенное значение имеет тектоническая проработка области развития коматиитов. В зонах дробления и рассланцевания ультрамафитов, наиболее проницаемых для гидротермальных растворов, в тальковый камень преобразуются коматииты с меньшим содержанием MgO, в то время как коматииты с такой же магнезиальностью на удалении от зоны проницаемости имеют (карбонат)-тремолит-хлорит-тальковый состав.

–  –  –

Таким образом, суммируя результаты проведенных исследований, можно сделать следующие выводы:

– ультрамафитовая толща в пределах месторождения сформирована серией дифференцированных лавовых потоков коматиитов с различным составом первичных расплавов;

– неоднократные деформационные процессы в Костомукшской структуре привели к образованию складок и зон разломов, сопровождаемых внедрением даек габбро, как внутри коматиитовой толщи, так и вдоль контактов с базальтами. Впоследствии эти тектонически ослабленные зоны контролировали поступление растворов, обогащенных углекислотой, которые преобразовывали коматииты в тальковый камень;

– основными факторами, контролирующими образование талькового камня являются химический состав исходных коматиитов (содержание MgO в породе) и их тектоническая нарушенность. Тальковый камень образуется преимущественно по высокомагнезиальным кумулятивным частям потоков, кровельные низкомагнезиальные части остаются при этом слабо затронутыми тальк-карбонатными изменениями.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Белоусов Е.Ф., Инина К.А. Геология и металлогения района Костомукшского железорудного месторождения. Петрозаводск: Карелия, 1981. 143 с.

2. Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Володичев О.И., Голованова Л.С. Геология и метаморфизм железисто-кремнистых формаций Карелии. Л.: Наука, 1991. 176 с.

3. Кожевников В.Н. Условия формирования структурно-метаморфических парагенезисов в докембрийских комплексах. Л.: Наука, 1982. 184 с.

4. Кожевников В.Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2000. 223 с.

5. Лазарев Ю.И. Структурная и метаморфическая петрология железистых кварцитов Костомукшского месторождения. Л., 1971. 192 с.

6. Чернов В.М. Стратиграфия и условия осадконакопления вулканогенных (лептитовых) железисто-кремнистых формаций Карелии. Л., 1964. 187 с.

–  –  –

Золото относится к благородным (высоколиквидным) металлам, поиски которого являются актуальными для наиболее древних пород Фенноскандинавского щита. Его поиски осуществляются геохимическими методами по вторичным и первичным ореолам по элементам-спутникам с использованием РФ-спектрометра.

По вторичным ореолам при этом обычно хорошо определяется ряд элементов, один из которых мышьяк. Он входит в минералы арсенопирит и леллингит.

Арсенопирит является спутником золота и при региональных геохимических съемках по As хорошо оконтуриваются перспективные участки. Однако при бурении обнаруженных аномалий не всегда в арсенопиритовых рудах бывают установлены высокие концентрации золота, что указывает на непрямую связь As и Au. В связи с этим возникла необходимость установить причину этих несоответствий и разобраться, когда образуется золото и с какими минералами (и, соответственно, с входящими в них элементами) оно коррелируется в рудных залежах, что позволит выработать минералого-геохимические критерии уже на стадии детальных поисково-разведочных работ.

Целью проведенных исследований было изучение минералогии и условий образования золото-сульфоарсенидных руд на примере проявлений Пиилола (Восточная Финляндия) и Новые Пески (Карелия). Оба рудопроявления находятся в разновозрастных архейских зеленокаменных поясах, в толщах, метаморфизованных в амфиболитовой фации, приурочены к шир-зонам, сходны по минералогии и условиям образования. Материалы для работы были предоставлены фирмами ООО «Онего-Золото» и Mineral Exploration Network (Finland) Ltd.

Рудопроявление Новые Пески расположено в Ведлозерско-Сегозерском зеленокаменном поясе Хаутавааро-Ведлозерской структуры. Структура сложена породами лопийского комплекса, представленного метаморфизованными базальтами, коматиитами, андезидацитовыми порфиритами, графитистыми сланцами, туфитами дацитов и андезидацитов и другими туфогенно-осадочными толщами. В восточном борту структура прорывается гранитами рапакиви. Рудопроявление находится недалеко от озера Шотозеро, севернее деревни Улялега.

Вмещающие породы представлены амфиболитами по габбро и базальтам, околорудные метасоматические изменения сопровождаются образованием эпидота, альбита, сфена, хлорита, кварца. Амфиболиты обычно содержат ильменит, который при более низкотемпературных изменениях замещается сфеном. Метасома

–  –  –

тические изменения оруденения имеют свою последовательность: хлорит-кварц-эпидотовые метасоматиты;

арсенопиритовая вкрапленность; пиритовая вкрапленность. Среди минеральных типов руд выделено два типа: леллингит-арсенопиритовые и арсенопирит-сфалерит-пирит-пирротиновые.

В леллингит-арсенопиритовых рудах встречаются арсенопирит, леллингит, сфен, золото, пирротин, сфалерит, галенит, шеелит. Арсенопирит образует кристаллы копьевидного и ромбического облика и зерна неправильной формы (рис. 1). Иногда он содержит до 10 % Co и может быть отнесен к глаукодоту (табл. 1).

Леллингит встречается в форме кристаллов и неправильных включений в арсенопирите, иногда содержит Ni1 %. В леллингит-арсенопиритовых рудах золото выделяется на контакте арсенопирита и леллингита в форме неправильных зерен размером 2–12 мкм, пленочного и тонкодисперсного (размером меньше 1 мкм), названного «точечным» (рис. 2). Золото содержит серебро в количестве 6–12 %. Обычно оно образует срастания с висмутом и золото-висмутовым минералом мальдонитом (табл. 2).

–  –  –

Рудопроявление Пиилола находится в зеленокаменном поясе Кухмо-Суомуссалми (http://en.gtk.fi/ExplorationFinland/Commodities/Gold/piilola.html). Породы пояса представлены коматиитами, коматиитовыми и толеитовыми базальтами, прорываются габбро, пироксенитами, разнообразными гранитами и тоналитами. Обрамлением пояса служат более древние мигматизированные тоналит-трондьемит-гранитные комплексы, которые прорываются более молодыми гранитами. Пояс насыщен многочисленными рудными объектами. Породы участка Пиилола представлены: гранодиоритами, кварцевыми диоритами; толеитовыми базальтами; серпентинитами по коматиитам; средними вулканическими породами; слюдистыми сланцами и граувакками. Область, перспективная на золото-пирротин-арсенопиритовые руды, приурочена к контакту амфиболитов и биотит-амфиболовых сланцев с гранитами. На выявленном по вторичным ореолам проявлении вмещающие для оруденения толщи представлены преимущественно амфиболитами, которые содержат роговую обманку, плагиоклаз и ильменит. Околорудные метасоматические изменения сопровождаются образованием биотита, турмалина, эпидота, хлорита, сфена. Среди минеральных типов руд выделены пирротин-арсенопиритовые и пирит-пирротиновые (не золотоносные, далее в статье не рассматриваются).

Арсенопирит образует ограненные кристаллы и зерна неправильной формы вытянутые по сланцеватости. Он однороден по составу и не содержат примесей. С арсенопиритом встречаются самородный висмут, висмутин, шеелит; c сульфидами железа – сфалерит, халькопирит, галенит, молибденит, Ag-галенит, гессит, пентландит. Золото образуется по микротрещинкам в арсенопирите в срастании с висмутом и теллуридами (Новоселов и др., 2011). Леллингит в образцах не отмечается.

