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


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 |

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

-- [ Страница 5 ] --
KHC8H4O4–RbHC8H4O4–H2O хорошо изучена ранее (Гликин, 2002; Волошин, 2003). Крайние члены изоморфного ряда характеризуются значительной разницей плотностей (1,064 г/см3), что делает данную систему удобной для изучения методом компьютерной микротомографии.

Кристаллы крайних и промежуточных членов изоморфного ряда БФК-БФRb выращивались путем спонтанной кристаллизации при снижении температуры из растворов 5 различных составов с соотношением K/Rb: 100/0, 70/30, 50/50, 30/70, 0/100 вес. %.

Оценка валового состава кристаллов различного изоморфного состава производилась при помощи метода порошковой рентгенографии.

Рентгеновская компьютерная микротомография позволяет изучать распределение плотностей в объеме образца без его разрушения. Съемка кристаллов (K,Rb)HC8H4O4 выполнена на приборе SkyScan 1174. Параметры съемки, одинаковые для всех образцов: Cu излучение, напряжение 50 кВ, ток 800 мкА, размер пикселя

6.64 мкм, экспозиция 7.5 с, шаг вращения образца 0.223°, фильтр 1 мм Al. Усреднение по фреймам менялось.

Следует отметить, что параметры съемки оказывают заметное влияние на последующий вид томографических сечений. Отдельной задачей является подбор параметров съемки для каждой системы.

Исследования морфологии поверхности кристаллов проводились на атомно-силовом микроскопе фирмы NT-MDT (зондовая нанолаборатория Ntegra Prima) в контактовом и полуконтактовом режиме.

Результаты и их обсуждение.

Состав кристаллов определялся графически по полученным параметрам элементарной ячейки (использовалось правило Вегарда) (табл. 1). Разброс полученных значений достаточно велик (около 10 %). Мы связываем с нелинейностью изменения параметров элементарной ячейки с изменением состава кристалла. Для определения состава полученных смешанных кристаллов нужно использовать другие методы.

Таблица 1. Составы растворов и выращенных из них кристаллов.

–  –  –

По данным рентгеновской компьютерной микротомографии кристаллы крайних членов изоморфного ряда (K,Rb)HC8H4O4 визуально однородны. Видимая пятнистость – это шумы аппаратуры, т.к. размеры «пятен» не превышают 3 мкм.

В отличии от однородных кристаллов крайних членов БФК, БФР (например, рис. 1а) в смешанных кристаллах отчетливо наблюдается зональность, вызванная неоднородным распределением изоморфных компонентов (рис. 1б). На сечениях можно выделить менее плотную пористую внутреннюю зону, обогащенную менее растворимым калиевым компонентом, и более плотную внешнюю, которая обогащена более растворимой рубидиевой компонентой соответственно. Границы зон нечеткие.

–  –  –

Кроме макронеоднородности имеет место также микронеоднородность, которая наблюдалась ранее в кристаллах других изоморфных рядов. Это микромозаичность, представленная пестрыми доменами неправильной формы размером около 10 мкм, которые также имеют разный изоморфный состав. Аналогичные картины наблюдаются по двум перпендикулярным картинам.

Томографические картины кристаллов разного изоморфного состава также различаются. У кристалла, выращенного из раствора с преобладающим рубидиевым компонентом (K/Rb: 30/70 вес. %), более плотная краевая зона шире, чем у двух других (K/Rb: 70/30, 50/50 вес. %). Кристалл, выросший из раствора, обогащенного калиевым компонентом, более пористый.

Данные компьютерной микротомографии согласуются с полученными ранее результатами для изоморфных рядов K(Cl,Br), (Ba,Pb)(NO3)2, (Co,Ni)K2(SO4)2·6H2O, (Co,Ni)(NH4)2(SO4)2·6H2O и др.





–  –  –

Рис. 2. Поверхность кристаллов крайних членов изоморфного ряда (K,Rb)HC8H4O4.

а –БФRb, ростовая поверхность, 40 мкм; б – БФК, спайная выколка, 15 мкм.

–  –  –

Рис. 3. Поверхность кристаллов (K, Rb) HC8H4O4, выращенных из раствора с соотношением изоморфных компонентов K/Rb: 3/7 (а) и 7/3 (б), вес. %. 5 мкм.

а, – моноступени и эшелоны ступеней с протуберанцами роста; б – извилистые моноступени.

По данным атомно-силовой микроскопии на ростовой поверхности кристаллов крайних членов изоморфного ряда (K,Rb)HC8H4O4 выделяются эшелоны ступеней и отдельные монослои, с ровными или плавно изгибающимися краями (рис. 2а). Поверхности смешанных кристаллов характеризуются крайней неод

–  –  –

нородностью. На них выделяются участки роста (протуберанцы) (рис. 3а) и растворения (ямки травления) (рис. 4). Протуберанцы являются продолжением ступеней, и чем их больше, тем более извилистыми становятся ступени (рис. 3б). Некоторые из них хорошо огранены (свидетельство роста), а некоторые имеют округлую форму (свидетельство растворения). Причем по габитусу ограненных протуберанцев можно судить, каким компонентом они обогащены (удлиненный габитус соответствует увеличению содержания Rb). На одной поверхности выделяются различные участки с моноступенями сложного габитуса, эшелонами ступеней, многочисленными ямками травления.

–  –  –

Выводы.

Таким образом, кристаллы изоморфного ряда БФК-БФRb, получаемые методом массовой кристаллизации, характеризуются макронеоднородностью (зональность) и микронеоднородностью (микромозаичность).

Поверхность смешанных кристаллов характеризуется неоднородным рельефом, что мы связываем с разным составом соответствующих участков. Смешанные кристаллы в процессе своего формирования постоянно находятся в неравновесии с раствором, что приводит к постепенному метасоматическому обмену компонентами с раствором, этим объясняется неоднородный состав кристаллов.

Работа поддержана РФФИ (гранты № 12-05-00876, 10-02-01303).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Гликин А.Э. Полиминерально-метасоматический кристаллогенез // СПб.: Нева, 2004. 320 с.

2. Гликин А.Э. К генетической природе изоморфизма: Механизм отбора компонентов при образовании кристалла // ЗРМО. 2007. Вып. 2. С. 1–6.

3. Гликин А.Э., Барц Р., Вунсдрегт К., Гилле П., Крючкова Л.Ю., Шнайдер Ю., Штарк Р. Явления саморегулирования изоморфного состава при кристаллизации из растворов // Федоровская сессия 2006. Санкт-Петербург, 2006.

С. 64–66.

4. Гликин А.Э., Николаева В.П., Петров Т.Г. Кристаллизация бифталата калия из нейтральных и щелочных водных растворов // Физика кристаллизации, КГУ, 1979. С. 63–71.

5. Гликин А.Э., Синай М.Ю.Экспериментальное изучение генезиса монокристальных псевдоморфоз // ЗВМО.

1983. Вып. 6, С. 742–748.

6. Крючкова Л.Ю., Гликин А.Э., Волошин A.Э., Koвaлев С.И. Кинетико-морфологические явления роста и изоморфного замещения смешанных кристаллов в растворах (на примере ряда (Co,Ni)(NH4)2(SO4)2·6H2O) // ЗВМО. 2002. № 3.

С. 62–77.

7. Glikin A.E., Kovalev S.I., Rudneva E.B, Kryuchkova.L.Yu., Voloshin A.E. Phenomena and mechanisms of mixed crystal formation in solutions on the example of the system potassium diphtalate-rubidium diphtalate-water // J.Cryst. Growth.

2003. V. 255. P. 150–162.

–  –  –

Институт геологии и минералогии СО РАН им. Соболева, ilya.savinskiy@gmail.com.

Иртышская сдвиговая зона (ИСЗ) представляет собой сложно построенный глубинный разлом шириной от 1,5 до 20 км, простирающийся в юго-восточном направлении по территории Восточного Казахстана, Китая и Монголии более чем на 1000 км. Он ограничивает с северо-востока герцинские образования Обь-Зайсанского палеобассейна, разделяющие каледониды Сибирского и Казахстанского континентов. C юго-запада от Иртышской зоны (Калба-Нарымская структурно-формационная зона по (Ермолов и др, 1984; Кузебный и др, 1981; Марьин и др,

1981) залегают преимущественно карбонатно-терригенные отложения кыстав-курчумской свиты (D2gv), песчаники и черные сланцы такырской свиты (D3-C1). Они прорваны гранитоидами калбинского комплекса (Калбинский батолит). Непосредственно в сдвиговой зоне и в ее обрамлении широко проявлен кислый и базитовый синтектонический магматизм Прииртышского комплекса (Ермолов и др, 1984; Кузебный и др, 1981).

Вещественные комплексы Иртышской сдвиговой зоны и ее обрамления претерпели несколько тектонотермальных эпизодов реактивации. Возраст раннего тектонического этапа оценивается в 280 млн лет, а второго 272–265 млн лет (Травин и др, 2001). Оба периода реактивации ИСЗ характеризуются деформациями с левосторонней кинематикой (Травин и др, 2001). С первым этапом, как правило, соотносят возраст Калбинского батолита синтектонического гранитоидов (Травин и др, 2001).

Глубокометаморфизованные породы Иртышской сдвиговой зоны, представляют собой, как правило, тектонические блоки и пластины, которые заключены в матрикс из бластомилонитов и милонитов фации зеленых сланцев (преимущественно это хлоритовые и хлорит-актинолитовые сланцы – Pl-Act-Ep, Qtz-Pl-ActMs, Qtz-Pl-Act-Bt-Chl, Qtz-Pl-Chl, Qtz-Pl-Ms) (Владимиров, 1990).

В настоящей работе происхождение глубокометаморфизованных пород Иртышской сдвиговой зоны рассмотрено на примере Предгорненского блока.

Предгорненская пластина (блок, полоса) включает обнажения высокоглиноземистых метаморфических пород, в образцах которых зафиксировано одновременное нахождение силлиманита, кианита, ставролита и граната (+Bt,+Ms,±Chl). Породы зеленосланцевого комплекса северо-восточнее Предгорненской полосы представлены преимущественно хлорит-мусковитовыми сланцами. Наличие ассоциаций хлорита с мусковитом, мусковита с биотитом говорит о средних и высокотемпературных ступенях зеленосланцевой фации. Парагенезисы Qtz-Ab-Chl-Ms-Gr встречаются только в породах из приконтактовой с силлиманитовыми гнейсами зоны, формируя картину «постепенного»

перехода от неметаморфизованных пород к гнейсам амфиболитовой фации метаморфизма (Владимиров, 1990). Появление мнимой метаморфической зональности связано с тем, что после тектонического совмещения разнородных по уровню метаморфизма толщ повторный термальный прогрев привел к диафтореза высокобарических комплексов и проградному метаморфизму зеленосланцевого (Владимиров, 1990), что хорошо согласуется с данными о существовании как минимум двух термальных этапов в эволюции Иртышской сдвиговой зоны (Травин и др., 2001).

Для идентификации границы между двумя метаморфическими комплексами, уточнения параметров их метаморфизма, корреляции деформационных процессов и метаморфогенного минералообразования в крест простирания ИСЗ отобраны ориентированные образцы. Для наиболее представительных проведен рентгеноспектральный анализ состава минералов (Gr, Bt, Ms, Chl, St и др.) и рассчитаны параметры метаморфизма (Holland et al., 1990).

Вдоль всего профиля был уточнен минералогический состав и выделены три типа предельных ассоциаций: Qtz+Pl+Bt+Ms±Chl+Gr+St+Sil+Ky, Qtz+Pl+Bt+Ms+Gr+Chl, Qtz+Pl+Chl+Ms. При переходе из зоны бластомилонитов, отвечающих ассоциации Qtz+Pl+Bt+Ms+Chl+Gr+St+Sil+Ky, в зону слабометаморфизованных пород (Qtz+Pl+Chl+Ms), отмечено последовательное исчезновение порфирокластов Ky и St, исчезает Sil, появляется Gr второй генерации. Хлорит, первоначально появляющийся только в зонах пониженного давления и в зонах скалывания, приобретает статус породообразующего.

При проведении расчетов параметров метаморфизма вдоль разреза (отдельно для составов граната из центральной и краевой частей зерен), было установлено, что в направлении к зеленосланцевому комплексу происходит не уменьшение температур и давлений (как ожидалось), а их возрастание.

Лишь при переходе тектонической границы (КТ47 КТ52) происходит их практически скачкообразное падение:

–  –  –

Следует отметить, что пиковые параметры метаморфизма отвечают таковым, рассчитанным для зерен граната, «законсервированного» внутри кристалла кианита.

Проведенные оценки средних температур и давлений (Holland et al., 1990), показали, что РТ-параметры метаморфизма кианитовых сланцев укладываются в диапазон по температуре от 570 С до 645 С и по давлению от 5.9 до 6.9 кбар.

Несмотря на то, что РТ-параметры метаморфизма гранат содержащих зеленых сланцев (540 С – 545 С и 3.0–3.1 кбар) существенно ниже, чем в кианитовых сланцах – их вряд ли можно отнести в область зеленосланцевого метаморфизма. Скорее всего можно говорить о процессах локального прогрева (вероятнее всего ороговикования) на границе толщ различной компетентности, которые в период реактивации ИСЗ становятся проницаемыми для перегретых флюидов магматического генезиса (габброиды прииртышского комплекса).

Анализ деформаций эталонного образца из кианитовых сланцев показал наличие высокотемпературного дробления породы с проявлением домино (tilting) структур. Большинство образцов ставролит-кианитовых и хлоритовых сланцев характеризуются монотонным залеганием и сходным типом деформаций – это вязко- и (реже) хрупкопластичные деформации с левосторонней кинематикой. На это указывают отчетливо проявленные кинематические индикаторы – структуры растяжения C/C`/S и C/S типа, слюдяные рыбки, домино-структуры.

Как показали структурные наблюдения «Иртышский» стиль деформаций (левосторонние сдвиги) доминирует и отдельные отклонения от этого правила носят локальный характер. Они связаны с макроструктурами типа домино, например, вдоль тектонической границы ставролит кианитовых и хлоритовых сланцев.

Для пород Предгорненского участка установлено точное положение границы Gr-St-Ky и Chl-Ms сланцев, являющейся тектонической границей Предгорненского блока и бластомилонитов Иртышской сдвиговой зоны. Переход от Gr-St-Ky пород к Chl-Ms сланцам происходит не постепенно, а скачкообразно. При этом в направлении от Gr-St-Ky сланцев к границе температура первоначально возрастает 550 до 650 градусов, а затем через 130–140 метров снижается до 540 С, тогда как давление падает с 7 до 3 кбар.

Полученные ранее оценки возраста метаморфизма (теплового прогрева бластомилонитов ИСЗ) (Травин и др, 2001) отвечают возрасту реактивации тектонической зоны, но не возрасту метаморфизма Gr-St-Ky сланцев, что предполагалось и ранее, но не было доказано.

Показано, что сдвиговые деформации ИСЗ Предгорненского участка отвечают левосторонней кинематике. Одиночные индикаторы деформаций с правосторонней кинематикой отвечают границе Gr-St-Ky и ChlMs сланцев, где могут проявится элементы tilting-структур.

Работа выполнена при поддержке Программы фундаментальных исследований СО РАН (проект № ОНЗ-10.3), ПФИ СО РАН – ДВО РАН – УрО РАН (проект 77).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Владимиров В.Г. Особенности метаморфизма и химизм гранатов Иртышской зоны смятия (Восточный Казахстан) // В кн. «Критерии оценки эволюции параметров метаморфизма», Новосибирск: Наука, 1990. C. 24–39.

2. Ермолов П.В., Паталаха Е.И., Ефимова И.А. и др. Метаморфические комплексы и некоторые черты тектоники Зайсанской складчатой системы и Рудного Алтая // Геотектоника. 1984. № 4. С. 61–74.

3. Кузебный В.Е., Ермолов П.В., Полянский Н.В. и др. Магматические формации и комплексы Зайсанской складчатой области и проблема их корреляции // Проблемы магматической геологии Зайсанской складчатой области / под ред.

К.А. Абдрахманова и А.П. Кривенко. Алма-Ата: Наука, 1981. С. 4–38.

4. Марьин А. М. Доорогенные магматические и ультраметагенные комплексы Иртышской зоны смятия // Проблемы магматической геологии Зайсанской складчатой области / под ред. К.А. Абдрахманова и А.П. Кривенко. Алма-Ата:

Наука, 1981. С. 52–72.

5. Травин А.В., Бовен А., Плотников А.В. и др. Ar/Ar датирование пластических деформаций в Иртышской сдвиговой зоне // Геохимия. 2001. № 12. С. 1–5.

6. Holland T.J.B., Powell R. An enlarged and updated internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: the system K2O-Na2O-CaO-MgO-MnO-FeO-Fe2O3-Al2O3-TiO2-SiO2-C-H2-O2 // J. Metamorphic Geol. 1990. V. 8.

№ 1. P. 89–124 (http://www.esc.cam.ac.uk/astaff/holland/thermocalc.html).

–  –  –

Геологический институт Кольского научного центра РАН, stepen@geoksc.apatity.ru Введение. Для описания формы кристаллов был введён термин «реальная кристаллографическая форма» (Войтеховский, 2001). Он расширяет понятие кристаллографической простой формы (или их комбинации), допуская неодинаковое развитие граней. Для каждой простой формы (или их комбинации) множество реальных форм бесконечно, но его можно разбить на подмножества, в каждом из которых реальные формы комбинаторно эквивалентны и образованы одинаковым набором граней. Условимся, что все реальные формы в каждом подмножестве одинаковы, и наоборот, реальная форма, соответствующая данному подмножеству может быть представлена любой входящей в него формой. Для некоторых простых форм (тетраэдры, куб, ромбоэдр) реальная форма единственна. Для других число реальных форм может быть довольно велико. Авторами перечислены некоторые множества реальных простых форм, в частности – реальных форм октаэдра (всего 33) и реальных форм ромбододекаэдра (всего 625).

Отношения между реальными формами кристаллов. Тангенциальный рост граней кристалла можно рассматривать как их параллельный сдвиг вдоль нормалей. В зависимости от условий образования, скорости роста граней даже одной и той же простой формы могут отличаться. Реальная форма кристалла при этом меняется сложным образом. Рассмотрим ростовый сдвиг какой-нибудь грани, при неподвижных остальных. Для разной исходной реальной формы и выбранной грани результат сдвига может быть различным. Покажем это на примере реальной формы октаэдра № 8 (номера согласно рис. 1 из Войтеховский, Степенщиков, 2004), отдельно изображённой на рис. 1. Подвижная грань обозначена стрелкой. При росте грани до определённого момента форма кристалла остаётся прежней (стадия I). Затем, в момент вырождения ребра грани в вершину, кристалл приобретает форму № 14 (II). Дальнейший рост грани приводит к смене формы на № 13 (III), и, наконец, растущая грань выклинивается, оставляя на кристалле форму № 5 (IV). В процессе роста грани реальная форма кристалла изменилась три раза, причём, на последней стадии число граней кристалла уменьшилось на единицу. На рис. 2 изображена та же реальная форма № 8, но с другой подвижной гранью. В этом случае форма кристалла поменяется пять раз (формы № 10, № 7, № 11, № 9 и № 4, для стадий II–VI, соответственно).

Рис. 1. Последовательное изменение реальной формы при смещении грани (серое).

–  –  –

Всего при тангенциальном росте отдельной грани кристалла возможны три случая:

а) реальная форма кристалла не изменяется;

б) реальная форма изменяется, число граней остается прежним;

в) реальная форма изменяется, число граней уменьшается на единицу.

Первый случай говорит о том, что реальная форма допускает вариации геометрических размеров кристалла. Облик кристалла при этом может радикально меняться от изометрического, до столбчатого, таблитчатого или досковидного. Второй и третий случаи интересны тем, что растущий кристалл может менять свою реаль

–  –  –

ную форму в зависимости от скорости роста различных граней. В рассмотренном примере мы смещали только одну грань. В реальных условиях все грани растут одновременно, но в силу различия их скоростей роста и удаления от центра кристалла, можно считать, что смена реальной формы происходит в момент сдвига одной определённой грани. На основании таких последовательных смещений граней различных реальных форм, для последних можно построить таблицу взаимных переходов. Она показывает динамику изменения реальной формы кристалла. В крайнем левом столбце и в верхней строке таблицы указаны номера реальных форм. На пересечении строки, соответствующей i-той форме, и столбца, соответствующего j-той форме, ячейка таблицы закрашена чёрным цветом, если i-я реальная форма переходит в j-тую, и пуста в противном случае.

Результаты и обсуждение. Для реальных форм октаэдра и полногранных форм ромбододекаэдра нами получены таблицы переходов (рис. 3).

Рис. 3. Переходы между реальными формами октаэдра (слева) и полногранными реальными формами ромбододекаэдра (справа).

Анализ полученных таблиц позволяет сделать несколько выводов:

1. Почти все реальные формы октаэдра при определённых условиях роста кристалла могут переходить в другие. Исключение представляют две формы № 1 и № 4: первая образована выклиниванием четырех граней октаэдра в результате их быстрого роста и оставляет псевдотетраэдрический кристалл изометричным.

Форма № 4 образована в результате выклинивания пары параллельных граней и допускает в дальнейшем любое изменение псевдоромбоэдрического облика кристалла. Для полногранных реальных форм ромбододекаэдра таких исключений нет.

2. Обе таблицы не симметричны – есть как односторонние, так и взаимные переходы форм друг в друга. Каждый взаимный переход представляет собой простейший цикл, но существуют и более сложные циклы, например, №№ 32-26-31-25-30-33 (рис. 3, слева) или №№ 11-17-15-21-27-23 (рис. 3, справа), то есть в процессе сложных эволюций роста определённая реальная форма, сменившись рядом других форм, может снова проявиться на кристалле. Таким образом, переход между некоторыми реальными формами кристалла представляет собой последовательность элементарных переходов.

Замечена тенденция: с повышением симметрии реальной формы, число переходов её в другие формы падает. На рис. 4 показаны графики зависимости среднего числа переходов (N) реальных форм октаэдра и полногранного ромбододекаэдра от их порядка группы автоморфизмов (a.g.o.). Например, для октаэдра реальные формы с порядком группы автоморфизмов 6 (всего их 6) переходят каждая в среднем в три другие формы. Падение числа переходов объясняется тем, что на реальной форме присутствуют эквивалентные грани, отдельный рост каждой из которых приводит к одному и тому же результату.

Смена реальной формы кристалла может происходить не только при изменении условий образования, вызвавших изменение скоростей роста граней, но и в стационарной изотропной среде. Если расстояния граней от центра кристалла не одинаковы, то единичный сдвиг всех граней, растущих с одинаковыми скоростями, вдоль нормалей приведёт к другим соотношениям расстояний и форма кристалла уже не будет аффинно подобна себе, что рано или поздно приведет к смене его реальной формы.

–  –  –

На практике целесообразно использование обнаруженных взаимосвязей только между полногранными формами, так как неполногранные формы соответствуют сильно неизотропным, и поэтому, маловероятным природным условиям. Согласно атласу Гольдшмидта (Goldschmidt, 1916), в природе встречаются полногранные формы октаэдра № 20, № 27, № 32 и № 33. Неполногранная форма № 15 там же встречается только один раз (Taf. 33, Fig. 135) – № 15 и, вероятно, это осколок. В (Бартошинский, Гневушев, 1969) отмечается также форма октаэдра № 31. Вопрос о том, все ли полногранные формы октаэдра могут быть реализованы на естественных кристаллах, остается открытым. Исследование доступного материала – кристаллов альмандина (Зап.

Кейвы, Кольский п-ов) выявило 16 наблюдаемых реальных форм, наиболее часто из которых встречаются № 29 и № 34 (номера согласно рис. 1 из Voytekhovsky, Stepenshchikov, 2004). Форма № 29 наблюдалась и раньше на кристаллах якутских андрадитов, причем в более выраженной степени, чем для кейвских альмандинов (URL: http://mindraw.web.ru/cristall1.htm). Форма № 34, отвечающая идеальному развитию кристалла, может говорить о слабой анизотропии среды кристаллообразования.

Заключение. Полученные данные демонстрируют синтез, основанный на использовании реальной формы кристалла. На первых этапах исследования протекал анализ – разбиение всего многообразия форм кристалла на обособленные виды – реальные формы. Предполагалось, что в стационарных условиях симметрия каждой реальной формы соответствует определенным не изотропным условиям кристаллообразования.

Дальнейшее развитие приводит к объединению различных реальных форм, связанных между собой переходами. Цепочки, или циклы, составленные из реальных форм, описывают систему динамически – изменение формы кристалла в процессе роста при определённых условиях (стационарных или динамических).

Подобную картину можно наблюдать и при изменении габитуса кристалла в изменяющихся P-T условиях, с той лишь разницей, что габитус кристалла зависит от степени развития граней различных простых форм, а не от различных граней одной простой формы. Поэтому при нахождении некоторого разнообразия реальных кристаллических форм на одном и том же участке минералообразования, следует искать взаимосвязь между этими реальными формами, представляющими собой, возможно, различные этапы роста кристалла в определённых условиях. Формы, встречающиеся в преобладающем количестве, вероятно, являются конечными звеньями таких цепочек.

Учёт реальной формы кристалла следует проводить с пониманием её возможных эволюций. В частности, не стоит жестко привязывать симметрию конкретной реальной формы к симметрии кристалла и среды.

Работа выполнена при поддержке Фонда содействия отечественной науке.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Бартошинский З.В., Гневушев М.А. Внешняя симметрия якутских алмазов и условия их кристаллизации // Зап.

ВМО. 1969. № 5. С. 560–567.

2. Войтеховский Ю.Л. О реальных кристаллографических кубе и октаэдре // Матер. Межд. конф. «Кристаллогенезис и минералогия». С.-Петербург, 17–21 сент. 2001 г. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2001. С. 418–419.

3. Voytekhovsky Y.L., Stepenshchikov D.G. On the real crystal rhombododecahedra // Acta Cryst. 2004. A60.

P. 582–584.

4. Войтеховский Ю.Л., Степенщиков Д.Г. Реальные кристаллографические простые формы // Зап. ВМО. 2004.

№ 2. С. 112–120.

5. Goldschmidt V. Atlas der Krystallformen. Heidelberg: Winter. 1916. Vol. III.

–  –  –

Физико-технический институт им. А.Ф. Иоффе РАН, mischar@mail.ioffe.ru Институт геологии Карельского научного центра РАН, ivashevskaja@yahoo.com

Введение. Алмазные наночастицы, или наноалмазы (НА), в настоящее время являются наиболее синтезируемыми наноматериалами. Такой широкий интерес вызван тем, что они обладают рядом особых свойств:

высокой адсорбционной способностью, высокой теплопроводностью, высокой поверхностной энергией, гидрофобностью, большой удельной поверхностью, что создает широкие перспективы применения.

Линейный размер стабильной алмазной наночастицы составляет в среднем 4–6 нм. Такая частица представляет собой алмазное ядро, окруженное оболочкой, в которой присутствуют две фазы: аморфная алмазная (углерод в состоянии sp3-гибридизации) и аморфная графитовая (sp2) (Redlich P., 1997). По литературным данным различие наблюдается не только в химическом составе оболочек, но и в их толщине (в числе слоев углерода и в межплоскостных расстояниях в оболочке) (Кулакова И.И., 2004). Полученные на просвечивающем электронном микроскопе высокого разрешения изображения отдельных кластеров НА показали, что НА являются многогранниками с хорошей огранкой. Используя компьютерное моделирование, было показано, как эта многогранная форма влияет на стабильность поверхности частиц малого размера (Barnard A.S., Sternberg M., 2007). Алмазные наночастицы склонны к агрегации с образованием первичных (100 нм) и вторичных (100 нм) структур. Агрегаты имеют фрактальную структуру.

В число материалов, содержащих в большом количестве НА, входит алмазосодержащая шихта (АШ) – первичный продукт детонационного синтеза алмазов, – процесса, позволяющего получать НА с помощью взрывчатых веществ. АШ представляет собой порошок черного цвета, состоящий из НА (30–60 %), неалмазного углерода (40–60 %) и металлосодержащих примесей (5–15 %). В число неалмазных структурных форм углерода, как правило, входят турбостатный и аморфный углерод, ультрадисперсный графит, а также нестабильные формы, например, карбины (Саввакин Г.И., Трефилов В.И., 1991). Наличие в составе АШ разнообразных форм углерода ограничивает ее применимость в химически активных средах и составах, а также приводит к усиленной адсорбции неполярных химических соединений и низкой активности по отношению к полярным и ионным веществам. Поэтому применяются различные процедуры очистки АШ в целях улучшения ее химических свойств.

В число таких процедур входят методы, использующие термообработку (Ивашевская С.Н., 2011).

Одной из основных задач исследования мелкозернистых материалов, таких, как НА детонационного синтеза, является изучение их доменной структуры. При этом существенную роль играют методики, позволяющие получать структурные данные, не разрушая изучаемого материала. В число таких методик входит метод малоуглового рассеяния рентгеновских лучей (МУРР = Small-Angle X-Ray Scattering = SAXS).

Метод МУРР, как правило, применяется в задачах анализа размеров кластеров, кристаллитов, порошковых и поликристаллических зерен, толщины слоев и периодов сверхрешеток в диапазоне размеров от единиц до сотен нанометров. Методика МУРР позволяет решить триединую задачу: определить размеры крупнейших однородных элементов структуры (зерен и пор); вычислить так называемую фрактальную размерность вещества образца, связанную с его геометрическими свойствами; определить сверхструктурные размерные параметры включений в материале образца (Василевская Т.Н., Захарченя Р.И., 1996).

Эксперимент. Исследования проводились на двух образцах алмазной шихты марки ША-А, полученные из НП ЗАО «Синта» (Белоруссия), до и после термообработки (здесь и далее АШ-1 и АШ-2 соответственно). Образцы были охарактеризованы комплексом физико-химических методов: порошковый рентгеноструктурный анализ (Thermo Scientific ARL X’TRA Powder X-ray Diffraction System, Cu= 1.54 ), сканирующая электронная микроскопия (электронный микроскоп VEGA II LSH (ООО TESCAN) с приставкой для микрозондового анализа) и масс-спектрометрия (масс-спектрометр с индуктивно связанной плазмой ICP-MS Xseries2 (ThermoFisher Scientific)). В рамках нескольких серий экспериментов, проведенных на установке ДРОН-8 в ООО «Буревестник», получены данные МУРР. Энергия анализирующего монохроматического рентгеновского пучка отвечала характеристической K1-линии меди.

Стандартная процедура анализа МУРР (Василевская Т.Н., Захарченя Р.И., 1996) состоит в обработке данных от трех различных фрагментов спектра. Вначале угловая шкала спектра преобразуется в шкалу волновых векторов q = 4 sin / (где – половина угла рассеяния). В окрестности прямого пучка пик спектра МУРР имеет уширенную форму. По ширине этого пика оцениваются размеры микрообъектов (доменов, зерен, пор) в образце. На участках вблизи краев малоуглового пика спектр МУРР близок по форме к степенной функции, объясняемой моделью Порода (Glatter O., Kratky O., 1982). Ее показатель связан с т.н. фрактальной размерностью вещества образца – индикатором его геометрических свойств. Важно учитывать, что для трехПетрозаводск, 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»

мерной дисперсной среды степенной показатель МУРР составляет не 3, а 4 (закон Порода). Наконец, если образец имеет слоистую структуру или содержит сверхрешетку, то большие расстояния между атомными плоскостями отобразятся на малоугловой кривой в виде брэгговских пиков. Их положение будет определяться из закона Вульфа-Брэгга qd = 2n, где d – межплоскостное расстояние, а n – целое число.