–  –  –

Рис. 3. Текстура руд (1) и морфологические формы выделения арсенопирита (2, 3) в амфиболитах Определение условий рудообразования. В арсенопирите рассчитывалось содержание As в ат. % и с учетом минерального парагенезиса арсенопирита с леллингитом или арсенопирита с пирротином, они были вынесены на диаграмму С.Д. Скотта (Скотт, 1984). Для рудопроявления Новые Пески была установлена Тср=460оС, для рудопроявления Пиилола Тср=420оС. Для сравнения можно привести результаты, полученные для рудопроявления Южно-Костомукшского, также сформировавшегося в амфиболитовой фации метаморфизма: Тср.=450–500оС (Кулешевич, Грорьковец, 2007; Панфилова, Кулешевич, 2007; Горьковец, Раевская, 2009). Золото выделяется на границе зерен арсенидов и сульфидов в микродефектах. Оно образовалось в ассоциации с висмутом, мальдонитом и висмутином при снижении температуры. Оруденение можно отнести к высокотемпературному (гипотермальному) типу.

В заключение приведем последовательность минералообразования для обоих рудопроявлений:

Метаморфический парагенезис проявления Новые Пески представлен роговой обманкой, плагиоклазом и в отдельных образцах встречается гранат. При изменении амфиболитов развивается эпидотизация.

Эпидот встречается с альбитом (содержит до 1,16 % Са), с ними в ассоциации встречается сфен (образуется по ильмениту), появляется арсенопирит и леллингит. При снижении температуры появляются альбит, хлорит, кварц и в некоторых образцах встречается турмалин. Из рудных минералов выделяются сульфиды и золото.

Метаморфический парагенезис проявления Пиилола представлен роговой обманкой и плагиоклазом. При изменении амфиболитов развивается эпидотизация. Эпидот встречается с альбитом, с ними встречается сфен, который образуется по ильмениту, появляется арсенопирит и пирротин. При снижении температуры появляются хлорит и турмалин, а из рудных минералов выделяются сульфиды и золото.

136 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г Материалы XXIII молодежной научной школы-конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца

«АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОЭКОЛОГИИ»

Таким образом, очевидно, что золото в арсенопиритовых рудах рудопроявлений Новые Пески образуется совместно с висмутом и мальдонитом, на участке Пиилола с висмутом, мальдонитом и, по данным К.А. Новоселова и др. (2011), в том числе, с теллуридами. То есть, при детальных работах на перспективных площадях, выявленных по аномалиям мышьяка, рекомендуется в дальнейшем проводить геохимическую съемку с использованием РФ-спектрометра, настроенного на анализ Bi и Te, что позволит уже оконтурить рудное тело и далее детализировать работы по определению золота более дорогостоящими методами.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Горьковец В.Я., Раевская М.Б. Рудопроявление золота Луупеансуо (Костомукшский рудный район) // Геология и полезные ископаемые Карелии. 2009. № 12. С. 48–59.

2. Кулешевич Л.В., Васюкова О.В., Фурман В.Н. Минералогия и условия формирования золоторудных проявлений Костомукшской структуры по данным газово-жидких включений // Записки РМО. 2005. № 5. С. 19–31.

3. Кулешевич Л.В., Горьковец В.Я. Минералогия Южно-Костомукшского золоторудного проявления в докембрии Карелии // Записки РМО. 2007. № 6. С. 49–53.

4. Новоселов К.А, Белогуб Е.В, Ермолина О.С. Предварительный отчет по результатам ревизии скважин лицензионной площади Пиилола. Миасс. 2011.

5. Панфилова И.В., Кулешевич Л.В. Использование арсенопиритового и арсенопирит-сфалеритового геотермометров для расчета температур рудных объектов Карелии //Минералогия, петрология и минерагения докембрийских комплексов Карелии. 2007. С. 71–75.

6. http://en.gtk.fi/ExplorationFinland/Commodities/Gold/piilola.html

–  –  –

Воронежский государственный университет, voronezhpodkl@inbox.ru В настоящее время среди новых нетрадиционных типов золото-платинометалльного оруденения повышенное внимание уделяется широко распространенным и значительным по масштабам развития металлоносным углеродсодержащим формациям, а также докембрийским железистым кварцитам.

В пределах мегаблока КМА Воронежского кристаллического массива (ВКМ), представляющего собой крупную региональную рудоносную площадь, которая простирается с юго-востока на северо-запад на 625 км при ширине 150–250 км, сосредоточены крупнейшие в европейской части России аномалии железных руд, а также пространственно сопряженные с ними черносланцевые толщи.

В ходе исследований последних лет установлено (Чернышов, 2004), что важнейшим компонентом углеродистых сланцев и железистых кварцитов являются благородные металлы (золото, серебро, металлы платиновой группы – МПГ), а вышеуказанные докембрийские стратифицированные образования могут выступать в качестве одного из крупнейших нетрадиционных источников селективной и попутной золотоплатинодобычи.

С целью получения дополнительных сведений о распространенности благороднометалльного оруденения, а также изучения форм нахождения золота и платиноидов, из пород различных стратонов докембрия по ряду латерально рассредоточенных железорудных месторождений КМА были отобраны пробы для их всестороннего исследования.

Предшествующими работами было установлено, что ведущую роль в распределении и степени концентрирования Au и ЭПГ оказывает состав сульфидных парагенезисов в длительном процессе формирования благороднометалльного оруденения в высокожелезистых рудообразующих системах (Чернышов, Кузнецов, 2011; Резникова, 2010). При достаточно широком развитии сульфидов (пирит, пирротин, халькопирит, марказит, сфалерит, галенит, молибденит, борнит, блеклые руды, халькозин, ковеллин) и сульфоарсенидов (арсенопирит, никелин, кобальтин, герсдорфит, лёллингит и др.), преобладающими среди железистых кварцитов, черных сланцев и их метасоматитов являются пирит и пирротин, характеризующиеся сложными взаимоотношениями с окиснорудными и силикатными минералами и многообразием форм проявления. Выделено (Абрамов и др., 2011) 5 морфогенетических типов сульфидной минерализации, ассоциирующих с железистыми кварцитами и межрудными углеродсодержащими сланцами: а) вкрапленная – послойно расположенная тонкая смесь зерен, окаймлённых магнетитом; б) ксеноморфные зёрна с включениями магнетита; в) вкрапленные, пятнистые, линзовидные и петельчатые разноразмерные

–  –  –

обособления с включениями нерудных минералов, пирита 2, пирротина, халькопирита, магнетита и, иногда срастаниями с халькопиритом, арсенопиритом; г) кристаллические агрегаты и индивиды в поздних сульфидно-кварцевых, сульфидно-кварцево-карбонатных и сульфидно-силикатно-кварцевых жил и прожилков; д) разнообразные по морфологии срастания пирита, марказита и других минералов в коре выветривания кварцитов.

С целью детального изучения особенностей распределения элементов-примесей в различных сульфидных минералах были выполнены локальные определения их химического состава (таблица 1). Анализы выполнены в аттестованной лаборатории ФГУП ВСЕГЕИ методом LA-ISP-MS (масс-спектрометрия с индуктивно-связанной плазмой и лазерной абляцией), при котором исследуемое вещество испаряется с поверхности образца лазерным импульсом. Анализ производится путём переноса продуктов лазерной абляции (аэрозоля) в индуктивно-связанную плазму и последующим детектированием свободных ионов в масс-спектрометре. Прожиг осуществлялся по сетке с размером стороны от 0,2 до 1 мм, поэтому для исследований в препаратах отбирались преимущественно изометричные зерна минералов размером не менее 200 мкм. Анализ выполнен с использованием масс-спектрометра с ICP «ELAN-6100 DRC» фирмы «Perkin-Elmer», США, с лазерным пробоотборником «LSX-200» фирмы «Cetac Technology», США. Нижний предел определения элементов составляет 0,01 ppm. Относительная погрешность измерения – 15 отн. %. Нижний предел определения всех указанных элементов – 0,01 г/т.

Таблица 1. Содержания благородных металлов (г/т) в сульфидных минералах из палеопротерозойских стратифицированных толщ КМА <

–  –  –

Полученные результаты показали существенное обогащение сульфидных минералов (особенно пирротина и галенита) как в железистых кварцитах, так и в межрудных сланцах, благородными металлами, что требует проведения дополнительных исследований с целью выяснения генезиса сульфидного благороднометалльного оруденения.

Работы выполнены при финансовой поддержке РФФИ грант №11-05-12050-офи-м-2011; РФФИ грант №11-05а; Грант Президента РФ МК-98.2011.5; ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России», ГК № 16.740.11.0623.

–  –  –

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Абрамов В.В. Кузнецов В.С., Резникова О.Г. Геохимия и минералогия серы в породах железисто-кремнистосланцевой формации в пределах Стойленского месторождения КМА // Вестник Воронежского госуниверситета. Серия Геология. 2011. № 2. С.89–97.

2. Резникова О.Г. Минералого-петрографическая характеристика важнейших геолого-промышленных типов золото-платиносодержащих железистых кварцитов Лебединского и Стойленского месторождений (КМА) // XVI Международная конференция «Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы». Тез. докл. Воронеж: Изд-во ВорГУ, 2010. Т. 2. С. 175–181.

3. Чернышов Н.М. Платиноносные формации Курско-Воронежского региона (Центральная Россия). Воронеж:

Изд-во Воронеж. гос. ун-та, 2004. 448 с.

4. Чернышов Н.М., Кузнецов В.С. Сульфидная минерализация, содержащая благородные металлы, в межрудных сланцах Стойленского железорудного // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 2011. № 2. С. 17–22.

–  –  –

Институт геологии Карельского научного центра РАН, olemaximov@mail.ru Беломорский подвижный пояс (БПП) является частью Фенноскандинавского щита и представляет собой линейную структуру, которая простирается с юго-востока на северо-запад и разделяет Кольскую и Карельскую провинции. Континентальная земная кора БПП представлена, главным образом, архейскими структурно-вещественными комплексами, которые были неоднократно преобразованы (Слабунов и др., 2006).

В восточном домене БПП установлена гридинская тектоническая пластина. Она сложена неоархейским эклогитсодержащим ком- А плексом, который является сильно мигматизированным и деформированным меланжем. Матрикс меланжа сложен метаэндербитами, гнейсами и гнейсогранитами (Слабунов, 2008). Обломочная составляющая представлена неравномерно распределенными в матриксе многочисленными телами линзовидной либо угловатой формы (рис. 1). В районе села Гридино скопления обломков образуют узкие вытянутые зоны, простирающиеся с СЗ на ЮВ. Состав обломков очень разнообразен, но преобладают породы основного состава, представленные в разной степени преобразованными эклогитами, амфиболитами и метаморфизован- Б ными габброидами. Кроме того, установлены обломки, сложенные метапироксенитами, цоизититами и амфибол-цоизитовыми бластолитами, кианит-гранат-биотитовыми гнейсами.

Значительная роль в истории развития БПП принадлежит неоднократно проявленным процессам метаморфической переработки. Уникальным является высокобарический эклогитовый метаморфизм в неоархее (2720 ± 5,8 млн лет) и в палеопротерозое (Володичев и др., 2004).

Для данного метаморфизма изменение температур и давления происходило «по часовой стрелке», включающий проградную и ретроградную Условные обозначения:

ветви метаморфического преобразования пород. Проградная ветвь хоро- амфиболит Grt-амфиболит шо прослеживается в кианитовых эклогитах с. Гридино. Мелкие включеAmf-Bt гнейсограниты ния в Grt кианитовых эклогитов с. Гридино – Qtz, Ab, Chl, Ky, Zo, Kfs (Kretz, 1983 с дополнениями) отражают низкотемпературную стадию, а Рис. 1. Морфологические типы обломков:

зональные включения в гранате из кианитового эклогита о-ва Пряничная А – линзовидное тело измененных эклогитов, луда – центр: Cpx5 – Grt2030 – Pl25 – Qtz (T = 640 C, P = 8,8 кбар) – проме- Б – линзовидные обломки гранатовых жуточная зона: Omp23 – Grt30 – Qtz (T = 715 C, P = 13,3 кбар) – край: амфиболитов и амфиболитов, осложненные Omp30 – Grt2137 – Ky (T = 820 C, P 16,8 кбар) определяют параметры вторичной дезинтеграцией.

прогрессивного тренда развития процессов архейской эклогитизации (Володичев и др., 2011). Ретроградная ветвь отражает условия полистадийной субизотермичной декомпрессии со снижением Р до 6,5–7 кбар и Т до 625–650 С при переходе от эклогитовой фации к высокобарической гранулитовой и затем к амфиболитовой фации повышенных давлений (Володичев и др., 2004).

–  –  –

преобразование эклогитов. Гранат принадлежит к альмандинпироп-гроссуляровому ряду (Prp=25–33 %, Grs=16–22 %) и, как правило, обладает обилием включений Bt, Amf, Pl, Qtz, Sph на периферии кристалла (рис. 4).

Мыс Песчаный располагается южнее с. Гридино, на Южном берегу губы Долгая. В приливно-отливной зоне прослеживается овальное тело гранатовых амфиболитов (2х4 м), сложенное меланократовой массивной породой с гранонематобластовой структурой. Ранний парагенезис представлен гранатом, кварцем и рутилом. На регрессивной стадии формируется минеральная ассоциация Grt, Cpx+Pl+Amf+Bt симплектиты по клинопироксену, а также Amf+Pl+Bt каймы вокруг граната.

В клинопироксене из симплектитов содержание жадеитовой компоненты 4–9 %. По данным термобарометрии (Cpx-Grt термометр и Cpx-Grt-Pl-Qtz барометр) метаморфизм этих пород соответствует 650–700 С при давлении 7–8 кбар. РТ-условия кристаллизации Amf и Bt несколько ниже Т = 600–670 С при Рис. 4. Включения Amf, Bt, Qtz, Pl и Sph в Р = 4–6 кбар.

гранате (фото в отраженных электронах).

Таким образом, рассмотренные породы обладают схожими признаками. 1) Ранний минеральный парагенезис изученных образцов соответствует эклогитовому – Grt+Cpx+Qtz.

2) Наличие включений омфацита (Jd до 25 %) в преобразованных эклогитах оз. Черное и Cpx-Pl симплектитов в гранатовых амфиболитах о. Крестовый и м. Песчаный служат доказательством, что данные типы пород имеют эклогитовое происхождение.

Р-Т диаграмма эволюционных трендов развития эклогитов (рис. 5) отражает стадии их декомпрессионного преобразования (Володичев и др., 2004). Выделены три этапа эволюции метаморфизма эклогиов: 1. Эклогиты о. Столбиха представлены парагенезисом Grt23-3420-23+Omp21-28 и измененные эклогиты оз. Черное (Grt21-3019-22+Omp21-25) в основном соответствуют эклогитовой фации метаморфизма. 2. Гранатовые амфиболиты о. Крестовый отвечают одной из стадии регрессивного метаморфизма эклогитов. На этом этапе прослеживается снижение давления до 11,5–10 кбар и температурных условий с образованием минеральной ассоциации Grt25-3516-22, Amf, Cpx4-8-Pl, Qtz, характерного для высокобарического гранулитового метаморфизма. 3. Наиболее поздняя стадия преобразования эклогитов происходит в амфиболитовой фации.

Данной стадии соответствуют гранатовые амфиболиты м.ПесРис. 5. РТ-диаграмма регрессионного чаного с минеральной ассоциацией Grt21-2718–21, Amf, Cpx4-6-Pl, метаморфизма эклогитов (Володичев, 2004 с Qtz (Т = 600–680С, Р = 6,5–8,3 кбар). дополнениниями).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Володичев О.И., Слабунов А.И. и др. Архейские эклогиты Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит // Петрология, 2004, С. 609–629.

2. Володичев О.И., Слабунов А.И. Суперпозиция двух возрастных и генетических групп эклогитов в районе с. Гридино Беломорской провинции Фенноскандинавского щита // Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли, Петрозаводск, 2011. С. 46–48.

3. Слабунов А.И. Геология и геодинамика архейских подвижных поясов (на примере Беломорской провинции Фенноскандинавского щита) // Петрозаводск, КарНЦ РАН, 2008. 296 с.