Результаты. Образцы алмазной шихты состоят преимущественно из углерода (~80 %). Анализ микропримесей показал повышенное содержание меди. В незначительном количестве содержатся цинк, свинец, никель, титан, хром, марганец, фосфор, лантан, магний, кремний, железо, алюминий, кальций, натрий, хлор, калий и сера. На рисунке 1 приведены результаты порошкового рентгеноструктурного анализа образцов АШ-1и АШАнализ данных, полученных методом пРСА, показал, что основными фазами в составе шихты являются наноалмаз (№ 00-058-1638, база данных ICDD) и графит (№ 00-041-4187, база данных ICDD). На рисунке 1 видны интенсивные пики (2/град: 43.7, 75.5, 91.4, 120.5, 141.1), отвечающие пяти отражениям алмаза (Fd3m), и отдельно стоящий интенсивный пик (2=26.60), соответствующий пику графита 26.40. Также на дифрактограммах образцов присутствуют пять интенсивных отражений, которые соответствуют отражениям купрошпинели (2/град: 30.2; 35.5; 54; 56.5; 62), что полностью согласуется с результатами химического анализа. Также из данных на рисунке 1 следует, что термообработка образца АШ-1 не привела к существенному избавлению от неалмазных форм углерода. Размеры областей когерентного рассеяния были рассчитаны по модели Селякова-Шерера (по уширению наиболее интенсивного отражения (111)) и составили ~ 4 нм. Эти результаты, следующие из обработки модели, согласуются с данными, полученными нами из непосредственных измерений МУРР.

Рис. 1. Рентгенограмма образцов шихты АШ-1 и АШ-2.

Анализ полученных данных МУРР привел к следующим результатам. Оказалось, что в различных образцах могут присутствовать зерна с размерами до 40–50 нм. В частности, анализ спектров МУРР образца АШ-1 (рис. 2а) показал, что форма центрального пика соответствует частицам размера около 50 нм; примерно такую же величину дала обработка кривой МУРР для того же образца после деформации (рис. 2б). Обработка данных МУРР для образца АШ-2, в свою очередь, привела к оценке радиуса зерен порядка 40 нм (рис. 3).

–  –  –

Определено присутствие в образцах АШ структурных компонент с фрактальной размерностью от 1 до 2, что согласуется с гипотезой о покрытии зерен НА оболочкой наподобие луковой шелухи. В частности, для МУРР образца АШ-1 после деформации наблюдались степенные участки спектра, описываемые моделью Порода с показателями около 1.5 и 1.8, а обработка МУРР образца АШ-2 показала наличие у анализируемой кривой степенных участков с показателями 1.8 и 4. Согласно закону Порода, показатель 4 характерен для МУРР объемной дисперсной среды, в то время как показатели около 2 свидетельствуют о возможном наличии двумерной компоненты у анализируемого образца.

Для анализа спектра МУРР образца АШ-1 нами было предложено дополнить стандартную методику анализа МУРР процедурой Фурье-фильтрации малоугловых брэгговских пиков. Идея данной операции состояла в том, что к экспериментальным данным применялось Фурье-преобразование, затем полученный набор преобразованных данных был поделен на Фурье-образ стандартной интенсивности сигнала, а к результатам деления, в свою очередь, применялось обратное Фурье-преобразование. В результате этого процесса из широкого брэгговского пика исходного сигнала МУРР были выделены компоненты, отвечающие отдельным сверхструктурным межплоскостным расстояниям в образце. Эти величины оказались примерно равными 5 нм, 6.5 нм, 9 нм и 14.5 нм, что может соответствовать расстояниям между отдельными концентрическими оболочками предполагаемого луковичного покрытия.

Анализ МУРР образца АШ-2, в свою очередь, привел к выводу о возможном наличии в образце сверхструктуры с межплоскостными размерными значениями 150±20 нм, что говорит о возможном образовании кластеров из частиц НА.

Выводы. Получены данные МУРР для двух образцов АШ. Результаты анализа полученных экспериментальных данных свидетельствуют в пользу гипотезы о существовании луковичных оболочек у зерен НА, уточнение которой проведено впервые с помощью двукратного Фурье-преобразования.

Благодарность. Авторы выражают благодарность сотрудникам аналитической лаборатории ИГ КарНЦ РАН за помощь и сотрудничество: Ининой И.С. (пРСА), Терновому А.Н. (СЭМ), Парамонову А.С.

(масс-спектрометрия). Работа поддержана ОНЗ РАН-5.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Василевская Т.Н., Захарченя Р.И. Структура нанокристаллической -модификации оксида алюминия, легированной катионами хрома (-Al2O3: Cr), по данным рассеяния рентгеновских лучей под малыми и средними углами // ФТТ.

1996. Т.38. № 10. С. 3129–3143.

2. Ивашевская С.Н. Влияние термообработки на процесс очистки алмазной шихты // ФКС-2011. Тез. докл.

Гатчина: ПИЯФ, 2011. С. 73.

3. Кулакова И.И. Химия поверхности наноалмазов // ФТТ. 2004. Т. 46. № 4. С. 621–628.

4. Саввакин Г.И., Трефилов В.И. // ДАН СССР. 1991. Т. 321. № 1. С. 99.

5. Barnard A.S., Sternberg M. Crystallinity and surface electrostatic of diamond nanocrystals // J.Mater. Chem., 2007.

V. 17, P. 4811–4819.

6. Glatter O., Kratky O. (ed.) Small-Angle X-Ray Scattering. London: Academic Press, 1982. 516 p.

7. Redlich P., Banhart F., Lyutovich Y., Ajayan P.M. EELS Study of the Irradiation-Induced Compression of Carbon Onions and Their Transformation to Diamond // Carbon. 1998. V. 36. P. 561–563.

–  –  –

Данный маршрут в основном проходит по тем местам, где в июне–июле 1856 года академик Григорий Петрович Гельмерсен – первый директор Геологического комитета России совершал свое первое путешествие по Олонецкой губернии (рис. 1).

Целью его путешествия было посещение важнейших старых рудников и выявление перспективы их возможного использования, а также составление геогностической карты Олонецкого горного округа, центром которого являлся г. Петрозаводск.

В лопских погостах к западу от Онежского озера и в Заонежье рудное дело издавна было связано с выплавкой в домницах железа из болотной и озерной руды и его кузнечной обработкой, а также добычей самородной меди.

В царствование Алексея Михайловича новгородский гость Семён Гаврилов в 1666 г. нашел медную руду в Толвуйской волости и организовал выплавку. В 1669 г. иностранцы Марсели и Бутенант построили первый медеплавильный завод в Фоймогубской волости, затем два чугунолитейных и железоделательных завода в Шуньгской и Толвуйской волостях (Кузин, 1961).

В 1701 г. металлургические заводы, принадлежавшие в Олонецком крае Бутенанту, были взяты в казну, поскольку они не могли справиться с поставкой орудий и снарядов для флота и армии в связи с начавшейся войной со шведами (1700–1721 гг.).

Близость железной руды к театру военных действий заставили Петра I обратить особое внимание на Олонецкий край, где по Рис. 1. Схема маршрута его указу в 1702–1707 гг.

были построены заводы (Кузин, 1961):

2. Александровский чугуно- и железоделательный завод с двумя домнами.

3. Повенецкий чугуноплавильный

4. Вичковский чугуноплавильный

5. Кончезерский меде- и чугуноплавильный.

6. Петровский чугуноплавильный и железоделательный, давший начало нашему городу, на гербе которого три молота свидетельствуют об изобилии руд и многих заводов.

Место для строительства завода в устье р. Лососинки выбрала экспедиция горного мастера БлюэраПатрушева. Закладка завода состоялась в последние числа августа – начале сентября 1703 г. На том заводе в 4 домнах плавили железную руду, делали литьё пушек и прочих артиллерийских и адмиралтейских припасов, а также молотами делали железо прутовое (Балагуров, 1958).

Петровский медеплавильный завод (1755–1774) «Петровский медеплавильный завод, построенный в конце 1754 – начале 1755 гг. в устье р. Лососинки (на месте одного из цехов старого Петровского завода), выплавлял медь из руд, добываемых в Воицком, Пергубском, Ондозерском, Койкарском, Каличьеостровском и других рудниках» (Балагуров, 1958).

«Добытая [на Воицком руднике] … медная руда перевозилась на Кончезерский, а позднее на Петровский медеплавильный заводы.

В ходе работы Воицкого рудника выяснилось, что вместе с медной рудой в забоях встречается небольшое количество золота. Ярцов писал, что в одной и той же кварцевой жиле совместно с медной рудой находили золото. Отдельные самородки достигали от 0,5 до 3 фунтов. Присланный из Берг-коллегии бергмейстер Шамшев организовал добычу золота параллельно с добычей медной руды» (Балагуров, 1958 г.).

За время работы Воицкого рудника (1742–1794 гг. с перерывами) было получено золота 4 пуда 24 фунта 68 золотников (около 74 кг) и выплавлено меди 6 379 пудов 22 фунта (более 102 т).

–  –  –

Рис. 2. Схема геологического строения района озер Кончезеро – Укшезеро (составили В.С. Куликов и Б.С. Лавров с использванием материалов КСЭ и ИГ Карельского НЦ РАН, 1997)

–  –  –

Карельский комплекс (палеопротерозой). Калевийский надгоризонт. Падосская свита: 1 – вторая пачка (Kpd2) – ритмичное чередование аркозовых и полевошпат-кварцевых песчаников, алевролитов и аргиллитов; в основании пачки – кварцевые песчаники; 2 – первая пачка (Kpd1) – ритмичное чередование слоев алевролитов и аргиллитов с единичными прослоями кварцевых и полевошпат-кварцевых песчаников; в основании пачки – мелкогалечные конгломераты и грубозернистые кварцевые песчаники с кремнисто-гематитовыми линзовидными прослоями, залегающими на коре выветривания. Людиковийский надгоризонт. 3 – субвулканические образования суйсарского пикрит-базальтового комплекса (Kss) (а – меладолериты, габбро-долериты; б – перидотиты, пикриты). Суйсарская свита: 4 – пятая пачка (Kss5) – переслаивание лавовых потоков массивных авгитовых мелабазальтов, лавобрекчий, частью миндалекаменных, туфов и единичных потоков базальтов; 5 – четвертая пачка (Kss4) – переслаивание лавовых потоков массивных, частью миндалекаменных пикробазальтов, их лаво- и туфобрекчий с редкими потоками мелабазальтов, их лавобрекчий и прослоями туфов пикро- и мелабазальтов; 6 – третья пачка (Kss3) – переслаивание лавовых потоков базальтов плагиоавгитовых массивных, частью миндалекаменных, их лавобрекчий с единичными потоками плагиоавгитовых андези- и трахибазальтов; 7 – вторая пачка (Kss2) – переслаивание туфов и туффитов базальтовых и пикробазальтовых с лавами (редкие потоки) пикробазальтов; 8 – первая пачка (Kss1) – переслаивание базальтовых туффитов, туфов с единичными потоками базальтов; в основании пачки – туфоконгломераты, мелкогалечные конгломераты, гравелиты; 9 – субвулканические силловые образования заонежского комплекса (габбро-долериты, долериты). Заонежская свита (Kzn): 10 – переслаивание туфов и туффитов натровых трахиандезибазальтов, трахиандезибазальтов, трахибазальтов и базальтов; туфопесчаников и туфоалевролитов, граувакковых вулканомиктовых песчаников и алевролитов, шунгитовых пород; 11 – лавы андезибазальтов и трахиандезибазальтов массивных, частью миндалекаменных; 12 – лавы базальтов массивных, частью миндалекаменных и вариолитовых; 13 – лавы серийно-порфировых андезибазальтов. Ятулийский надгоризонт. Туломозерская свита (Ktl): 14 – доломиты, известняки, песчаники; 15 – геологические границы пачек наблюдаемые и предполагаемые; 16 – залегание слоистости и напластование лавовых потоков; 17 – разрывные нарушения установленные; 18 – опорные буровые скважины и их номера; в колонке у скважины: слева индексы вскрытых геологических подразделений, справа – глубина залегания их подошвы; 19 – основные автодороги.

Александровский пушечно-литейный завод (ныне – ОАО «Онежский тракторный завод») Во время Северной войны 1700–1721 гг., которую Россия под водительством Петра I вела за выход к Балтийскому морю, исключительную роль сыграли заводы Олонецкого края, снабжая молодой российский флот и армию «…пушками, равных которым не было в Европе» (Васильевская, 1949). Пушки, отлитые на первом Петровском заводе участвовали и в Полтавской битве (по сообщению М.В.Тарасова). Со смертью Петра I пришли в упадок и Петровские заводы. Царь Петр завещал: «Для снабжения флота Российского артиллерией в предбудущие времена беречь неоценённую руду и леса для обжига угля…» (Васильевская, 1949).

При Петре I сооружались, главным образом, казенные заводы, а с 30-х годов начинают превалировать частные (партикулярные). В 1739 г. царским манифестом была провозглашена целесообразность развития частных заводов и началась раздача казенных заводов в частные руки. К 1751 г. Олонецкие заводы оказались в запущенном состоянии (Кузин, 1961). К началу 70-х годов XVIII в. в Олонецком крае существовали два казенных металлургических завода: Кончезерский чугуно-плавильный и Петровский медеплавильный заводы.

В январе 1772 г. президент Берг-коллегии М.Ф. Соймонов и бергмейстер А.С. Ярцов избрали место постройки нового Александровского пушечно-литейного завода на р.Лососинке выше Петровского медеплавильного завода. Проектировщиком, начальником поспешного строительства, которое вели ярославцы и олончане, был первый главный командир пушечного завода Аникита Сергеевич Ярцов. 13 октября 1774 г. была отлита первая пушка (до конца года – 15 штук). В 1776 г. заработала 4-я, самая большая домна. Образцами печей для А.С.Ярцова служили уральские древесноугольные печи, считавшиеся лучше английских (Балагуров, 1958). В 1775 г. было отлито 233 пушки. В доменных печах Александровского завода проплавлялась озёрная и болотная железная руда. В годы Крымской войны (1854–1856 гг.) завод сдал артиллерийскому ведомству – 865 орудий.

Геологические объекты В южной части Петрозаводска Г.П. Гельмерсен осмотрел каменоломни горнового камня у Каменного Бора. Теперь этот карьер песчаников и кварцитов петрозаводской свиты с возрастом около 1,8 млрд лет находится в черте города и добыча на нем «кварцевого песчаника» осуществлялась в основном для производства щебня.

В северной части города (пос. Соломенное – обруселое название пролива по карельски – Salmi) между озерами Логмозером и Онежским, обнажающиеся сглаженные ледником скалы «соломенской брекчии» – (туфы, лавобрекчии базальтов суйсарской свиты) использовались при сооружении Исаакиевского собора в Санкт-Петербурге для облицовки внутренних помещений.

Недалеко от имения Шуйское по старой почтовой дороге у оз. Укшезера академик обнаружил непосредственное залегание «кварцевого песчаника тождественного каменноборскому» на «соломенской брекчии» (рис. 2). Более доступными для экскурсантов являются вулканогенные образования заонежской и суйсарской свит палеопротерозоя в районе озер Кончезеро – Укшезеро. Г.П. Гельмерсен однозначно относил эти образования к докембрию, хотя позднее академик А.А. Иностранцев считал их палеозоем.

Объект 1. На участке Шуйская Чупа подстилающие суйсарскую свиту образования представлены верхней пачкой заонежской свиты, где наблюдается переслаивание нескольких лавовых потоков мощностью до 10 м андезибазальтов, трахиандезибазальтов, реже базальтов с туфогенно-осадочными породами, в которых встречаются линзы углеродсодержащих пород.

Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г. 163

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

Своеобразным маркером этой пачки является покров мощностью около 10 м плагиофировых трахиандезибазальтов, который обнажается на СЗ окраины дер. Шуйская Чупа приблизительно в 100 м от берега оз.Кончезеро. Примечательной его особенностью являются наличие порфировых вкрапленников плагиоклаза (альбита?), составляющие до 30–40 % объема породы. Вкрапленники пластинчатой формы достигают размеров 2–3 см при толщине до 0,5 см.