4. Слабунов А.И., Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В., Балаганский В.В., Сорьйонен-Вард П., Володичев О.И., Щипанский А.А., Светов С.А., Чекулаев В.П., Арестова Н.А., Степанов В.С. Архей Балтийского щита: геология, геохронология, геодинамические обстановки // Геотектоника. 2006. № 6. С. 3–32.

5. Blundy J.D., Holland T.J.B. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer // Contrib.

to Mineral. and Petrol. 1990. V. 104. № 2. P. 208–224.

6. Holland T.J.B., Blundy J.D. Non-ideal interactions in calcic amphibole-plagioclase thermometry // Contrib. to Mineral. and Petrol. 1994. V. 116. P. 433–447.

–  –  –

7. Holland T.J.B. The reaction albite=jadeite+quartz determined experimentally in the range 600–1200 grad. C // Amer.

Mineral. 1980. V. 65 P. 129–134.

8. Kretz R. Symbols for rock-forming mineral // American Mineralogist, 1983. V. 68. P. 277–279.

9. Perkins D. III, Newton R.C. Charnockite geobarometers based on coexisting garnet-pyroxene-plagioclase-quartz // Nature. 1981. V. 292. N 9. P. 144–146.

10. Powell R. Regression diagnostics and robust regression in geothermometer/geobarometer calibration: the garnetclinopyroxene geothermometer revised // J. Metamorph. Geol. 1985. V. 3. № 3. P. 231–243.

–  –  –

Киевский университет имени Тараса Шевченко, lunia@mail.univ.kiev.ua, mitr@mail.univ.kiev.ua Титаноносные габброидные интрузии (ТГИ) являются важной составляющей плутонов анортозит-рапакивигранитной формации (АРГФ) Украинского щита (Митрохин А.В, Митрохина Т.В., 2009). Наиболее известны среди них Стремигородская, Федоровская, Крапивенская, Рыжаны-Паромовская, Торчинская и Пенизевичская ТГИ, находящиеся на площади Коростенского плутона (Митрохина, 2009). По поводу условий формирования титаноносных габброидов Коростенского плутона до сих пор нет единого мнения. Так, часть исследователей связывают их формирование с ликвацией первичного базитового расплава на лейкократовую и обогащенную Fe и Ti меланократовую составляющие. По их мнению, за счет лейкократовой составляющей образовались собственно габбро-анортозитовые массивы, а более поздние инъекции меланократового расплава сформировали тела рудных габброидов (Борисенко и др., 1982). Другие исследователи считают, что рудные габброиды сформировались из обогащенного Fe, Ti и летучими компонентами остаточного расплава. Предполагается, что последний образовался в результате глубинной кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы (Кудинова, Металиди, 1987). При этом полностью игнорируется экспериментально установленный характер дифференциации базитов на значительных глубинах (Грин, Рингвуд, 1968; Грин, 1968; Грин, 1970). Существует также точка зрения о том, что в пределах Коростенского плутона есть два генетических типа фосфор-титановых руд: один – магматогенный, который отражает кислотно-основное фракционирование исходной магмы по фенеровской схеме, второй – метаморфогенный, связанный с кислотным выщелачиванием рудных компонентов зоны мобилизации и переотложением их в зоне базификации (Кирикилица и др., 1984; Тарасенко, 1987).

Следует отметить, что большинство предложенных моделей являются достаточно схематическими и ни одна из них не учитывает всего разнообразия данных, относительно тектонических условий внедрения, форм залегания, особенностей геологического строения титаноносных интрузий, а также специфики вещественного состава и структурно-текстурных характеристик исследуемых пород. Сравнение с известными проявлениями титаноносных габброидов, связанными с протерозойскими анортозитами на Балтийском и Канадском щитах, дает возможность оценить влияние геотектонических и структурно-реологических условий внедрения на характер локализации, формы залегания, структурно-текстурные особенности и вещественный состав титановых руд. В отличие от норвежских и канадских синкинематических комплексов анортозит-мангерит-чарнокит-гранитовой (АМЧГ) формации, характеризующейся богатым гемоильменитовым оруденением, приуроченным к рудным норитам и йотунитам, титаноносные интрузии коростенского комплекса принадлежат к другому формационному типу. Крупномасштабные высокотемпературные деформации в условиях катазоны, имевшие место во время внедрения АМЧФ комплексов и способствовавшие эффективному обогащению наиболее мобильных приконтактовых зон Fe-Ti оксидно-рудными минералами, вплоть до образования сплошных руд (Duchesne, 1999), не характерны для титаноносных интрузий Коростенского плутона. Внедрение последних происходило в структурно-реологических условиях эпизоны.

Именно поэтому, они залегают в виде первично-расслоенных тел, характеризующихся хорошо проявленной прототектоникой жидкой фазы и содержат только бедные и средне-вкрапленные ильменитовые руды.

Окончательно опровергается популярная в 70–80 годах гипотеза (Тарасенко, 1987) о метаморфогенном происхождении титановых руд в отдельных месторождениях Коростенского плутона. Выполненные авторами минералого-петрографические исследования титаноносных габброидов Пенизевичской и Стремигородской интрузий показали, что низкотемпературные постмагматические преобразования не повлияли на перераспределение рудного вещества (Митрохин, Митрохина, 2009).

Накопление Fe-Ti оксидных минералов в пределах всех исследованных интрузий происходило еще на магматической стадии. При этом, характер залегания титаноносных пород, обычная приуроченность максимальных концентраций Fe-Ti оксидно-рудных минералов к верхним и средним горизонтам интрузий, отсутст

–  –  –

вие явных микроструктурных признаков несмешиваемости расплавов однозначно опровергают влияние ликвационных явлений на рудообразование. С другой стороны, признаки расслоенности разного масштаба, кумулятивные структуры пород, закономерные изменения минерального состава пород и химического состава породообразующих минералов указывают на то, что в становлении титаноносных интрузий Волынского мегаблока ведущую петрологическую и минерагеническую роль играли явления кристаллизационной и гравитационно-кинетической дифференциации исходных базитовых магм. Наиболее важными факторами магматической эволюции, повлиявшими на рудогенезис были: 1) химический состав исходной магмы; 2) порядок кристаллизации и фугитивность кислорода; 3) гравитационно-кинетическое фракционирование отдельных кристаллических фаз и эффективность удаления остаточного расплава; 4) субсолидусное переуравновешивание и распад твердых расплавов. Яркие доказательства магматической эволюции представлены исследованиями дифференцированных интрузий титаноносных оливиновых габбро, внедренных в пределах Володарск-Волынского габбро-анортозитового массива (ВВМ). Тесная пространственная связь с лейкократовыми габброидами, тождественность изотопного возраста, наличие промежуточных петрографических разностей, унаследованность главных особенностей минерального и химического состава, а также состава главных породообразующих минералов, указывают на комагматичность титаноносных габброидов Федоровской, Крапивенской и Рыжаны-Паромовской интрузий с вмещающими породами ВВМ. Перечисленные интрузии титаноносных оливиновых габбро образовались из остаточных порций магматического расплава, отделенного во время застывания главного объема габбро-анортозитового массива от существенно-плагиоклазового кристаллизата и выдавленного в тектонически-ослабленные зоны в пределах консолидированных участков этого же массива.

Средневзвешенный химический состав титаноносных интрузий ВВМ, а также выявленный порядок кристаллизации минеральных фаз указывают на то, что их материнские расплавы на момент внедрения имели состав субщелочного ферробазальта (трахибазальта), умеренно обогащенного Fe, Tі и P. Ликвидусные температуры таких расплавов, за оценками (Duchesne et al., 2006), составляют 1020–1045 оС. Первыми ликвидусными фазами должны быть Pl+Ol, к которым при дальнейшей котектической кристаллизации, в зависимости от фугитивности кислорода, должны присоединяться Aug+Ilm або Aug+Ti-Mt.