В кровельной части наблюдаются миндалекаменные и подушечные текстуры, а также краснокаменные изменения. Химический состав приведен в таблице 1.

Таблица 1. Химические составы пород заонежского и суйсарского вулканических комплексов На участке Шуйская Чупа выше описанного покрова в переслаивании с туфогенно-осадочными породами встречено еще 3 лавовых покрова заонежской свиты.

Опорный разрез вышележащей суйсарской свиты мощностью 389 м района Кончезера-Укшезеро (Кончезерская вулканическая зона) установлен по керну скв. 5, пробуренной Карельской ГЭ в 420 м к ЮВ от оз. Ангозеро. В этом разрезе В.С. Куликовым, Б.С. Лавровым (1999) выделены 5 пачек вулканогенных пород, различающихся по химическому составу (снизу вверх): первая – базальтовая ( 9 % MgO), вторая – мелабазальтовая (9– 14 % MgO) – пикробазальтовая (14–24 % MgO), третья – базальтовая (с единичными потоками андезибазальтов и трахиандезибазальтов), четвертая – мелабазальт-пикробазальтовая, пятая – мелабазальтовая.

Участникам экскурсии представляется возможность ознакомиться с породами, слагающими первую (дер.Шуйская Чупа) и вторую (дер.Царевичи) пачки (рис. 2).

На первом участке у юго-западной обочины автодороги Петрозаводск-Гирвас залегает т.н. переходная пачка туфогенно-осадочных образований, в которой встречен горизонт (0,5–1,5 м) со слоями (2–3) грубообломочных пород (конгломераты, гравелиты). Обломочный материал в них представлен в основном вулканитами и осадками заонежской свиты (плагиобазальты, андезибазальты, шунгиты и др.) Данный горизонт В.С. Куликовым принимается за базальный слой суйсарский свиты. Подобный горизонт псефитов в основном суйсарской свиты встречен в опорной скважине № 5, а также на других участках развития первой пачки свиты (п.Соломенное, аэродром «Пески», оз.Карельское, оз.Сургубское, дер.Тернаволок, о.Суйсарь и др.) Разрез первой пачки суйсарской свиты характеризуется фациальной изменчивостью по площади. На участке Шуйская Чупа данная пачка представлена туффитами основного состава (0,5–15 м) и туфами (брекчиями) афировых базальтов (более 20 м), которые можно наблюдать выше конгломератов по склону гряды, тянущейся на СЗ вдоль автодороги Петрозаводск – Гирвас. Падение пород на ЮЗ под углами 45–80°.

Объект 2. Вторая пачка суйсарской свиты наиболее полно представлена на участке Царевичи, где ее мощность составляет более 100 м и она слагает практически весь перешеек между озерами Кончезеро-Укшезеро.

Название Царевичи связано с Петром I, который при своих поездках из Петербурга на курорт «Марциальные воды», делал здесь остановки для краткого отдыха. В честь этого события у северной обочины дороги установлена часовня. (рис. 3).

Низы пачки представлены тремя потоками авгитовых мелабазальтов (9–13 % MgO), переслаивающихся с аналогичными туфами, которые обнажаются на кончезерской стороне перешейка. Укшезерская сторона перешейка образована несколькими слоями туфов, пикробазальтов и маломощными (до 3–5 м) потоками массивных пикробазальтов. Породы падают на ЮЗ под углами 40–60°.

164 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г.

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

Рис. 3. Схема геологического строения дер. Царевичи 1 – плагиопироксеновые базальты и их брекчии; 2 – пикробазальты и их брекчии; 3 – туффиты; 4 – мелабазальты и их брекчии;

5 – туфы базальтов; 6 – геологические границы; 7 – номера проб (табл.1); 8 – часовня.

Пикробазальты характеризуются порфировой структурой с вкрапленниками авгита и оливина, замещенного вторичными минералами. Эти лавы содержат до 16–19 % MgO.(табл. 1).Взаимоотношения лав и туфов наблюдаются у уреза воды на берегу Укшезера.

Основные вулканиты третьей пачки суйсарской свиты можно наблюдать вдоль дороги ПетрозаводскГирвас на участке Косалма (севернее окраины деревни) и горе Сампо.

Четвертая и пятая пачки свиты обнажаются вдоль отворота дороги на оз.Ангозеро (4 км к С от д.Косалмы), где они слагают ядро Укшезерской синклинали с субгоризонтальным залеганием пород.

Объект 3. После переезда участники экскурсии прибывают в район поворота дороги на Кончезеро для ознакомления с породами Кончезерского перидотитового массива – интрузивного аналога суйсарских вулканических образований.

Перидотитовое тело пластово-секущее, мощностью от первых десятков метров на выклинивании до 100–200 м в центральных частях массива. Для интрузии характерно наличие зон закалок в непосредственных контактах, эндоконтактовых пикритовых оторочек в кровле и подошве и асимметрия внутреннего строения.

Знакомство с разрезом Кончезерского массива проводится в зоне дробления и брекчирования вмещающих пород, где пластообразная форма тела сменяется секущей с весьма сложными контурами в плане (рис. 4).

Химические составы пород по разрезу приведены в таблице 2.

Таблица 2. Химические составы пород Кончезерского перидотитового массива

–  –  –

Рис. 4. Кончезерский перидотитовый силл (по Куликову В.С., Слюсареву В.Д. и Кочневу-Первухову В.И., 1976).

1 – пироксеновые мелабазальты; 2 – перидотиты и пикриты; 3 – мелабазальты и пикритовые базальты с прослоями туфов и туффитов; 4 – пироксен-оливиновые пикробазальты; 5 – туфы, туффиты, кремнисто-глинистые сланцы; 6 – базальты переслаивающиеся с горизонтами туфогенно-осадочных пород; 7 – предполагаемый некк Ангозерского маара; 8 – разломы; 9 – слоистость; 10 – реликты Кончезерского завода.

В 60 м южнее дороги в расчистке, хорошо виден на протяжении до 20 м непосредственный контакт массива, почти под прямым углом пересекающий пологозалегающие туфогенно-осадочные породы, В плане линия контакта извилистая, плоскость имеет крутое падение. В строении эндоконтактовой зоны массива выделяется собственно зона закалки в непосредственном контакте и сменяющая ее зона пикритов. Зона закалки мощностью 4–6 см представлена метаморфизованным мелабазальтом с незначительным содержанием (10–12 %) кристаллической фазы. Последняя представлена мелкими зональными и сдвойникованными изометричными и пластинчатыми кристаллами клинопироксена ряда авгита и пластинчатого плагиоклаза. Основная масса слабо раскристаллизована и представлена агрегатом мельчайших кристаллов плагиоклаза, клинопироксена и бурого хлорита.

В зоне закалки отмечаются многочисленные ксенолиты вмещающих пород размером от 1 мм до 1 см. Ороговикование ксенолитов выражено в появлении по их периферии мелких кристаллов клинопироксена.

Зона закалки постепенно переходит в метаморфизованную зону пикритов мощностью до 10–15 см.

Этот переход сопровождается резким увеличением содержания вкрапленников пироксена, плагиоклаза и появлением хлоритовых и серпентин-хлоритовых и серпентиновых псевдоморфоз по вкрапленникам оливина. Содержание вкрапленников увеличивается от 5–12 до 25–30 %, а первично-стекловатая масса постепенно переходит в мелко- и среднезернистую. Пикритовая зона насыщена ксенолитами вмещающих пород размером от мельчайших обломков до крупных глыб, ориентированных параллельно контакту. Изредка встречаются ксенолиты инородных пород (габброидов), принесенных магмой с более глубоких горизонтов.

Ксенолиты по периферии слабо ороговикованы. В зоне пикритов встречаются многочисленные и более поздние прожилки мелабазальтов, рассекающие зону закалки и выходящие во вмещающие породы. Эндоконтактовые пикриты за счет довольно быстрого увеличения содержаний оливина (серпентинитовые псевдоморфозы) переходят в серпентиниты по верлитам. Внутреннее строение перидотитовой зоны неоднородно. Сразу же после пикритов следует 40–60-метровая кумулятивная зона, обогащенная крупными (4–5 мм) порфировыми корродированными зернами оливина, реже идиоморфного клинопироксена. По направлению к кровле массива содержание оливина и размер его зерен уменьшаются, типичны бластопойкилитовые структуры, где мелкие зерна оливина (14–16 % Fa) пойкилитически включены в крупные кристаллы клинопироксена,появляется хлоритизированный плагиоклаз и биотит. В висячем боку перидотиты переходят в метаморфизованные эндоконтактовые пикриты.

166 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г.

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

Определены изотопный Sm-Nd возраст минералов и Pb-Pb возраст пород Кончезерского силла, который составляет соответственно 197524 и 198057 млн лет и хорошо согласуется с геологическими данными (Суйсарский …, 1999). Далее участники экскурсии продолжают свой путь по автомагистрали ПетрозаводскГирвас в направлении курорта Марциальные Воды, где знакомятся с Музеем Петра I и источниками минерализованных марциальных вод.

Объект 4. Марциальные воды – первый русский курорт, основанный 20 марта 1719 г.

Минеральные источники Марциальных вод были открыты приписным крестьянином, рабочим Кончезерского медеплавильного завода Иваном Рябоевым в 1714 г. О своем открытии он сообщил директору Олонецких горных заводов Генину, а тот в свою очередь написал об этом Петру I. Петр I поручил придворному врачу лейб-медику Л.Л.Блюментросту произвести в 1717 г. изучение минеральных источников. Около источников были построены придворная церковь и сооружения, для приезжающего сюда в 1719, 1720, 1722 и 1724 гг. вместе со своей семьей Петра I.

Петр I. здесь, на курорте, в 1724 г. отредактировал Указ об учреждении Санкт-Петербургской Академии наук и художеств ныне Российской Академии наук.

Минерализованные воды источников, содержащие большое количество активного железа, были названы после их первого изучения «Марциальными» в честь Марса – бога войны и железа. По данным А.В. Иешиной марциальные воды относятся к сульфатному типу и формируются в нижней гидрогеохимической подзоне. Минерализация их изменяется от 0,27 до 0,67 г/л, состав – от гидрокарбонатно-сульфатно-магниево-кальциево-железистого до сульфатно-гидрокарбонатно-магниево-железисто-кальциевого (табл. 3). Концентрация железа составляет 16–87 мг/л. Принадлежность вод к нижней гидрогеохимической подзоне подтверждается как повышенной минерализацией вод, так и составом растворенных газов, в которых отсутствует кислород. При общем газосодержании 60–80 мг/л (повышенном по сравнению с фоном) в них преобладает СО2 (72–76 об. %) и азот (22– 26 об. %). По содержанию активного железа и дебиту марциальные воды занимают одно из первых мест среди железистых вод в России. В лечебных целях эти воды могут применяться при заболеваниях крови, желудка, печени, почек и при болезнях обмена веществ. Кроме марциальных вод, здесь широко распространены лечебные грязи в оз. Габозере, Лечебная грязь обладает противовоспалительным, спазмолитическим, обезболивающим, рассасывающим действием и используется при лечении болезней периферической нервной системы, органов движения, хронических воспалительных заболеваний.

Таблица 3..

Химический состав минеральных вод курорта Марциальные воды

–  –  –

Примечание. Ресурсы и геохимия подземных вод Карелии. Петрозаводск, 1987, 151 с.

С 1964 г. на базе марциальных вод и габозерских грязей здесь функционирует санаторий «Марциальные Воды».

Марциальные источники связаны с выходом на поверхность грунтовых самоизливающихся трещинных вод, дренирующих толщу вулканогенно-осадочных пород (черные шунгитсодержащие сланцы, туфосланцы, Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г. 167

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

туфы, базальты массивные и миндалекаменные, габбродолериты), разбитых зоной вертикально падающего разлома, проходящего от оз. Кончезера, вдоль котловины оз.Габозера и далее на северо-запад по юго-западному берегу оз.Мунозера. Обнажения шунгитовых сланцев можно наблюдать в канавах и котловине строящегося нового корпуса санатория.

Затем экскурсанты направляются в сторону заповедника Кивач. Проезжая по деревне Кончезеро, можно наблюдать сохранившиеся развалины Кончезерского завода.

Кончезерский медный завод (1706–1905 гг.) В одном из самых живописных мест Карелии, на перешейке, отделяющем вышележащее озеро Пертозеро от Кончезера, в начале XVIII в. (одновременно с Петровским) был возведен Кончезерский завод для выплавки меди, добывавшейся на берегу оз. Пертозера и чугуна из озёрных руд оз.Кончезера и близлежащих озёр. На Кончезерском заводе в 1716 г.получено 152 пуда меди (шла на монеты), в 1719 – 13 тыс. пудов чугуна. В 1754 г. выплавка медина заводе прекращена. В 1905 г. завод был закрыт.

К началу 70-х годов XVIII в. в Олонецком крае существовали два казенных металлургических предприятия: Петровский медеплавильный и Кончезерский чугуноплавильный.

В начале 80-х годов стала ясной необходимость расширения мощности Олонецких горных заводов.

В 1808 г. резко увеличились заказы военно-морского ведомства на корабельный балласт с 60 тыс. пудов до 150 тыс.пудов и в 1809 г. доменные печи Кончезерского завода стали выплавлять чугун. Общее количество выплавленного чугуна на Кончезерском заводе в 1794–1850 гг. составило 2 899 339 пудов.

Объект 5. Водопад Кивач.

Он находится в центре одноименного заповедника федерального уровня.

Государственный заповедник «Кивач» был организован в 1931 году с целью охраны и восстановления эталонного участка среднетаежной подзоны европейской части России. В нем на протяжении десятилетий ведутся комплексные и мониторинговые исследования.

Основную ценность заповедника площадью 10 870 га представляют спелые хвойные леса: сосняки – 42 %, ельники – 32 %, вторичные древостои – более 20 %. В небольшом числе встречаются широколиственные деревья – вяз шершавый, липа, черная ольха. Средний возраст лесов – 120 лет, при возрасте отдельных сосен 300–350 лет. Флора насчитывает более 580 видов сосудистых растений и 193 вида листостебельных мхов. Зарегистрировано 268 видов наземных позвоночных, 24 вида рыб, 977 видов насекомых. Некоторые виды растений и птиц занесены в Красные книги России и Карелии. Геологическое строение территории заповедника еще слабо изучено. Проведенные авторами в 1997–98 гг. рекогносцировочные геологические исследования на территории, примыкающей к водопаду Кивач, позволили составить схематическую карту участка (рис. 5).

Он расположен на северо-западном крыле крупной Кончезерской антиклинали, сложенном осадками и вулканитами заонежского и суйсарской свит, которые прорываются габбро-долеритами и долеритами палеопротерозоя, изотопный возраст которых пока не определен.

Породы полого под углами 10–15о падают на ВСВ, только в зонах разломов углы падения становятся более крутыми.

Среди пород заонежской свиты преобладают шунгитовые сланцы, кремнистые сланцы и пелиты, реже наблюдаются лавы базальтов и андезитов. Суйсарская свита представлена туфами базальтов, среди обломочного материала наиболее широко представлены глыбы и остроугольные обломки шунгитовых и кремнистых сланцев заонежской свиты. Пачка суйсарских туфов прослежена вдоль р.Суны на расстоянии более 2,5 км.

Преобладающее распространение на участке имеют габбро-долериты. Выделены 3 крупных тела, которые в зависимости от положения относительно р.Суны получили название Левобережный, Правобережный и Водопадный (рис. 5). Каждый из этих силлов имеет мощность в раздувах до 100 м.

Эти силлы различаются по химическому составу, главным образом, по содержанию железа, кальция и титана (табл. 4) и вероятно, по возрасту.

Наибольшее внимание экскурсантов привлекает Водопадный силл, именно на нем расположен водопад Кивач. Название Кивач, вероятно, происходит от финского слова «Киви»– камень. До постройки в предвоенное время Гирвасской ГЭС и отвода воды реки Суны в другую водную систему (оз. Сандал) этот водопад был весьма величествен. Он является вторым по высоте падения воды (11 м) среди равнинных водопадов Европы.

Участники экскурсии могут наблюдать зону дробления в теле габбро-долеритов субмеридионального направления совпадающую с руслом р.Суны и в ее пределах зонки милонитизации. На левом берегу в 10–20 м от русла реки среди долеритов наблюдается шаровая отдельность, природа которой дискуссионна: или это подушечная отдельность, типичная для базальтов, изливающихся в водоемы, или специфическая отдельность, возникающая при выветривании массивных пород. Если при дальнейшем исследовании подтвердится 1-й вариант, тогда следует считать данное тело не силлом, а крупным лавовым покровом. Данное магматическое тело основного состава дифференцировано, имеет более меланократовый состав в подошве (правый берег) и мезократовые в кровле (левый берег).В зоне дробления породы имеют бурую окраску и повышенное содержание окисного железа (табл. 4).

168 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г.

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

Рис. 5. Схема геологического строения участка Кивач (В.С.Куликов, В.В.Куликова, 1998 г.) 1 – габброиды Левобережного силла; 2 – габбро, феррогаббро, долериты Водопадного силла; 3 – габброиды Правобережного силла;

4 – туфы, туфоконгломераты суйсарской свиты; 5 – шунгитовые и другие сланцы заонежской свиты; 6 – разломы; 7 – границы тел, пачек;

8 – наклонное залегание пород; 9 – номера проб на табл.4; 10 – висячий мост.

Таблица 4. Химические составы габбро-долеритов участка Кивач

–  –  –

Академик Г.П. Гельмерсен в годы своего путешествия в Олонецкой губернии интересовался «исполиновыми котлами» – это различных размеров округлые углубления на поверхности обнажений горных пород в речных руслах и прибрежной части водоемов. Такие углубления с овальным дном и гладкими стенками похожи на банные чугунные котлы. Размеры их порой достигающие нескольких метров в диаметре, наводили на мысль об огромных, исполинских усилиях, затраченных на их образование. Отсюда и появилось название «исполиновы котлы» (Соколов, Эрте, 1984). В Фенноскандии, где они имеют широкое распространение, бытовали предания, согласно которым творцами «котлов» были мифические великаны – ятулы, якобы населявшие этот край.

Г.П. Гельмерсен наблюдал эти котлы в районе Хельсинки, на Ладожском озере, а в Олонецком крае, «во многих местах видел условия для их возникновения, так например, прекрасные водопады Кивач, Порпорог, Гирвас, а котлов не встречал».

В те времена вода на р. Суне была очень велика и исполиновы котлы, которые сейчас можно наблюдать на Киваче, очевидно были скрыты от глаз наблюдателя водным потоком. В настоящее время наиболее крупный котел установлен в русле реки у левого берега на 2-м каскаде водопада.

Кроме геологических объектов, участники экскурсии могут посетить музей заповедника «Кивач» и более детально ознакомиться с его достопримечательностями.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Балагуров Я.А. Олонецкие горные заводы в дореформенный период.-Гос.изд-во КАССР, Петрозаводск, 1958, 211 с.

2. Васильевская О.И. Из истории первых лет Александровского (ныне Онежского) завода.-Изв.К-Филиала АН СССР, 1949. № 3. С. 58–73.

3. Кузин А.А.История открытия рудных месторождений в России. – Изд-во АН СССР, М., 1961. 360 с.

4. Куликов В.С., Слюсарев В.Д., Кочнев-Первухов В.И., Кравченко А.Н. Суйсарский базит-ультрабазитовый комплекс Онежского синклинория // Интрузивные базит-гипербазитовые комплексы докембрия Карелии. Л., 1976. С. 98–109.

5. Соколов В.А., Эрте Г.А. Академик Г.П. Гельмерсен в Карелии. – Петрозаводск, Карелия, 1984. 64 с.

6. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс палеопротерозоя Карелии(опорный разрез и петрология. – Петрозаводск, 1999. 96 с.

–  –  –

ЯТУЛИЙСКИЙ ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫЙ КОМПЛЕКС ЦЕНТРАЛЬНОЙ КАРЕЛИИ

Введение.

Одну из примечательных геологических особенностей Карелии составляют многочисленные фрагменты чехла древней ятулийской платформы (Рис. 6), в которых до половины объема приходится на лавы, геологически, петрографически и геохимически близкие фанерозойским континентальным плато-базальтам – траппам.

В региональной стратиграфической шкале ятулийский надгоризонт нижнего протерозоя Карелии, соответствующего карелидам или палеопротерозойской Карельской супергруппе следует за сариолийским и предшествует людиковийскому надгоризонту. С резким угловым и стратиграфическим несогласием, с корой химического выветривания в подошве, ятулийские отложения перекрывают породы архейского кристаллического фундамента и сумийско-сариолийские толщи нижнего протерозоя.

Разрезы ятулия имеют трёхчленное строение, терригенные и теригенно-карбонатные в основании и вулканогенные в кровле. Пары толщ различной мощности трижды повторяются, соответствуя нижнему, среднему и верхнему ятулию Карелии. В разрезах нижнего ятулия преобладают терригенные осадочные породы, в разрезах среднего ятулия они сочетаются с карбонатами, которые получают наибольшее распространение, в том числе в виде биогерм, в верхней части ятулийского разреза.

Установлено, что вулканогенные толщи венчают регрессивные этапы транcгрессивно-регрессивных циклов осадконакопления в седиментационных бассейнах, что перекликается с данными о проявлении главных фаз вулканизма в молодых трапповых провинциях на фоне восходящих тектонических движений и регрессии моря.

Ятулийские толщи перекрыты осадочными отложениями и лавами людиковия, отличающегося широким распространением углеродсодержащих (шунгитовых) черных сланцев. В составе людиковийского надгоризонта выделены заонежский и суйсарский горизонты. Лавы и субвулканические интрузии заонежского горизонта близки ятулийским и также относятся к трапповой формации. Cуйсарский горизонт в стратотипическом разрезе представлен толщей, сложенной лавами и туфами, включающими высокомагнезиальные базальты и пикриты.

Длительность ятулийского периода оценивается примерно в 200 млн лет от 2.30 до 2.08 или от 2.22 до 2.06.

–  –  –

Цель экскурсии по данному маршруту – знакомство с разнообразными осадочными, вулканогенноосадочными, вулканогенными и субвулканическими образованиями ятулия нижнего протерозоя Центральной Карелии (рис. 6).

–  –  –

Палеозой: 1 – каменноуголная и девонская системы. Верхний протерозой: 2 – венд, 3 – средний рифей, 4 – анортозит-рапакивигранитная формация. Нижний протерозой – карелий: 5 – ультрамафит-габбро-щелочная формация: надгоризонты: 6 – вепсийский, 7 – калевийский, 8 – людиковийский, 9 – ятулийский, 10 – сумийско-сариолийский; 11 – перидотит-габброноритовая формация. Архей: 12 – лопийский ЗП, 13 – беломорский комплекс; 14 – нерасчлененные образования архея; 15 – разломы.

Объект I. Начало осмотра с правой стороны дороги, не доезжая до р. Суны, у пос. Гирвас, где устанавливаются разобщенные выходы нижнеятулийских светлоокрашенных кварцевых конгломератов, крупнозернистых до гравелитов кварцито-песчаников, протягивающихся в виде полосы, окаймляющей выходы сариолийских конгломератов, параллельно южному борту долины р. Суны.

–  –  –

Объект 2. Вьшезалегающие нижнеятулийские эффузивы установлены по обе стороны дороги и выходят вдоль всего южного (правого) борта долины р.

Суны. (Рис. 7) Рис. 7. Геологический разрез по левому берегу каньона р. Суны (пос. Гирвас) Нижний ятулий: 1 – базальты миндалекаменные. Средний ятулий: 2 – кварцевые конгломераты, гравелиты, грубозернистые кварцитопесчаники; 3 – базальты миндалекаменные; 4 – шаровые лавы миндалекаменных базальтов; 5 – линзы яшмовидных силицитов; 6 – туфы, содержащие прослои с лапиллями; 7 – лавовый язык течения в кровле покрова; 8 – столбчатая отдельность в лавах; 9 – фумарольный канал; 10 – делювиальные осыпи.

–  –  –

кремнистым цементом и в кровле переходящим в плотную кремнистую розовую породу с раковистым изломом.

В сериях мощностью 0,2–0,3 м отмечается косая слоистость параллельного типа. На плоскостях напластования хорошо видны знаки ряби. Рябь мелкая и крупная асимметричная, местами ячеистая. Мощность горизонта 3 м.

5. Регрессивная часть осадочной толщи сложена крупногалечными кварцевыми конгломератами. Гальки округлой или овальной формы размером до 4–6 см представлены белым кварцем, на поверхности которых, как и в цементе конгломерата, отмечаются примазки чешуйчатого гематита. Конгломераты не выдержаны по простиранию, слагают линзы и заполняют карманы и неровности рельефа и по простиранию сменяются полевошпато-кварцевыми кварцито-песчаниками и гравелитами. На конгломераты налегают базальты среднего ятулия. В разрезе осадочных среднеятулийских образований района пос. Гирвас четко прослежен трансгрессивный цикл осадконакопления, завершенный излиянием лав. Присутствие в цементе хемогенного кремнистого и гематито-кремнистого материала указывает на одновременную вулканическую деятельность.

Объект 4. Залегающие выше вулканогенные породы среднего ятулия представлены тремя лавовыми покровами базальтов, переслаивающимися с пачками туфогенно-осадочных пород (рис.

7).

Первый лавовый покров с непосредственным контактом с подстилающими осадочными породами устанавливается в северном борту долины р. Суны. В его основании установлены редкие ксенолиты (до 0,3 м в поперечнике) нижележащих терригенных пород. Мелкозернистые иногда миндалекаменные базальты подошвы покрова в данном участке обнаруживают шаровидную текстуру. Отдельные слабо обособленные шары размером до 0,6–0,8 м содержат в ряде случаев центральные газовые пустоты. Среднюю часть покрова слагают миндалекаменные среднезернистые базальты.

К верхам разреза покрова устанавливается упорядоченное размещение миндалин, их концентрация в полосы, слияние в отдельные струи, которые непосредственно у кровли покрова образуют вертикально расположенную к подошве покрова полость сложной, ветвящейся формы. Полость заполняется кремнисто-гематитовым материалом. При этом кремнисто-гематитовый материал (яшмовидные силициты) из полостей в кровле покрова постепенно переходит в пластовую залежь, подстилающую горизонт мелкообломочных сильно хлоритизированных туффов. Данные полости, вероятно, можно рассматривать как первоначальные фумарольные сифоны, заполненные в поздневулканическую стадию кремнистыми хемогенными осадками. По простиранию и падению данного покрова в его кровле у уреза воды в р. Суне находится лавовый язык – струя течения лавы длиной до 1,5 м и шириной 0,5 м с дугообразно изогнутыми валиками.

Вышележащие два лавовых покрова по внутреннему строению однотипны и некоторые различия их заключаются в том, что нижний покров имеет пластово-глыбовую отдельность, а верхний – столбчато-призматическую.

Залегающая между вторым и третьим лавовым покровами пачка туфогенно-осадочных пород мощностью около 5,0 м представлена чередующимися слоями вначале терригенно-карбонатных пород с присутствием небольшого количества, по-видимому, пеплового материала, замещенного хлоритовым агрегатом, а затем терригенно-туфовых пород, в которых количество пирокластики резко возрастает.

Таблица 5. Средние химические составы групп пород ятулийского вулканического комплекса Гирвасской вулканической зоны (Голубев, Светов, 1983)

–  –  –

Лaвoвыe потоки и покровы ятулийского вулканического комплекса сложены базальтами (эпидотизированными, амфиболизированными), плагиоклазовыми порфиритовыми базальта, миндалекаменными базальтами и лавобрекчиями базальтов, а также их шаровыми лавами. Породы имеют массивные, миндалекаменные, брекчиевидные, шаровые текстуры; диабазовую, спилитовую, апоинтерсертальную, порфировую, сидеронитовую структуры.

Основная масса пород сложена беспорядочно-ориентированными лейстами плагиоклаза (альбит, редко альбитолигоклаз), в интерстициях между которыми располагаются ксеноморфные выделения обыкновенной роговой обманки, агрегаты хлорита, эпидота, магнетита. Вкрапленники в порфиритах нижнеятулийской фазы вулканизма представлены плагиоклазом (альбит), а в порфиритах среднеятулийской фазы вулканизма – замещенным роговой обманкой пироксеном. Из акцессорных минералов присутствуют магнетит, сфен, циркон, апатит, халькопирит, борнит и халькозин. По химическому составу (табл. 5) основные породы ятулийского вулканического комплекса являются производными единой родоначальной толеито-базальтовой магмы (Светов, 1972).

Объект 5. Гирвасская вулканическая постройка.

При проведении палеовулканологических исследований вулканических образований в районе северной окраины пос.Гирвас в русле водосброса Пальеозерской были обнаружены своеобразные вулканические породы, которые слагают сложно построенный вулканический аппарат, связанный с проявлением ятулийского основного вулканизма и названный Гирвасским вулканом (Светов, Голубев, 1967).

В условиях современного эрозионного среза в настоящее время доступна непосредственному наблюдению только незначительная часть вулканического аппарата, включающего в себя следующие морфологические элементы: часть эруптивного жерла, юго-восточный склон лавового конуса и, вероятно, большую часть побочного (паразитического) кратера – вулканическую трубку взрыва, в то время как его остальная часть скрыта под довольно мощным чехлом рыхлых, озерно-аллювиальных четвертичных отложении (рис. 9).

Рис. 9. Схема геологического строения Гирвасской вулканической постройки. Составлена А.П. Световым, А.И. Голубевым (1967) 1 – четвертичные отложения; 2 – эруптивные брекчии трубки взрыва; 3 – эруптивные жерловые брекчии; 4 – мелкообломочные полосчатые жерловые брекчии; 5 – крупноглыбовые лавобрекчии; 6 – мелкообломочные лавобрекчии; 7 –фумарольные площадки; 8 – массивные базальты и базальтовые порфириты; 9 – мелко-среднезернистые габбродолериты; 10 – зоны турмалинизации; 11 – пиритизация; 12 – альбитизация;

13 – направления растекания лав; 14 – элементы залегания: а – контактовых поверхностей, б – плоскостей пластовой отдельности.

174 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г.

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

Эруптивное жерло Гирвасского вулкана установлено в левом борту русла водосброса и в условиях современного эрозионного среза имеет округлую, несколько вытянутую в северо-восточном направлении форму с видимыми размерами в обнаженной части 2050 м.

Эруптивное жерло, являющееся выводящим каналом лавового материала при формировании среднеятулийского лавового плато Западного Прионежья, в контакте заполнено массивными участками сильно трещиноватыми базальтами и базальтовыми порфиритами, переходящими иногда в тонкополосчатые мелкообломочные брекчии дробления.

По мере удаления от эндоконтакта породы принимают все более характерные черты крупноглыбовых жерловых брекчий среднезернистых базальтов. Резкие юго-восточные и восточные контакты с породами лавового конуса вулкана подчеркнуты зонами вертикально падающих тонкополосчатых брекчий, а также зонами интенсивной турмалинизации и массового развития альбитовых и альбито-кварцевых жил. Установленный постепенный переход пород эруптивного жерла к породам типа габбро-долеритов осуществляется, главным образом, путем увеличения степени раскристаллизации пород и смены порфировидных брекчированных разновидностей базальтов сначала мелкозернистыми, массивными, а затем среднекрупнозернистыми (пегматоидными) габбро-долеритами.

Эруптивные жерловые брекчии гирвасского вулкана состоят из крупноглыбовых обломков базальтов, базальтовых порфиритов, сцементированных тонкораздробленными базальтами с небольшим количеством лавового материала.

Петрографический состав обломков базальтов и базальтовых порфиритов жерловых брекчий подобен составу пород лавобрекчий. Особым составом и текстурно-структурными признаками характеризуются габбро-долериты, породы более глубинного облика, залегающие в основании вулканической постройки, с которыми жерловые брекчии имеют довольно постепенные переходы, хотя и в небольшом интервале – 10–15 м.