В случае титаноносных интрузий ВВМ, нагромождение существенно-плагиоклазовых кумулатов (лейкогаббро) в нижних частях магматических камер есть свидетельством кристаллизации с незначительной частью мафических минералов и ильменита в котектической ассоциации и несущественным «захватом» остаточного расплава в интеркумулусе. Именно такой процесс должен сопровождаться наиболее эффективным насыщением остаточного расплава Ti и P. Дальнейшее понижение температуры сопровождалось расширением котектической ассоциации до Pl+Ol+Aug+Ilm+Ар с увеличением части мафических минералов и ильменита в кумулатах, а также ростом количества «захваченного» в интерстициях остаточного расплава, обеспеченного увеличением его плотности. Именно эта ассоциация наиболее распространена в рудных габброидах мезократового состава, составляющих основной объем большинства титаноносных интрузий ВВМ. Из остаточного интерстициального расплава кристаллизуется ассоциация Pl+Aug+Ilm+Ti-Mt+Ap+Bi±Or±Qu. Значительная часть Fe-Ti оксидно-рудных минералов в исследованных интрузиях оливиновых габбро выделились из интерстициального расплава в интервале температур 780–910оС, то есть на позднемагматической стадии. Именно поэтому они не претерпели видимого гравитационного накопления в донных частях магматической камеры, а, наоборот, сконцентрировались в приповерхностных и средних горизонтах интрузий. Фугитивность кислорода также существенно влияла на порядок кристаллизации ильменита и титаномагнетита.

Ильменит начал кристаллизоваться еще на раннемагматической стадии, но в дальнейшем массово кристаллизовался совместно с титаномагнетитом. В основном позднемагматическая кристаллизация титаномагнетита, подтверждающаяся его исключительным накоплением в верхних горизонтах интрузий, а также формой выделений и интерстиционными соотношениями с другими минералами, свидетельствует о малой фугитивности кислорода (ниже FMQ буфера) на раннемагматической стадии. Появление кумулятивных мелагаббро и ультрамафитов с наибольшими концентрациями Fe-Ti оксидно-рудных минералов и апатита связано с возможностью гравитационно-кинетического фракционирования или флотации плагиоклаза в тяжелом остаточном расплаве ферробазальта. На микроструктурные особенности и качество руд существенно повлияли явления субсолидусного распада и переуравновешивания Fe-Ti оксидно-рудных минералов, происходившие при температурах 470–650 °С. При этом, титаномагнетит утратил первичную гомогенность, приобретя разнообразие тканевых, решетчатых и пластинчатых структур прорастания с новообразованными ильменитом, ульвошпинелью и плеонастом. Первичный ильменит, наоборот, приобрел почти стехиометрический состав и однородную микроструктуру.

Несколько отклоняются от описанного порядка кристаллизации троктолиты Стремигородской интрузии, в которых обычный ликвидусный парагенезис субщелочного ферробазальта, представленный Pl+Ol, сменяется котектической ассоциацией Pl+Ol+Ilm+Ap, слагающей основной объем интрузии. В отличие от интрузий оливиновых габбро, авгит начинает кристаллизоваться последним, в основном из интеркумулусного остаточного расплава. Расширение поля кристаллизации ильменита и апатита за счет

–  –  –

авгита, определяющее специфику состава стремигородских руд, вероятно, связано со спецификой материнского субщелочного ферробазальтового расплава – большей основностью и щелочностью, большим насыщением Ті и Р, меньшей фугитивностью кислорода, по сравнению с исходными расплавами титаноносных интрузий оливиновых габбро.

Значительные отклонения от рассмотренного порядка кристаллизации присущи для титаноносных норитов Пенизевичской интрузии. Обнаруженная в них котектическая ассоциация кумулятивных фаз Pl+Ilm+Орх±Ol не имеет аналогов среди исследованных титаноносных интрузий и, наоборот, чрезвычайно распространена в титаноносных габброидах Норвегии и Канады (Charlier, 2007). По аналогии с титаноносными норитами норвежской провинции Рогаланд, можно предположить, что исходные расплавы Пенизевичской интрузии по химическому составу отвечали йотуниту, то есть обогащенному Fe и Ті монцодиориту. Незначительное содержание апатита свидетельствует о малом содержании фосфора в исходном расплаве. Химический состав ильменитов Пенизевичской интрузии, в отличие от гемоильменитов норвежских месторождений, характеризуется незначительным содержанием Fe2O3, зато повышенными концентрациями V2O3, что указывает на намного меньшую фугитивность кислорода в магматическом расплаве и, соответственно, на большие глубины кристаллизации. Об этом же свидетельствует отсутствие в породах титаномагнетита. В отличие от интрузий титаноносных оливиновых габбро ВВМ, Пенизевичская интрузия титаноносных норитов по вещественному составу существенно отличается от вмещающего ее габбро-анортозитового массива. Особенно показательным является более «примитивный» состав мафических минералов в титаноносных норитах (Митрохин, Митрохина, 2009). Кроме того, данные изотопного датирования вмещающих Пенизевичскую интрузию анортозитов и прорывающих ее гранитов (Верхогляд, 1995) указывают на несколько более древний возраст титаноносных норитов, сравнительно с интрузиями титаноносных оливиновых габбро. Все перечисленное свидетельствует о формировании исходного расплава Пенизевичской интрузии из другого, возможно более глубинного магматического очага, не связанного напрямую с вмещающим ее габбро-анортозитовым массивом.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Борисенко Л.Ф., Проскурин Г.П., Крупенькина Н.С. и др. Рудоносные габбро-нориты Володарск-Волынского массива // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1982. № 2. С. 47–56.

2. Верхогляд В.М. Возрастные этапы магматизма Коростенского плутона // Геохимия и рудообразование. 1995.

Вып. 21. С. 34–47.

3. Грин Т.Х., Рингвуд А.Э. Происхождение базальтовых магм // Петрология верхней мантии, 1968. С. 132–227.

4. Грин Т.Х. Экспериментальное исследование генезиса анортозитов при высоких давлениях // Петрология верхней мантии, 1968. С. 228–256.

5. Грин Т.Х. Опыты при высоких давлениях, касающиеся генезиса анортозитов // Происхождение главных серий изверженных пород по данным эксперементальных исследований, 1970.

6. Кирикилица С.И., Тарасенко В.С., Металиди С.В. Критерии титановой рудоносности габбро-анортозитовых массивов Украинского щита // Вестн. Киевск. ун-та. Прикладная геохимия и петрофизика. 1984. № 11.

С. 47–60.

7. Кудинова Л.А., Металиди С.В. Титаноносные массивы габброанортозитов, 1987.

8. Митрохин А.В., Митрохина Т.В. Титаноносные габброидные интрузии анортозит-рапакивигранитной формации Украинского щита // Геология, полезные ископаемые и геоэкология Северо-Запада России. Тез. докл. Петрозаводск:

КарНЦ РАН, 2009.

9. Митрохіна Т.В. Геологічна будова, речовинний склад та умови формування титаноносних габроїдних інтрузій Волинського мегаблоку Українського щита: автореф. дис… канд. геол. наук: спец. 04.00.01 «Загальна та регіональна геологія» К., 2009.

10. Тарасенко В.С. Петрология анортозитов Украинского щита и геолого-генетическая модель образования фосфор-титановых руд // Геол. журн. 1987. № 4. С. 43–52.

11. Charlier B. Petrogenesis of magmatic iron-titanium deposits assciated with Protherozoic massif-type anorthosites // Univ. de Liege, 2007.

12. Duchesne J.C. Fe-Ti deposits in Rogaland anorthosites (South Norway): geochemical characteristics and problems of interpretation // Mineralium Deposita. 1999.V. 34. P. 182–198.

13. Duchesne J.C., Shumlyanskyy L.V., Charlier B. The Fedorivka layered intrusion (Korosten Pluton, Ukraine):

An example of highly differentiated ferrobasaltic evolution // Lithos. 2006. V. 89. P. 353–376.