Габбро-долериты имеют массивное полнокристаллическое сложение, однород-нозернистую, реже такситовую (шлировую) текстуру, грубую диабазовую, офитовую, а участками микропегматитовую (графическую) структуру. Главными породообразующими минералами являются плагиоклаз, амфибол, кварц, вторичными – хлорит и эпидот, акцессорные минералы представлены магнетитом, титаномагнетитом, турмалином, сфеном, апатитом и сульфидами – пиритом, халькопиритом.

Плагиоклаз представлен короткопризматическим и таблитчатым альбитом An15-18 состава, сдвойникованным по периклиновому закону, амфибол-реликтами обыкновенной роговой обманки, которая сохраняется в центральных частях призматических или таблитчатых зерен, краевые части которых замещены светло-зеленым актинолитом.

Вторичные минералы развиваются в интерстициях главных породообразующих минералов, по-видимому, по остаткам стекловатого-мезостазиса и по роговой обманке.

Лавовый конус в обнаженной части состоит из пяти переслаивающихся лавовых потоков (при полном отсутствии туфогенных образований), каждый из которых имеет мощность порядка 10–15 м. Лавовый поток, лежащий в нижней части вулканического конуса, представлен массивными темно-зелеными брекчированными базальтами, обнаруживающими тесную связь, с одной стороны, с жерловыми брекчиями базальтовых порфиритов, а с другой – с брекчированными и слабо эпидотизированными габбро-долеритами, с которыми они в северо-западной части контактовой зоны в интервале 10–15 м имеют постепенные переходы.

Второй лавовый поток сложен, главным образом, мелкообломочной, светло-зеленой, сильно хлоритизированной лавобрекчией, содержащей большое количество обломков базальтов и базальтовых порфиритов, образовавшихся, по-видимому, во время взрыва в вулканическом жерле и впоследствии сцементированных большим количеством лавы. Обломки округлой и угловатой формы имеют размеры до 15 см и обнаруживают зональное строение. На довольно ровной поверхности второго лавового потока залегают крупноглыбовые лавобрекчии следующего потока, которые имеют массивное сложение, темно-зеленый цвет и больше размеры обломков брекчий (0,5–0,6 м), заключенных в незначительном количестве лавового цемента. Вдоль нижнего контакта потока и по системе трещин отдельности установлена зона интенсивной турмалинизации, захватившей поток почти на всю его мощность.

Особенностью четвертого лавового потока, в общем весьма похожего на лавобрекчии второго, является наличие в нем участков сильно измененных пород белесого цвета (тальк-хлоритового состава), это реликты фумарольных площадок.

Пятый поток, лавового конуса вулкана состоит из наиболее крупноглыбовых лавобрекчий, переходящих иногда в однородно зернистые массивные базальты, подобные базальтам лавовых потоков окружающего лавового плато. В кровле этого, как и некоторых других потоков, на поверхностной корочке закалки отмечались мелковолнистые языки течения лавы (канатные лавы). Лавовые потоки состоят из пород близкого петрографического состава, которые различаются между собой в основном текстурно-структурными особенностями.

Трубка взрыва, представляющая несколько особый элемент вулканического аппарата, пространственно приурочена к зоне контакта четвертого и пятого лавовых потоков и в соответствии с их простиранием имеет вытянутую в северо-западном направлении округлую форму и размеры не менее чем 1030 м. Породы Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г. 175

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

трубки взрыва представлены, в основном, мелкоглыбовыми (0,2–0,3 м) эруптивными брекчиями базальтов и базальтовых порфиритов. Здесь можно наблюдать также сильно измененные оталькованые породы аналогичные в лавобрекчиях. Это также останцы фумарольной деятельности. Обломочный материал брекчий трубки взрыва сцементирован небольшим количеством лавового материала. Здесь же отмечается интенсивная турмалинизация пород с образованием гнездовых зон турмалина, а также пиритизация цемента.

Экзоконтактовая зона трубки взрыва имеет сильное осланцевание, при этом вмещающие лавобрекчии подвергнуты значительной хлоритизации, на которую наложена пиритизация и гематитизация. Контакты трубки взрыва с вмещающими породами отчетливые, резко рвущие и имеют крутое падение на северо-восток под углом до 85°.

Таблица 6. Химические составы вулканогенных пород Гирвасской вулканической постройки

–  –  –

По особенностям петрографического состава базальты и базальтовые порфириты эруптивных брекчий подобны обломкам лавобрекчии. Об однородности пород вулканической постройки можно судить и по их химическому составу (табл. 6).Общей особенностью эффузивно-эксплозивных образований вулканической постройки гирвасского вулкана является исключительно сильное проявление поствулканических пневматолито-гидротермальных изменений пород, заключающихся, главным образом, в гнездовой и прожилковидной турмалинизации и окварцевании, а также в последующей эпидотизации, сульфидизации (пиритизации, халькопиритизации), хлоритизации и альбитизации. Зоны гидротермально измененных пород, как правило, имеют четкий либо структурный (плоскости систем отдельности, плоскости скола и дробления), либо геологический (контактовые поверхности) контроль.

–  –  –

СУМИЙСКИЙ КОМПЛЕКС КУМСИНСКОЙ СТРУКТУРЫ

Целью геологической экскурсии является знакомство с вулканогенно-осадочными образованиями сумийского надгоризонта в Кумсинской структуре.

Стратотипический разрез кумсинской свиты описан в Кумсинской структуре, расположенной в Медвежьегорском районе. Структура прослеживается вдоль реки Кумса от г. Медвежьегорска на запад на 25 км, при ширине до 5–8 км. Образования кумсинской свиты приурочены к южной части структуры (рис. 10). Наиболее полное и подробное описание разреза было ранее проведено А.П. Световым и А.И. Голубевым (Светов, Голубев, 1972) и позже дополнено (Коросов, Робонен, 1984, Коросов и др. 1988).

Разрез Кумсинской свиты представлен вулканогенной толщей андезибазальтового состава с редкими прослоями туфов. Породная ассоциация кумсинской свиты изменена в условиях от зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма андалузит-силлиманитового типа, что позволяет сохраниться структурнотекстурной характеристике пород. В основании комплекса развиты две пачки осадков и разделяющая их еще толща андезибазальтовых вулканитов (рис. 10). Соответственно нижезалегающие осадки и лавы выделены в настоящее время в глубокоозерскую свиту, а вышележащие вулканиты формируют кусинскую свиту.

176 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г.

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

Палеопротерозой. Ятулий: 1 – осадки туломозерской свиты, 2 – лавы и осадки медвежьегорской свиты, 3 – лавы и осадки янгозерской свиты.

Сариолий. Пальеозерская свита: 4 – граувакки, песчаники, сланцы, 5 – полимиктовые конгломераты. Сумий. Кумсинская свита: 6а – лавы андезибазальтов, 6б – кварциты и кварцитопесчаники, 7а – вариолитовые лавы четвертого маркирующего горизонта, 7б – плагиофировые андезибазальты третьего маркирующего горизонта, 8а – вариолитовые лавы с альбитовыми миндалинами второго маркирующего горизонта, 8б – полосчатые микро-вариолитовые лавы первого маркирующего горизонта; 9 – глубокоозерская свита (а – лавы андезибазальтов, б – аркозы, кварц- серицитовые сланцы и кварциты). Архей. Лопий: 10 – плагиомикроклиновые граниты, 11 – габбро-амфиболиты, 12 – гранитогнейсы. Разломы: 13 – постлюдиковийский, 14 – постятулийский, 15 – досариолийские, 16 – элементы залегания Sо, 17 – направление кровли, 18 – детальные участки (2 – рис. 1.6) Глубокоозерская свита.

В основании разреза залегают архейские гранито-гнейсы и плагиограниты, прорванные дайковыми и штокообразными телами габбро-амфиболитов. Гранито-гнейсы, как и прорывающие их амфиболиты, секутся плагиомикроклиновыми порфиробластическими гранитами, которые в восточной части структуры в районе оз. Собачьего непосредственно подстилают вышележащую осадочно-вулканогенную толщу. Примерно в 10 м от контакта с вышележащими осадками в гранитах отмечается формирование коры химического выветривания.

Далее в породной последовательности коры химического выветривания сменяются аркозовыми аренитами, чередующимися со слоями кварцитов, мощностью до 3–4м. Ближе к кровле пачки в районе оз. Собачье в аркозовых аренитах отмечены косослоистые разнонаправленные серии до 15 см мощности, переслаивающиеся с горизонтально-слоистыми разностями, в которых встречаются обломки гравелитовой размерности выветрелого полевого шпата или кварца.

Описанная осадочная пачка скорее всего формировалась в прибрежных условиях мелководного бассейна в период трансгрессии моря на территорию распространения гранитоидов. При этом выветрелые породы быстро перекрываются терригенными отложениями, в которых сохраняются полевые шпаты и серицит. В условиях волноприбойного мелководья происходит вынос матрикса и образование более чистых кварцевых аренитов, кварцитов. К верхним уровням пачки в аркозовых аренитах появляется разнонаправленная косая слоистость чередующаяся со слоями горизонтальной слоистости, что характерно для бассейна спокойной гидродинамики с волновой деятельностью в придонной части формирующихся краевых шельфовых зон. Важным является факт появления слоев гравелитов и галечных конгломератов, что может маркировать изменения в эвстатических колебаниях уровня моря или привнос временными потоками осадочного материала в условиях контрастного рельефа.

На магнетитсодержащих песчаниках согласно, но с резким контактом, залегает вулканогенная толща глубокоозерской свиты, состоящая из шести потоков лав андезибазальтового состава. Лавовые потоки представлены мелкозернистыми андезибазальтами, в центральной части потоков имеющих вариолитовые структуры и редкие мелкие миндалины. Кровля потоков имеет массивные, брекчированные, реже подушечные текстуры, обильно насыщена миндалинами. Мощность потоков варьирует от 10 до 35 м. Общая мощность глубокоозерской свиты составляет 145–150 м.

Кумсинская свита Подробное описание строения сумийских вулканогеных разрезов для районов Ц.Карелии приводится в работах (Коросов, 1991, Светов и др., 2004, Назарова, Светова,2008) поэтому авторы приводят лишь краткую характеристику наиболее полного разреза сумийской вулканогенной ассоциации Кумсинской структуры.

Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г. 177

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

В основании свиты залегает пачка осадочных пород, представленых в основной массе белыми, кремовыми, серыми, зеленоватыми кварцитами и реже кварцевыми аренитами. В кварцитах распространена горизонтальная параллельная слоистость, слойки имеют мощность 1–8 см и ровные, четкие границы. Кварциты прослеживаются локально в непрерывных выходах по латерали на 70–80 м при протяжении 15 км.

На отдельных участках имеют косую слоистость. Пологие косослоистые серии мощностью 10–15 см чередуются с горизонтальнослоистыми сериями. Микроскопически кварциты выглядят как мелкозернистая порода с гранобластовой структурой, характеризующаяся относительно одинаковым размером зерен кварца с округлыми или зазубренными контурами. Кварцит на 95–97 % состоит из зерен кварца, размером 0,1–0,2 до 1–2 мм. Цемент представлен мелкочешуйчатым биотит-хлорит-серицитовым материалом. В некоторых шлифах имеются зерна рудного минерала.

Кварцевый аренит по минеральному составу близок кварцитам, но его структура обычно псаммитовая или бластопсаммитовая. Песчинки кварца чаще всего округлой и субугловатой формы, разнообразного размера от 0,05–0,1 до 1–1,5 мм. В более крупных зернах наблюдаются следы дробления и волнистое погасание.

Плагиоклаз формирует остроугольные, угловатые зерна. Цемент мусковит-серицитовый, чаще всего сильно хлоритизирован и серицитизирован. Присутствует большое количество зерен рудного минерала, как правило, к ним приурочены чешуйки хлорита. В некоторых шлифах имеются небольшие скопления чешуек биотита округлой формы (Назарова, Светова, 2008).

Из слоя серицит- кварцевых сланцев среди кварцитов Н.Г. Бережной с соавторами (Бережная и др.,

2003) были изучены акцессорные цирконы, среди которых выделены два морфологических типа – сильно окатанные с возрастом 2831–2883 млн лет и менее окатанные с гиацинтовым габитусом с возрастом 2726– 2788 млн лет. Присутствие в сланце двух различных детритовых цирконов позволило авторам предположить два источника сноса – первый находится на большом удалении от области сноса и второй – более близкий. Цирконы, отобранные из близлежащих позднеархейских гранитоидов, с возрастом 2875±4 МА по геохимическим особенностям не могут рассматриваться в качестве источника, последние повидимому были перекрыты осадками и в дальнейших процессах не участвовали. Приведенные данные свидетельствуют в пользу расширения водного бассейна и увеличения площади размыва не только гранитного фундамента и лопийских отложений, но и отдельных гранитоидных массивов.

На осадках залегает мощная многопокровная толща андезибазальтов кумсинской свиты. В ее составе выделяются тридцать пять потоков-покровов, которые имеют примерно одинаковое строение: мелкозернистые андезибазальты подошвы потока постепенно переходят в более крупнозернистые разности в его центральной части. В мощных потоках-покровах центральная часть иногда напоминает габбро-диабазы. Кровельная часть потоков сложена, как правило, пенистыми разностями. От потока к потоку может менятся мощность разных зон потоков, количество, размер и характер заполнения миндалин, но во всех потоках сохраняется описанная дифференциация. Контакты между потоками всегда четкие, как правило, извилистые, повторяющие поверхность кровли нижележащего потока. Условно, в целях удобства описания, эта толща вулканитов разделена на семь пачек (стадий излияния).

Для первой вулканической стадии излияния характерными являются мощные (до 50 м) лавовые потоки андезибазальтов. Подошвенные зоны в потоках представлены массивной, тонкозернистой породой и лишь в кровельных зонах появляются миндалекаменные структуры с большим количеством хлорит-кальцитовых и кварцево-эпидотовых миндалин (иногда серповидных). Излияния проходили в спокойных условиях, о чем свидетельствует значительная мощность образований и их латеральная однородность. Общая мощность пачки (2 лавовых потока) составляет 90 м.

Лавовая толща, относимая ко второй вулканической стадии, представлена серией лавовых потоков с дифференцированным внутренним строением. В основании пачки залегает мощный лавовый покров (силл) (от 10 до 40 м.), для которого характерна микровариолитовая структура, являющаяся результатом позднего ликвационного разделения расплава с образованием химически контрастных (риолит) глобул размером от 0,2 до 0,5 см. Вариоли образуют линзовидные скопления в центральных частях потока, а ближе к кровле развиты по всей площади. На отдельных участках в лавовых потоках наблюдаются следы остаточного ламинарного течения расплава. В следующих выше 4 лавовых потоках, мощностью от10 до 30 м., наблюдаются вариоли размером 1–3 см, как в виде разрозненных глобул, так и в виде скоплений, для этих же потоков характерны мелкие миндалины кварц-альбитового и альбитового состава. Текстурная уникальность данных образований позволяет использовать их в качестве маркеров при латеральном изучении ассоциации. Подобные потоки, сложенные микровариолями, характерны также для Койкарской структуры и редки на Семче и Красной речке. Общая мощность пачки (6 лавовых потоков) составляет 250 м.

Для третьей вулканической стадии характерны лавовые потоки массивного, однородного строения мощностью от 10 до 100 м. с мелкими миндалинами в кровле. Реже встречаются крупные кварцевые или слоистые миндалины (13 поток). Общая мощность пачки (8 потоков) составляет 285 м.

178 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г.

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

Четвертая пачка сформирована 5 лавовыми потоками, имеющими порфировую структуру, обусловленную таблитчатыми, игольчатыми вкрапленниками альбита, альбит-олигоклаза, размером до 0.5 см, равномерно распределенных по всей мощности потока, при этом в кровельных частях потоков встречаются мелкие кварцевые миндалины. Эта пачка служит надежным маркером и встречена во всех изучаемых разрезах. Общая мощность пачки – 105 м.