14. Toplis M., Carrol M.R. An experimental study of the influence of oxygen fugacity on Fe-Ti oxide stability, phase relations, and mineral-melt equilibria in ferro-basaltic systems // J. petrol. 1994. V.36(5). P. 1137–1170.

–  –  –

Пояса базитовых даек являются характерными интрузивными образованиями фундамента древних платформ. Они маркируют эпохи тектоно-магматической активизации и обнажаются на всех докембрийских щитах. На территории Волынского мегаблока (ВМБ) Украинского щита (УЩ) широко распространены базитовые дайки протерозойского возраста. В связи с потенциальной никеленостностью несколько лучше исследованы дайки западной и центральной частей ВМБ. Хуже изучены дайковые образования восточной части ВМБ. Детальное изучение базитовых даек восточной части ВМБ позволило авторам выделить три возрастные группы даек, отличающиеся геологической позицией, возрастом внедрения, минералого-петрографическими и геохимическими особенностями (Омельченко, 2011). Их общей чертой является принадлежность преобладающего большинства пород к субщелочному ряду. Причины же повышенной щелочности исследуемых базитовых даек принципиально разные.

Базитовые дайки первой возрастной группы по соотношению SiO2-(Na2O+K2O) формально отвечают средним породам субщелочного ряда семейства трахиандезитов (рис. 1).

Рис. 1. Химический состав базитовых даек восточной части Волынского мегаблока Украинского щита: 1– дайки первой возрастной группы; 2 – дайки второй возрастной группы; 3 – дайки третьей возрастной группы. Классификационные границы магматических горных пород проведены согласно (Петрографический кодекс России, 2009).

Высокие, как для базитов, содержания кремнезема 60–61 % и щелочей 7–8 %, вероятно, отражают наложенные процессы метаморфогенного преобразования исходных дайковых пород, определяя алохимический характер «метаморфизма». Коэффициент агпаитности (Na+K) /Al при этом остается значительно меньшим единицы, подтверждая установленное отсутствие породообразующих минералов, пересыщенных щелочами. В сумме щелочей K2O заметно преобладает над Na2O. Базитовые дайки первой возрастной группы несколько пересыщены кремнеземом и имеют метаглиноземистый состав, Al / (Ca+Na+K)1, что является результатом кремнистощелочного метасоматоза, возможно, связанного с общей многократной «гранитизацией» гнейсо-мигматитовых толщ, вмещающих эти дайки. Дебазификация дайковых пород первой возрастной группы сопровождалась выносом Ca и Mg. Таким образом, сравнение их с неметаморфизованными базитовыми дайками двух других выделенных авторами возрастных групп, а также с другими проявлениями базитового магматизма в регионе, не вполне корректно. Весьма показательным является низкое содержание MgO, определяющее высокие значения коэффициента железистости Fe/(Fe+Mg)=0.92–0.98, более характерные для гранитоидов.

Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г 145 Материалы XXIII молодежной научной школы-конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца

«АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОЭКОЛОГИИ»

Базитовые дайки второй возрастной группы на классификационной диаграмме SiO2-(Na2O+K2O) образуют два роя точек, которые разделяются статистической границей, проведенной между основными и средними породами повышенной щелочности (рис. 1). Гиперстеновые долериты и микрогаббро-нориты располагаются в классификационном поле субщелочных базальтов с отдельными отклонениями в сторону базальтов нормальной щелочности. Содержание кремнезема в них колеблется в пределах 48–52 %, сумма щелочей составляет 4–5%.

Фигуративные точки большинства гиперстеновых плагиопорфиритов тяготеют к классификационному полю трахиандезибазальтов с содержанием кремнезема 54–56 % и суммой щелочей 5–6.5 %. При этом коэффициент агпаитности (Na+K)/Al во всех описанных дайковых породах всегда меньше единицы. Практически, все они насыщены или и слабо пресыщены кремнеземом: гиперстен- и кварц-нормативные. Повышенная калий-натровая щелочность связана, прежде всего, с более низкой основностью плагиоклаза. Содержание К2О в долеритах и микрогаббро-норитах, обычно, не превышает 1.5%. В плагиопорфиритах – возрастает до 1.5–2 %, но никогда не превышает Na2О. В связи с умеренным количеством плагиоклаза, гиперстеновые габбро-долериты и микрогаббро-нориты являются умеренно-глиноземистыми породами, а плагиопорфириты – высокоглиноземистыми. Невысокое, как для основных пород, содержание СаО в габбро-долеритах и микрогаббро-норитах объясняется андезиновым составом плагиоклазов, а также преобладанием среди пироксенов низко-кальциевых разностей. Пониженные концентрации MgO и повышенные FeO в дайковых породах второй возрастной группы, обусловливают достаточно высокие значения коэффициента железистости Fe/(Fe+Mg) = 0.58–0.70, что связано с повышенной железистостью мафических минералов. Высокая титанистость (1.4–2.5 % ТіО2) объясняется преобладанием ильменита среди Fe-Ti окисно-рудных минералов и его достаточно высокими концентрациями. Гиперстеновые долериты обеднены Mg и Ni, но обогащены всеми несовместимыми элементами, в сравнении со средним составом нижней континентальной коры. На графиках распределения несовместимых микроэлементов наблюдаются положительные аномалии Ва, K, La, P и отрицательные – Nb, Та, Sr. Общее содержание редкоземельных элементов в 45–65 раз превышает хондритовое с характерным обогащением легкими лантаноидами относительно тяжелых. Инициальние соотношения изотопов неодима и стронция, согласно (Shumlyanskyy et al., 2006), колеблются в пределах Nd = –0.8–(–1.4) и 87Sr/86Sr = 0.70336–0.70334. Приведенные данные распределения главных петрогенных компонентов и микроэлементов указывают на петрохимическое родство и генетическую связь исследуемой группы даек с титаноносными габбро-норитовыми интрузиями коростенского комплекса такими, как Торчинская, Межиречанская и Берестовецкая, а также на их происхождение из единого источника магмогенерации, вероятно, нижнекорового.

Базитовые дайки третьей возрастной группы на классификационной диаграмме SiO2-(Na2O+K2O) образуют непрерывный рой фигуративных точек, который перекрывает классификационные границы между основными и средними породами повышенной щелочности, равномерно распределяясь между семействами трахибазальтов и трахиандезибазальтов (см. рис. 1). Содержание кремнезема колеблется в диапазоне 47–57 %. Рядом с насыщенными и слабо пересыщенными кремнеземом разностями появляются и недонасищенные – оливин-нормативные. Нормативные фельдшпатоиды при петрохимических пересчетах не установлены. Сумма щелочей, 4.3–6.7%, закономерно возрастает при повышении кремнекислотности. При этом щелочность дайковых пород третьей возрастной группы является несколько выше, чем во второй возрастной группе. Но коэффициент агпаитности (Na+K)/Al всегда остается заметно меньшим единицы. В сравнении со второй возрастной группой в описываемых дайковых породах заметно растет роль К2О (1.7–3.7 %), отражая породообразующую роль калиевых полевых шпатов. Содержание Na2O, наоборот немного уменьшается, поэтому совместно с породами субщелочной калий-натровой серии, появляются представители субщелочной калиевой серии. Даже среди пород основного состава нередкими являются разности с отношением K2O/Na2O1, характерным для шошонитовой петрохимической серии. В дайковых породах третьей возрастной группы отсутствует тенденция увеличения глиноземистости при увеличении кремнекислотности. Повышенная глиноземистость наблюдается в авгитовых плагиопорфиритах и лейкократовых разностях габбро-диабазов. По содержанию СаО дайки третьей возрастной группы практически не отличаются от второй группы, поскольку высоко-кальциевый состав пироксенов компенсируется низкой основностью плагиоклазов и уменьшением их содержания в породе. При этом, FeO в дайковых породах третьей группы несколько выше, а MgO – ниже. Общая железистость Fe/(Fe+Mg) = 0.61–0.80 также более высокая по сравнению с дайками второй возрастной группы, что связано с более высокой железистостью мафических минералов. Повышенные концентрации ильменита и апатита обусловливают высокие содержания ТіО2 и Р2О5. Особенности распределения главных петрогенных компонентов выявляют петрохимическое родство базитовых даек третьей возрастной группы с вулканитами овручской серии. Однако последние охватывают более широкий диапазон щелочности. Наряду с основными и средними вулканитами субщелочной калий-натровой серии, заметно развиты представители шошонитовой серии, а также щелочные вулканиты, свидетельствующие о рифтогенной природе магматизма Овручского кряжа. Дайковые породы третьей возрастной группы обеднены Mg и Ni, но обогащены всеми несовместимыми элементами. Графики распределения последних демонстрируют положительные аномалии Ва, Rb, K, La, Nd, P, Zr, Hf и отрицательные – Nb, Ta, Sr, Sm. Общее содержание редкоземельных элементов в 50–100 раз превышает хондритовое с заметным преобладанием легких лантаноидов относительно тяжелых и незначительной отрицательной европие