Группа лавовых тел относимых к пятой пачке характеризуется преобладанием брекчированных текстур в кровле потоков и появлением в разрезе потоков полностью сложенных лавобрекчией. Общая мощность пачки состоящей из 8 лавовых потоков составляет 265 м.

Следующая шестая пачка сложена 4 потоками, мощностью от 18 до 30 м, вариолитовых лав. Вариоли, размером 1–5 см., распределены по всей мощности потока, иногда образуя скопления, пятна, в кровле также развиты мелкие кварцевые миндалины. Общая мощность пачки составляет 95 м. Второй уровень вариолитовых лав характерен так же для верхней части Семченского разреза, но при этом отмечены локальные проявления ликвационных процессов и в средней части разреза.

Завершает разрез серия из двух лавовых потоков лавобрекчий общей мощностью 65 м. Выше вулканическая ассоциация перекрывается толщей туфокогломератов, полимиктовых конгломератов с прослоями песчаников и гравелитов.

Общая мощность вулканитов кумсинской свиты составляет 1150 м, а суммарная мощность всего разреза свиты определяется в 1300–1400 м.

Геохимическая характеристика вулканитов кумсинской свиты, представленных андезибазальтовой ассоциацией имеет ряд уникальных особенностей: высокие содержание MgO 4.5– 10.3 мас. %, Cr 33–890 ppm, Ni 73–259 ppm, Sr – 250–814 ppm, Ba – 93–817 ppm в сочетании с повышенным SiO2 53.2– 58.2 мас. % и очень низким уровнем содержания ТРЗЭ (Tm –0.24 ppm; Yb – 1.40 ppm; Lu – 0.20 ppm). Имеющиеся геохимические данные показывают, что природа первичных высокомагнезиальных сумийских расплавов не может объясняться исключительно моделями континентального рифтогенеза, поскольку многим геохимическим параметрам четко маркируется субдукционная составляющая. Объяснением подобной уникальной природы сумийских расплавов может стать модель, по которой при активизации плюмовой активности в регионе на рубеже 2,5–2,4 млрд лет в процессы плавления вовлекались погребенные архейские слэбы, что в итоге позволило получить геохимическую характеристику сумийских вулканических пород, подобную субдукционным магматическим комплексам неоархейского возраста. Подтверждением данной модели может стать химическая систематика пород по флюид-мобильным элементам (FME). Для изучаемых сумийских пород концентрация FME достаточно низка, так, Be (0,5–1,7 ppm), As ( 0,02 ppm), Li (0,8–2,4 ppm), при вариации Be/Nd отношения на уровне 0,02–0,04 (для активных окраин и вулканических дуг стандартными являются значения 0,07–0,15, что, несомненно, свидетельствует о ранней дегидратации погребенного океанического слэба при пологой архейской субдукции.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Бережная Н.Г., Мыскова Т.А., Арестова Н.А., Матуков Д.И., Пресняков С.Л., Антонов А.В., Сергеев С.А., Шулешко И.К. Возраст протолита сумийских кварцитов Кумсинской структуры. – В кн.: Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. СанктПетербург: Центр информационной культуры, 2003. С. 63–65.

2. Коросов В.И. Геология доятулийского протерозоя восточной части Балтийского щита (сумий, сариолий). Петрозаводск, 1991. 118 с.

3. Коросов В.И., Назарова Т.Н. К стратиграфии нижнекарельских образований Кумсинской структуры // Операт.-информ. матер. Геология и стратиграфия докембрия Карелии. Петрозаводск, 1988. С. 39–43.

4. Коросов В.И., Назарова Т.Н. Сводный разрез основания протерозоя Кумсинской структуры// Операт.-информ.

матер. Геология и петрология. Петрозаводск, 1988. С. 19–22.

5. Коросов В.И., Робонен В.И. Сводный путеводитель экскурсий. 27-й Международный Геологический конгресс (экскурсия 077, карельская геологическая экскурсия, 1-й день). М., 1984. С. 51–52.

6. Назарова Т.Н., Светова А.И. Специфика сумийского осадконакопления (Кумсинская структура) // Геология и полезные ископаемые Карелии. № 11. Петрозаводск, 2008. С. 142–145.

7. Светов А.П., Голубев А.И. Вулканогенная толща (район р. Кумсы) // Проблемы геологии среднего протерозоя Карелии. / Тр. Ин-та геологии Каре. фил. АН СССР. 1972. Вып. 16. С. 8–24.

8. Светов С.А., Голубев А.И, Светова А.И. Геохимия сумийских андезибазальтов центральной Карелии // Геохимия. N:7. 2004. C. 729–739.

<

–  –  –

СУЙСАРСКИЙ ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫЙ КОМПЛЕКС ПОС. СОЛОМЕННОЕ

И УР. ЧЕРТОВ СТУЛ

Основная цель геологической экскурсии по данному маршруту – знакомство ее участников с разнообразными в генетическом отношении вулканогенными и осадочно-вулканогенными образованиями суйсарского вулканического комплекса. Изучая эти и другие магматические образования северного Прионежья более 110-ти лет тому назад Ф.Ю. Левинсон-Лессинг впервые сформулировал понятие – магматическая формация.

Его широко известный труд «Олонецкая диабазовая формация» (1888) стал настольной книгой петрографов и до сих пор не потерял своего научного значения.

Маршрут начинается в г. Петрозаводске, откуда участники геологической экскурсии на автобусе следуют в северную часть Петрозаводской губы Онежского озера в район пос.Соломенного. Северный и северо-восточный берега Петрозаводской губы Онежского озера в районе пролива между озерами Логмозеро и Онежским сложены скалистыми выходами агломератовых туфов, которые первоначально были описаны в 1830 г. Я.Г. Зембицким под названием «соломенский камень» Позднее, в 1877 г. А.А. Иностранцев эти породы описал как «Соломенские брекчии», и под таким названием они вошли в геологическую литературу (Левинсон-Лессинг, 1888; Тимофеев, 1935; и др.). С начала ХVШ в. соломенские брекчии использовались в архитектурном строительстве и при сооружении Исаакиевского собора в Петербурге, применялись Монферраном в облицовке внутренних помещений.

Непосредственно в местах осмотра соломенские брекчии (агломератовые туфы) выходят на поверхность в виде огромных отполированных ледником «бараньих лбов». Агломератовые туфы содержат большое количество разновеликих от долей сантиметров до глыб диаметром 2–3 м обломков афанитовых базальтов, плагиоклазовых, пироксенплагиоклазовых базальтов и микропорфировых базальтов, имеющих преимущественно рваные, остроугольные края.

В.М. Тимофеев отмечал в них, кроме того, присутствие небольшого количества обломочного материала вариолитовых плагиоклаз-пироксеновых базальтов. Значительно реже встречаются куски шлакоподобного облика стекловатых, сильно хлоритизированных базальтов с неровными вспененными краями. Цементом агломератовых туфов являются тонкоиздробленная масса стекловатых и порфировидных базальтов. В большинстве выходов в цементе наблюдается окварцевание, хлоритизация и формирование вокруг обломков осветленных реакционных кайм.

В целом брекчии в пределах даек крупных обнажений являются несортированными и внешне представляют хаотичное нагромождение обломочного материала различной размерности. Изучение этих пород по площади и в разрезах показывает, что в ряде случаев внутри них встречаются отдельные, достаточно мощные (до 1,5–2,5 м) прослои грубослоистых мелкообломочных литовитрокластических туфов, туффитов, обнаруживающих следы водной переработки. Кроме того, среди них иногда встречаются маломощные потоки и отдельные покровы массивных и шарово-подушечных плагиоклазовых и пироксен-плагиоклазовых базальтов (пос.Соломенное, урочище Чертов Стул).

К настоящему времени внутреннее строение соломенских брекчий изучено еще недостаточно и ряд вопросов механизма и способа их образования является нерешенным. Первоначальное изучение этих пород позволило Ф.Ю. Левинсон-Лессингу (1888) сделать предположение об их образовании в результате дробления изливавшихся лавовых потоков и покровов. Наиболее определенно по этому поводу сказал В.М.Тимофеев (I935):

«Образование этой брекчии есть следствие разлома и раздробления верхних частей лавового потока и смещение его с глыбовой лавой, в результате чего образуется нагромождение бесформенной массы обломков, которые цементируются той же лавой, потоки и струи которой пробиваются между глыбами». Однако проведенные в последние годы исследования свидетельствуют о происхождении большой части обломочных пород, главным образом, путем многократных вулканических взрывов, хотя, без всякого сомнения, среди них существуют и брекчии, связанные с взламыванием и дроблением изливавшихся лавовых покровов, которые, вероятно, имеют в разрезах все же подчиненную роль. Начало осмотра вулканогенно-осадочных и вулканогенных образований суйсарского вулканического комплекса начинается на юго-восточной окраине пос. Соломенного.

Объект 1. Здесь в 1984 г.

В.С. Куликовым, С.Я. Вяхиревым и А.И. Гущиным был закартирован вулканический некк (рис. 9). Вмещающие некк породы в виде уступа прослеживаются вдоль дороги, где выделяются три пласта различных по составу пород, моноклинально под углами 40–60° погружающихся в северном направлении. Нижний пласт мощностью более 5 м представлен тонкослоистыми туффитами и кремнистыми 180 Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г.

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

сланцами серого и зеленовато-серого цвета, иногда с буроватой корочкой выветривания. Они относятся В.С Куликовым и др. (1999) к верхней пачке заонежской свиты. Выше (средний пласт) со стратиграфическим несогласием и размывом самых верхних слойков залегает базальный горизонт суйсарской свиты мощностью от 0,5 до 5 м. Он представлен туфоконгломератами и агломератовыми туфами базальтов с линзами туффитов.

Обломки слабо окатанные, нередко угловатой формы достигают в размере до 10–20 см и представлены базальтами. Реже встречаются обломки и глыбы слоистых туффитов и кремнистых сланцев заонежской свиты.

По наличию этих ксеногенных обломков данный пласт отличается от других вышележащих пластов агломератовых туфов. Цемент в основном представлен тонкообломочным стекловатым базальтом. Слоистость отсутствует, только на некоторых участках в кровле пласта отмечаются линзы слоистых туфопесчаников.

Верхний пласт видимой мощностью более 10 м образован лавовым потоком тонкозернистых микропорфировых базальтов, в которых местами проявляется подушечная текстура. В подошве потока в межподушечное пространство иногда попадают и подстилающие туфопесчаники, Вышеописанная пачка пород на развилке дорог рассечена субмеридиональной дайкой оливин-пироксеновых пикробазальтов.

Рис. 1. Схема геологического строения района пос. Соломенное (составили В. С. Куликов и В. В. Куликова, 1997 г.):

А. Карельский комплекс (палеопротерозой). Калевийский надгоризонт. Падосская свита: 1 – вторая пачка (Kpd2) – ритмичное чередование аркозовых и полевошпат-кварцевых песчаников, алевролитов и аргиллитов; 2 – первая пачка (Kpd1) – ритмичное чередование алевролитов и аргиллитов с редкими прослоями кварцевых и полевошпат-кварцевых песчаников. Людиковийский надгоризонт.

Суйсарская свита: 3 – вторая пачка (Kss2) – туфы пикробазальтов и мелабазальтов; 4–5 – первая пачка (Kss'): 4 – агглютинатовые, агломератовые туфы базальтов, 5 – массивные лавы базальтов, лавобрекчии, подушечные лавы базальтов, единичные потоки авгитовых мелабазальтов и вариолитов; в основании пачки – туфоконгломераты. Заонежская свита (Kzn): б – подушечные и массивные лавы андезибазальтов миндалекаменных с прослоями туфов и туффитов натровых трахибазальтов и силицитов; лавы серийно-порфировых натровых трахиандезибазальтов, единичные потоки мелабазальтов и подушечных шунгитсодержащих базальтов; 7 – геологические границы между свитами (а) и между пачками и подпачками внутри свит (б); 8 – тектонические нарушения; 9 – слоистость, напластование лавовых потоков; 10 – детальный участок Б; 11 – главные автодороги Б. Субвулканические образования суйсарского пикрит-базальтового комплекса: 1 – некк трахибазальтов; 2 – некк мелабазальтов;

3–6 – дайки (3 – базальтов, 4 – мелабазальтов, 5 –пикробазальтов, 6 – андезибазальтов); 7 – силл габбро-долеритов.Суйсарстсая свита.

Первая пачка (Kss1): 8–10 – третья подпачка (8 – агглютинатовые агломератовые туфы базальтов, 9 – массивные и частично брекчированные лавы плагиоавгитовых базальтов, 10 – агломератовые туфы базальтов); 11–14 – вторая подпачка (11 – массивные лавы базальтов, 12

–подушечные и массивные лавы вариолитовых базальтов, 13 – агломератовые туфы базальтов, 14 – массивные и подушечные лавы авгитовых базальтов и мелабазальтов); 15–16 –первая подпачка (15 – агломератовые туфы базальтов, 16 – туфоконгломераты, туфопесчаники и туфы базальтов). Заонежская свита. 17 – массивные и подушечные лавы афировых андезибазальтов; 18 – лавы серийно-порфировых андезибазальтов и натровых трахиандезибазальтов; 19 – лавы базальтов массивных и подушечных с линзами шунгитсодержащих крем

–  –  –

Примечание. 1–3 – плагиоклаз-пироксеновые шаровые базальты; 4–7 – микропорфировые пироксен-плагиоклазовые базальты. до спилитовой. Химический состав приведен в таблице 11. Залегающий выше лавовый поток сложен афировыми андезибазальтами.

Объект 3. Урочище Чертов Стул. Здесь в основании обрыва видна следующая последовательность пород:

1. Массивные мегапорфировые плагиоклазовые андезибазальты и шаровые лавы плагиоклазовых порфировых андезибазальтов. Плагиоклаз (олигоклаз-андезин) образует крупные (до I см) преимущественно таблитчатые кристаллы. Вкрапленники моноклинного пироксена погружены в мелкозернистую хлоритизированную основную массу, содержащую микролиты альбита. Структура пород порфировая, серийно-порфировая, а основной массы микродиабазовая

2. Кремнистые тонкослоистые породы, образующие выдержанный по простиранию пласт, имеют мощность от первых десятков сантиметров до 2–5 м. В его кровле наблюдается маломощный (около 1 м) лавовый поток андезибазальтов, который выклинивается в западном направлении. В обнажении наблюдается лавовая подушка с типичными формами миндалин (газовых пузырей): в подошве – столбчатые (перпендикулярные к подошве), в центре – караваеобПетрозаводск, 8–10 октября, 2012 г.

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

–  –  –

Примечание. 1–2 – мегапорфировые массивные Na-трахибазальты; 3–6 – плагиоклазовые порфировые андезибазальты шаровых лав;

7 – плагиоклазовые порфировые базальты суйcарской вулканической зоны; 8 – плагиоклазовые мегапорфировые трахиандезибазальты Суйсарской вулканической зоны.

3. На кремнистых сланцах и андезибазальтах залегают мелкообломочные литовитрокластические туфы. Химический состав этих пород довольно близок к составу плагиоклаз-пироксеновых базальтов.

В 250 м западнее этот горизонт в основании представлен туфоконгломератами с полуокатанными глыбами до 50 см, сложенными миндалекаменными и массивными базальтами, слоистыми туфогенно-осадочными породами и другими существенно вулканогенными образованиями заонежской свиты.

4. Агломератовые туфы плагиоклазовых и пироксен-плагиоклазовых базальтов в виде пласта мощностью до 50–60 м, прослеживаются в уступах урочища Чертов Стул.

5. Здесь же отчетливо наблюдается пересечение вулканогенных и вулканогенно-осадочных образований комплексом даек. В месте осмотра фиксируются две параллельные дайки с непосредственными контактами их взаимодействия друг с другом, дайка плагио-пироксеновых базальтов в первично стекловатой, хлоритизированной основной массе, содержит 20–30 % вкрапленников пироксена (авгита), до 5– 10 % плагиоклаза и реже единичные зерна псевдоморфнозамещенного оливина. В дайках оливин-пироксеновых базальтов вкрапленники преимущественно представлены пироксеном (авгитом), псевдоморфозами оливина (хлорит-иддингситовый агрегат) и мелкими зернами плагиоклаза. Химический состав пород дайкового комплекса привнеден в табл. 3.

Объект 4. Продолжение разреза наблюдается на южном склоне горы Большая Вара выше красивой поляны над Чертовым Стулом.

На пласте 4-го объекта залегают 3 маломощных потока плагиоклаз-пироксеновых порфировых базальтов с подушечной текстурой в кровле. Выше них следует пласт туфогенных пород, а затем покров вариолитовых базальтов, который выклинивается к западу. Вариолитовые текстуры наиболее ярко проявлены в верхней части покрова. Они ассоциируются с подушечными текстурами, также характерными для кровли тела. Распределение вариолей по лавовой подушке неоднородное и подчеркивает зональное строение самой подушки.

Впервые в русской геологической литературе эти образования были описаны в 1864 г. Ф.Ю. ЛевинсонЛессингом в районе дер.Ялгуба. Несколько позднее в 1909 г. вариолиты, подобные во многих отношениях ялгубским, были обнаружены и описаны В.М. Тимофеевым на o. Cyйсарь. В последующие годы петрографические особенности вариолитов о.Суйсарь рассматривались в работах М.А. Гиляровой (1941, 1959). Ялгубские вариолиты с тех пор получили широкую известность и в дальнейшем подобные образования многими исследователями устанавливались в различных регионах нашей страны. Образование вариолитов большинством

–  –  –

исследователей принимается как процесс ликвации (Левинсон-Лессинг, 1949; Маракушев, Безмен, 1980; Хитаров и др., 1973, 1978; Пугин, Хитаров, I980, I982; и др.).

–  –  –

Количество вариолей в разрезах лавовых покровов визуально оценивается до 30–35 %. Однако в шаровых лавах микропорфировых пироксеновых базальтов количество вариолей в разных шарах и подушках варьирует от первых процентов до 45–50 %. В вариолитовых пироксеновых базальтах распределение как породообразующих окислов, так и рудных элементов между основной массой и вариолями резко дифференцированно (табл. 4). Следует обратить внимание, что ликват (вариоли) по общему химическому составу очень близок к исходному расплаву плагиоклазовых серийно-порфировых базальтов (табл. 2).

Таблица 4. Химический состав вариолитовых базальтов суйсарского вулканического комплекса (Голубев, Светов, 1983)

–  –  –

Объект 5. Верхнюю часть разреза слагают агглютинатовые, участками гидротермально- измененные туфы, агломератовые туфы, по составу соответствующие пироксеновым и плагиоклаз-пироксеновым порфи

–  –  –

ровым базальтам. Мощность агглютинатовой части разреза составляет около 40 м, при этом они выклиниваются в северо-западной части г.Бол.Ваара.

Залегающие выше агломератовые туфы без заметной стратификации завершают разрез урочища Чертов Стул. Общая мощность вулканогенных пород суйсарской свиты в данном разрезе около 100 м.

Таблица 5. Химический состав вариолитовых базальтов суйсарского вулканического комплекса (Голубев, Светов, 1983)

–  –  –

Далее осмотр разреза суйсарского вулканического комплекса продолжается в районе горнолыжной трассы напротив дер. Ялгуба, в 14 км. севернее урочища Чертова Стула.

СУЙСАРСКИЙ ВУЛКАНОГЕННЫЙ КОМПЛЕКС В РАЙОНЕ ЯЛГУБСКОГО КРЯЖА

Знакомство с разрезом Ялгубского кряжа (профиль II–II, рис. 2) проходит по склонам горнолыжной трассы (высота с отметкой 123.3 м) вкрест простирания породной ассоциации. Демонстрируемый разрез сложен мощными лавовыми потоками массивных и подушечных базальтов, чередующихся с потоками плагиоклаз-пироксеновых базальтовых порфиритов и маломощными от 0,4 до 4м прослоями основных туфов различной размерности. Доминируют псаммитовые, неслоистые разности, но при этом в единичных выходах обнажены агломератовые туфы с размером литокласт до 17 см.

Лавовые потоки имеют мощность от 3–5 до 15–18 м. Для большинства из них характерно проявление внутренней дифференциации, выраженной в наличии различных по морфологии зон ликвации или миндалекаменных зон (миндалины до 0.5см в диаметре) формирующих линзовидные скопления со следами остаточных течений и четко диагностируемых афанитовых зон закалки.

Потоки секутся многочисленными жилами кварц-хлоритового состава малой мощности.

Осмотр разреза начинается от дороги и проходит по правому склону горнолыжной трассы.

Обьект 6. Подушечные лавы базальтов образуют потоки мощностью от 5 до 18–20 м, в данном случае – 12м.

Размер отдельных подушек колеблется в зависимости от мощности потока и изменяется от 5–10 см в диаметре до 2.5 х 1.8 м. Наиболее распространены мелкие подушки диаметром до 1 м. В общей массе они плотно упакованы, имеют четкие хвосты провисания, по которым определяется кровля потока. В отдельных выходах видна скорлуповатая отдельность по зонам закалки подушек. Межподушечное пространство заполнено смесью обломков лавового материала (лавобрекчия) и мелкозернистым кварц-кальцитовым агрегатом, по которому развивается хлорит, реже встречается засыпка туфового материала. Лавовый поток перекрывается слоем псаммитовых туфов.

Обьект 7. Выше по склону трассы в ущелье представлены расчищенные выходы подушечных лав базальтов с вариолитовыми текстурами.

Мощность лавового потока достигает 15–18 м. Данный поток отличается от остальных по размеру подушек, достигающих по длинной оси более 3.5 м. В строении подушек возможно выделить следующие зоны: зона закалки мощностью 1–2 редко до 3–5 см, представлена афанитовой породой, темно зеленого цвета; краевая зона представлена более раскристаллизованой породой, более лейкократовой (иногда в ней встречаются единичные микровариоли округлой формы до 1–3мм; центральная зона – самая лейкократовая из-за большого содержания вариолей (до 70 % обьема). В единичных подушках можно наблюдать все стадии плавного перехода от разрозненных Петрозаводск, 8–10 октября, 2012 г. 185

ПУТЕВОДИТЕЛЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭКСКУРСИЙ

глобул к их скоплениям и слипанию в линзоподобные образования, причем максимальный размер линз достигает 1.2–1.3 м; Ядра подушек. В единичных случаях в перпендикулярных срезах ядра, вскрываются газовые пустоты, размером 205 см, заполненные кварц-карбонатовым агрегатом, серповидной формы.

Рис. 2. Схема геологического строения (Фрагмент А) и разрез по профилю I–I (фрагмент Б) Ялгубского кряжа,

Центральная Карелия:

А: 1 – массивные миндалекаменные лавы базальтов, 2 – массивные вариолитовые лавы с ликвационными линзами и единичными глобулами, 3 – лавобрекчии, подушечные лавы, 4 пелитовые туфы с вкрапленностью гематита, 5 – агломератовые туфы, 6 – пластовые тела и секущие дайки базальтов, 7 – тектонические нарушения, 8 – элементы залегания;

Б: 1 – подушечные лавы базальтов с миндалинами; 2 – массивные лавы базальтов, иногда с блочной отдельностью; 3 – слои агломератовых туфов базальтов; 4 – зоны вариолитов, ликвационных линз в массивных, подушечных лавовых потоках.

–  –  –

Примечание. Микрофотографии шлифов вариолитов. 1– отдельные глобулы в массивной лаве, 2– матрикс, 3, 4– коалесценция глобул с преодолением фазовых границ.

Обьект 8. На вершине кряжа, рядом с тригопунктом, вскрыты несколько массивных лавовых потоков с вариолитовой текстурой.

Мощность лавовых потоков массивных базальтов изменяется от 5 до 16 м. Распределение вариолей по потоку не равномерно, общей закономерностью являются максимальные концентрации в верхних частях потоков, где фазы ликвата может содержаться до 80 объемных %. Структура породы спилитовая, у глобул –сферолитовая. Наиболее типичный размер глобул 0.4–5.2 см, форма близкая к шарообразной.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 |



Похожие работы:

«Постановление Правительства Республики Казахстан от 10 ноября 2000 года N 1692 О Концепции развития и размещения особо охраняемых природных территорий Республики Казахстан до 2030 года В целях с...»

«ПРАВИТЕЛЬСТВО АСТРАХАНСКОЙ ОБЛАСТИ ПОСТАНОВЛЕНИЕ от 16 октября 2006 г. N 360-П О КРАСНОЙ КНИГЕ АСТРАХАНСКОЙ ОБЛАСТИ И ВНЕСЕНИИ ИЗМЕНЕНИЙ В ПОСТАНОВЛЕНИЕ ПРАВИТЕЛЬСТВА АСТРАХАНСКОЙ ОБЛАСТИ ОТ 13.06.2006 N 190-П В соответствии с Федеральными законами от 24.04.9...»

«Special material. Land law; natural resources law; environmental law; agricultural law 191 УДК 349.6 Publishing House ANALITIKA RODIS ( analitikarodis@yandex.ru ) http://publishing-vak.ru/ О понятии и классификации видов экологического терроризма Алексеева Анна Павловна К...»

«Чиганова Мария Алексеевна ВЛИЯНИЕ ПОСТУПЛЕНИЯ КСЕНОБИОТИКОВ НА КАЧЕСТВО ВОД (НА ПРИМЕРЕ ВОДНЫХ ОБЪЕКТОВ ИСТОЧНИКОВ ПИТЬЕВОГО ВОДОСНАБЖЕНИЯ Г. МОСКВЫ) Специальность 25.00.36 – Геоэкология АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук Москва 2013 Работа выполнена в Фе...»

«Українська ентомофауністика 2011, 2(2) : 1–9 Дата публікації: 18.04.2011 Чехликовые моли (Lepidoptera, Coleophoridae): к фауне степной зоны Украины Ю. И. Будашкин Карадагский природный заповедник НАН Украины ул. Науки, 24 98188 п/о Курортное, Феодосия, Украина budas...»

«Технология развития критического мышления(ТРКМ) на уроках биологии Учитель биологии Переладова Н.А. Соавторы-разработчики В основу этого подхода к обучению положены труды ученых с мировым именем: Джени Л. Стил Д. Дьюи Кертис С. Мередит Ж.Пиаже Технология (РКМЧ...»

«МИНИСТЕРСТВО СЕЛЬСКОГО ХОЗЯЙСТВА РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ "ЮЖНО – УРАЛЬСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ АГР...»

«2 СОСТАВИТЕЛЬ: Галина Сергеевна Полюхович, старший преподаватель кафедры физиологии человека и животных Белорусского государственного университета РЕЦЕНЗЕНТЫ: Валентина Михайловна Рубахова, ведущий научный сотрудник ГНУ "Институт физиологии НАН Беларуси", кандидат биологических наук, доцен...»

«Ворошилова Татьяна Михайловна КЛИНИКО-ЛАБОРАТОРНАЯ ОЦЕНКА ВЛИЯНИЯ БИСФОСФОНАТОВ И АНТИСЕПТИКА НА РЕЗИСТЕНТНОСТЬ ГРАМОТРИЦАТЕЛЬНЫХ БАКТЕРИЙ К КАРБАПЕНЕМАМ 14.03.10 – клиническая лабораторная диагностика 0...»

«2011 БЕЛКИ ПЕПТИДЫ РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Научный совет по биоорганической химии Учреждения Российской академии наук: Институт биологии Карельского научного центра РАН Институт биоорганической химии им. академиков М.М. Шемякина и Ю.А. Овчинникова РАН Петро...»

«СОДЕРЖАНИЕ ВВЕДЕНИЕ 3 1 ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ 6 2 ХАРАКТЕРИСТИКА ПРОФЕССИОНАЛЬНОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ БАКАЛАВРИАТА 8 3 КОМПЕТЕНЦИИ ВЫПУСКНИКА БАКАЛАВРИАТА, ФОРМИРУЕМЫЕ В РЕЗУЛЬТАТЕ ОСВОЕНИЯ ДАННОЙ ООП 11 4 ДОКУМЕНТЫ, РЕГЛАМЕНТИРУЮЩИЕ СОДЕРЖАНИЕ И ОРГАНИЗАЦИЮ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОГО ПРОЦЕССА ПРИ РЕАЛИЗАЦИИ ООП БАКАЛАВ...»

«Содержание программы: 1. Пояснительная записка 2. Требования к уровню подготовки учащихся 3. Учебно-тематический план 4. Содержание тем учебного курса 5. Календарно-тематическое планирование 6. Формы и средства контроля 7. Перечень литературы и учебно-методические...»

«ТОМАШЕВИЧ НАТАЛЬЯ СЕРГЕЕВНА ФИЗИОЛОГИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ДЕЙСТВИЯ ГУМИНОВЫХ ПРЕПАРАТОВ НА РОСТОВЫЕ И ФОРМООБРАЗОВАТЕЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ, УРОЖАЙНОСТЬ И КАЧЕСТВО РИСА НА ПОЧВАХ ПРАВОБЕРЕЖЬЯ Р. КУБАНЬ 03.01.05 – физиология и биохимия растений Автореферат диссертац...»

«Небанковская кредитная организация акционерное общество "НАЦИОНАЛЬНЫЙ РАСЧЕТНЫЙ ДЕПОЗИТАРИЙ" Руководство пользователя WEB-кабинет Системы управления обеспечением WEB-кабинет Системы управления обеспечением Список изменений № верДата под...»

«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 УК...»

«УДК 378.14.004 Павлыш В.Н., Славинская Л.В., Винокурова В.В. СОВРЕМЕННЫЕ ТРЕБОВАНИЯ К ЗНАНИЮ АНГЛИЙСКОГО ЯЗЫКА СПЕЦИАЛИСТАМИ В ОБЛАСТИ ЭКОЛОГИИ. Розглядається задача поглибленого вивчання англійської мови фахівцямиекологами з урахуванням їхньої професій...»

«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. Рассмотрены особенности основных эт...»

«УДК 53.023/072.001.24:542.632–195:541.182.644 ЭФФЕКТ ПЕРИОДИЧЕСКОЙ ДИФФУЗИОННОЙ ПРОВОДИМОСТИ В ГЕЛЕ КРЕМНИЕВОЙ КИСЛОТЫ Ю.И. Сухарев (1), Ю.В. Матвейчук (2), С.В. Курчейко (3). e-mail: sucharev@water.tu-chel.ac.ru (1), diff@irex.urc.ac.ru (2,3) Южно-Уральский государственный университет, г. Челябинск ВВЕДЕНИЕ В нас...»

«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 состояние экологии в Росси...»

«ОТДЕЛЕНИЕ БИОЛОГИЧЕСКИХ НАУК РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК УЧРЕЖДЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК УЧРЕЖДЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ ИНСТИТУТ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИХ И НАУК ИНСТИТУТ МАТЕМАТИЧЕСКИХ БИОЛОГИЧЕСКИХ ПРОБЛЕМ ПОЧВОВЕДЕНИ...»

«Станякина Маргарита Владимировна ВЛИЯНИЕ ПРЕНАТАЛЬНЫХ, НАТАЛЬНЫХ И ПОСТНАТАЛЬНЫХ ФАКТОРОВ НА ПСИХОФИЗИОЛОГИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ДЕТЕЙ СТАРШЕГО ДОШКОЛЬНОГО ВОЗРАСТА 19.00.02 – Психофизиология АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата биологических наук Архангельск – 2007 Работа вып...»

«ПРАВИЛА ПРОЖИВАНИЯ В КВАРТИРЕ БЛОКИРОВАННОГО ЖИЛОГО ДОМА В ЖИЛОМ КОМПЛЕКСЕ "ПАВЛОВО-2"1. СФЕРА ДЕЙСТВИЯ ПРАВИЛ ПРОЖИВАНИЯ. 1.1. Пользование Квартирой в блокированном жилом доме, приквартирным участком и Единой инфраструктурой поселка осу...»








 
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.