–  –  –

вой аномалией. Инициальные соотношения изотопов неодима и стронция, согласно (Шумлянський, Мазур, 2010), колеблются в пределах Nd = +0.6+0.7 и 87Sr/86Sr = 0.70347–0.70371. В вулканитах овручской серии все отмеченные геохимические особенности лишь усиливаются, что указывает на генетическую связь даек третьей возрастной группы с рифтогенными вулканитами овручской серии и свидетельствуют об их происхождении из единого мантийно-нижнекорового источника магмогенерации.

Выводы. Три возрастные группы субщелочных базитовых даек восточной части Волынского мегаблока Украинского щита характеризуются индивидуальными особенностями химического состава, которые можно использовать в качестве реперных при идентификации этих возрастных групп и сопоставлении с другими магматическими образованиями региона. Особенности химического состава метадиабазов первой возрастной группы отражают процессы их метаморфического преобразования, определяя алохимический характер метаморфизма.

Вероятный кремнисто-щелочной метасоматоз и многократная гранитизация делают невозможным использование петрохимических критериев для корреляции даек первой возрастной группы с другими проявлениями базитового магматизма в регионе. Базитовые дайки второй возрастной группы имеют геохимическое сходство с титаноносными габбро-норитовыми интрузиями коростенского комплекса, что указывает на их генетическую связь и происхождение из единого источника магмогенерации, вероятно – нижнекорового. Базитовые дайки третьей возрастной группы геохимически подобны вулканитам овручской серии, что также указывает на их генетическую связь и происхождение с единого мантийно-нижнекорового источника магмогенерации.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Омельченко А.М. Вікові групи сублужних базитових дайок східної частини Волинського мегаблоку Українського щита // Вісник Київського університету: сер. Геологія (у друці).

2. Омельченко А.М. Геологічна позиція та формаційна приналежність сублужних базитових дайкових комплексів східної частини Волинського мегаблоку Українського щита: автореф. дис. на здобуття наук. ступеня канд. геол. наук:

спец. 04.00.01 «Загальна та регіональна геологія», 2011.

3. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, импактные образования. Издание третье, исправленное и дополненное. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. 200 с.

4. Шумлянський Л.В., Мазур М.Д. Вік та речовинний склад йотунітів Білокоровицького дайкового поясу // Геолог України. 2010. № 1–2. С. 70–78.

5. Shumlyanskyy L.V., Ellam R.M.,. Mitrokhin O.V. The origin of basic rocks of the Korosten AMCG complex, implication of Nd and Sr isotope data // Lithos. 2006. 90. P.214–222.

–  –  –

Санкт-Петербургский Государственный университет, yulika1314@gmail.com Введение.

Подавляющее большинство минералов и многие синтетические соединения представляют собой твердые растворы (смешанные вещества переменного изоморфного состава), кристаллизация которых принципиально отличается от кристаллизации соединений фиксированного состава. Особая кристаллогенетическая природа твердых растворов впервые обнаружена в лаборатории кристаллогенезиса геологического факультета Санкт-Петербургского Государственного университета (Гликин, Синай, 1983). Комплекс эффектов, в том числе впервые выявленных в последующие три десятилетия, характеризует принципиальные стороны кинетики образования, морфологии и несовершенства кристаллов в системах с изоморфными компонентами (Гликин, 2004).

Отличительной чертой кристаллов переменного состава является их пространственная неоднородность, развитая как на микро-, так и на макроуровне. Несмотря на то, что изучение процессов образования этой неоднородности продолжается с XIX века, понимание процессов и условий их образования далеко от совершенства и требует детальной разработки. Понимание процессов возникновения таких неоднородностей необходимо для управляемого синтеза материалов с заданными свойствами. В связи с реконструкцией процессов природного минералообразования очень важен поиск решения обратной задачи – определение параметров кристаллообразования по особенностям неоднородности.

Объект и методы исследования.

Нами была исследована внутренняя и поверхностная неоднородность смешанных кристаллов на микро- и макроуровне. В качестве модельного ряда был выбран ряд бифталатов калия – рубидия (K,Rb)HC8H4O4 (в дальнейшем БФК-БФRb), характеризующийся непрерывным изовалентным изоморфизмом. Система Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г 147 Материалы XXIII молодежной научной школы-конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца

«АКТУАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОЭКОЛОГИИ»



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |



Похожие работы:

«Портфолио аспиранта ФИО Кадыков Александр Михайлович Электронный адрес и alexander.kadykov@gmail.com телефон для связи с +79200293114 аспирантом Год начала обучения 2014 Форма обучения очная Направление подготовки 03.06.01 физика и астрономия Направленность или 05.27.01 Твердотельная электроника, радиоэлектронные компоненты,...»

«Поляков Николай Александрович ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ РАЦИОНАЛЬНОГО ИСПОЛЬЗОВАНИЯ БАГУЛЬНИКА БОЛОТНОГО 03.00.16 – Экология Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата биологических наук Томск – 2008 Работа выполнена...»

«Ученые записки Таврического национального университета им. В. И. Вернадского Серия "Биология, химия". Том 26 (65). 2013. № 3. С. 232-245. УДК 612.135:528.811+537-96 АДАПТАЦИОННО-ЗАЩИТНЫЕ РЕАКЦИИ МИКРОЦИРКУЛЯТОРНОГО РУСЛА КОЖИ В УСЛОВИЯХ ЛОКАЛЬНОГО ХОЛ...»

«ХИМИЯ РАСТИТЕЛЬНОГО СЫРЬЯ. 2008. №4. С. 95–100. УДК 615.32 + 582.565.2 ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ СОКА КАЛЛИЗИИ ДУШИСТОЙ (CALLISIA FRAGRANS WOOD.) И ЕГО АНТИОКСИДАНТНАЯ АКТИВНОСТЬ (IN VITRO) * Д.Н. Оленников 1, И.Н. Зилфикаров2, А.А. Торопова1, Т.А. Ибрагимов3 © Институт общей и э...»

«EXACTCAST Оболочки прибылей Ведущие на рынке решения для систем прибылей для получения отличных отливок. НИОКР высокого уровня, сфокусированных на Технология EXACTCAST представляет эффективности и экологичных решениях без ин...»

«МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего образования "Алтайский государственный гуманитарно-педагогический университет имени В.М. Шукшина" (АГГПУ им. В.М. Шукшина) Естественно-географический факультет Кафедра биологии ПРОГРАММА УЧЕБ...»

«РОССИЙСКАЯ ФЕДЕРАЦИЯ (19) (11) (13) RU 2 423 379 C2 (51) МПК C07K 14/47 (2006.01) C07K 5/10 (2006.01) C07K 7/04 (2006.01) A61K 38/17 (2006.01) A61K 38/07 (2006.01) A61K 38/08 (2006.01) A61K 38/10 (2006.01) ФЕДЕРАЛЬНАЯ СЛУЖБА ПО ИНТЕЛЛЕКТУАЛЬНОЙ СОБСТВЕННОСТИ,A61P 11/06 (2006.01) A61P 37/08 (2006.01) ПАТЕНТАМ И ТОВАР...»

«Самарская Лука: проблемы региональной и глобальной экологии. Самарская Лука. 2009. – Т. 18, № 1. – С. 78-85. УДК 591.5:598.113.6 ЭКОЛОГИЯ ЖИВОРОДЯЩЕЙ ЯЩЕРИЦЫ, LACERTA VIVIPARA, ГОСУДАРСТВЕННОГО ЗАПОВЕДНИКА "КОМСОМОЛЬСКИЙ" © 2009 О.Г. Лазарева Ивановский государственный университет, г. Иваново (Россия) herpet.log@mail.ru Поступила 18 янва...»

«В.Н. Песков, Н.А. Петренко Праці 90 українського герпетологічного товариства, № 5: 90–104, 2014 © В.Н. Песков, Н.А. Петренко, 2014 УДК: 597.851:591.4 (477) ПОЛОВЫЕ РАЗЛИЧИЯ В МОРФОМЕТРИИ ЗЕЛЕНЫХ (PELOPHYLAX) И БУРЫХ (RANA) ЛЯГУШЕК (AMPHIBIA, RANIDAE) ФАУНЫ УКРАИНЫ В.Н. Песков1, Н.А. Петренко2 Институт зоологии НАН Украины, ул. Б. Хмельницкого, 1...»

«4’ 2013 4’ 2013 И. П. Айдаров, доктор технических наук А. И. Голованов, доктор технических наук Д. П. Гостищев, доктор технических наук Г. Х. Исмайылов, доктор технических наук А. Е. Касьянов, доктор технических наук А. М. Марголин, доктор экономических наук И. П...»

«Лекции "Микология часть I" Преподаватель: проф., д.б.н. Лидия Васильева Гарибова. Объем курса – 44 часа (36 часов лекции и 8 часов семинары). Форма отчетности – экзамен. ПРОГРАММА ПО КУРСУ "МИКОЛОГИЯ ЧАСТЬ I" III КУРС БИОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ МГУ КАФ. МИКОЛОГИИ И АЛЬГОЛОГИИ Происхождение, систематика и филогения...»

«Самарская Лука: проблемы региональной и глобальной экологии. 2010. – Т. 19, № 4. – С. 127-135. УДК 598(470.12) ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ РЕПТИЛИЙ НА ТЕРРИТОРИИ ВОЛОГОДСКОЙ ОБЛАСТИ © 2010 Д.Н. Ползиков* Вологодский государственный педагогический университет, г. Вологда (Россия) Поступила 4 марта 2010 г. Рассмотрен...»

«ОСОБЕННОСТИ ТИРЕОИДНОЙ РЕГУЛЯЦИИ У ДЕТЕЙ И ПОДРОСТКОВ, ПРОЖИВАЮЩИХ В УСЛОВИЯХ ХРОНИЧЕСКОГО РАДИАЦИОННО ВОЗДЕЙСТВИЯ. А.Д.Наумов, Г.И.Наумова, Т.А.Забродина БелНИИ экологической и профессиональной патологии МЗ РБ. BY9800052 Данные эпидемиологических наблюдений последних лет...»

«ЭКОТОКСИКОЛОГИЧЕСКАЯ ОЦЕНКА ГОРОДСКИХ ПОЧВ МЕТОДОМ БИОТЕСТИРОВАНИЯ Яковишина Татьяна Федоровна доцент кафедры экологии и охраны окружающей среды, канд. с.-х. наук, доцент, Государственное высшее учебное заведение "Приднепровская государственная академия строительства и архитектуры", Украина, г. Днепропетровск E-mail: t_y...»

«Раздел [RUS] ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ, СТРОИТЕЛЬСТВО [ENG] ENGINEERING SCIENCES, CONSTRUCTION Страницы 37-44 Тип [RAR] Научная статья Коды [УДК] 628.35 (075):502.3 Заглавие [RUS] ГЛУБОКАЯ ОЧИСТКА СТОЧНЫХ ВОД С ПРИМЕНЕНИЕМ БИОХИМИЧЕСКИХ И МЕМБРАННЫХ МЕТОДОВ [ENG] I...»

«Land law; natural resources law; environmental law; agricultural law 151 УДК 502.34 Publishing House ANALITIKA RODIS ( analitikarodis@yandex.ru ) http://publishing-vak.ru/ Влияние эксплуатации опасных производственных объектов на современное состоян...»

«Ученые записки Таврического национального университета имени В. И. Вернадского Серия "География". Том 27 (66), № 2. 2014 г. С. 3–15. РАЗДЕЛ 1. ФИЗИЧЕСКАЯ ГЕОГРАФИЯ И ГЕОЭКОЛОГИЯ УДК 620.91:712.253.58 "ЗЕЛЁНАЯ" ЭНЕРГЕТИК...»

«МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНАЯ СЛУЖБА ПО ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИИ И МОНИТОРИНГУ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ РОСГИДРОМЕТ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ "НАУЧНОПРОИЗВОДСТВЕННОЕ...»

«МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ "Кемеровский государственный университет" Институт биологии, экологии и природных ресурсов Рабочая программа дисциплины БОЛЬШОЙ ПРАКТИ...»

«А. С. АХИЕЗЕР Жизнеспособность российского общества Вынесенное в заголовок статьи понятие "жизнеспособность" является, быть может, центральной характеристикой любого общества. В России последних лет тема жизнеспособности, равно как и выживаемость, прив...»

«Муравьёв А.Г., Мельник А.А.ЭКОЛОГИЧЕСКИЙ ПРАКТИКУМ Программа элективного курса для учащихся 9–11 классов ЗАО "Крисмас+" Санкт-Петербург ББК 74.264.4+74.264.5+74.265.7 УДК 373.5+ 372.854+372.857 + 372.853+ 372.857+ 372.862+ 658.382 Экологический практикум: П...»

«Гандзюра В.П., Гандзюра Л.А., 2008. Подходы к оценке качества вод и состояния экосистем в условиях антропогенной нагрузки //М-лы Междунар. конф. по водной токсикологии и гидроэкологии "Антропогенное влияние на водные организмы и экосистемы. Критерии оценки качества воды". Борок, Россия. С. 37–41. Лукьяненко В.И., Карпови...»

«УДК 633.63 Т.К. Костюкевич, О.В. Вольвач, к.геогр.н. Одесский государственный экологический университет АГРОКЛИМАТИЧЕСКАЯ ОЦЕНКА ПРОДУКТИВНОСТИ САХАРНОЙ СВЕКЛЫ В ОДЕССКОЙ ОБЛАСТИ В работе выполнено физико-статистическое моделирование урожаев с...»

«Ученые записки Таврического национального университета имени В. И. Вернадского Серия "География". Том 27 (66), № 2. 2014 г. С. 27–37. УДК 504.7 064.3 ГЕОЭКОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ЛАНДШАФТНЫХ УНИКУМОВ (НА ПРИМЕРЕ ИЗВЕСТНЯКОВЫХ МАССИВОВ ЮЖНОБЕРЕЖНОГО КРЫМА) ДЛЯ ЦЕЛЕЙ РЕКРЕАЦИИ И ОХРАНЫ Вахрушев И.Б. Тав...»

«УТВЕРЖДЕНЫ Министерством здравоохранения РСФСР от 19 декабря 1991 г. МЕТОДИЧЕСКИЕ РЕКОМЕНДАЦИИ МЕТОДЫ БАКТЕРИОЛОГИЧЕСКОГО ИССЛЕДОВАНИЯ УСЛОВНО ПАТОГЕННЫХ МИКРООРГАНИЗМОВ В КЛИНИЧЕСКОЙ МИКРОБИОЛОГИИ Методические рекомендации составил А.Н.Калюк. Бактериологическ...»








 
2017 www.kn.lib-i.ru - «Бесплатная электронная библиотека - различные ресурсы»

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.