Geobarotermometria

Az oldal jelenlegi verzióját még nem ellenőrizték tapasztalt közreműködők, és jelentősen eltérhet a 2021. január 6-án felülvizsgált verziótól ; az ellenőrzések 2 szerkesztést igényelnek .

A geobarotermometria (geo - föld ; baro - nyomás ; hő - hő ; méter-mérés) az ásványok és kőzetek képződése hőmérsékletének és nyomásának meghatározására szolgáló módszerek összessége .

Két fő terület van:

1. Hőmérséklet (továbbiakban T) és nyomás (a továbbiakban P) mérése modern geológiai objektumok, például vulkánkitörések termékei kialakulásában. A fő módszerek a fizikai mérési módszerek. Ez utóbbiak közé tartoznak például az optikai vagy radiofizikai kutatások.

2. Ősi (paleo) T és P ásványképződmények meghatározása korábban kialakult kőzetekben és különböző eredetű ásványokban. A geológiai kutatásban fontos kutatási módszer.

Minden módszer közvetlen és közvetett.

A közvetlen módszer egy geológiai objektum T értékének hőmérővel történő közvetlen mérése . Ezeknek a módszereknek a hatékonysága nem magas, hiszen csak a kutató számára közvetlenül elérhető alacsony hőmérséklet mérhető. Például ásványforrások hőmérséklete , de nem teszik lehetővé a magas hőmérséklet és nyomás értékeinek meghatározását a mérési területen. A közvetett módszerek , amelyek a hőmérséklet és a nyomás és az objektum bizonyos fizikai paraméterei közötti kapcsolaton alapulnak, műszeresen mérve, meghatározzák az ásványképződés T és P változásának szinte minden lehetséges intervallumát. Ebben az esetben a feladatokat a következő kutatócsoportok oldják meg: analóg, fizikai és termodinamikai módszerek.

A geobarotermometria módszerei

Analóg módszerek

Ebbe a csoportba tartoznak a T-P paraméterek meghatározására szolgáló módszerek a korábban ismert vagy kísérletekkel meghatározott adatokkal való összehasonlítás alapján. A probléma megoldására a következő módszereket alkalmazzuk [1] :

Ásványok és kőzetek olvadáspontja;
Bomlási hőmérsékletek;
Fázistranszformációs hőmérsékletek;
Szilárd oldatok bomlási hőmérsékletei;
Tipomorf ásványok jelenléte;
Ásványok paragenetikus társulásai;
Ásványok oldatokból vagy olvadékokból történő T-kivonására vonatkozó adatok .

Néhány példa a táblázatban található:

Képlet	Ásványi	T olvadáspont °C	T decom °С	T fázisátmenet °C
Pb	Vezet	327.6
MgO	periklász	2800
SiO2_ _	Kvarc	1370		573, 867
Fe 2 SiO 4	fayalit	1205
BaSO4_ _	Barit		01580
FeCO3_ _	Siderite		0282
ZnSO4_ _	cinkozit		0740
Szamár	Arzénszulfid			000267

Ezek a módszerek nem adnak kellő pontosságot, néha hamis eredményeket adnak. Például természetes körülmények között a kvarc T széles tartományban (100-1000 °C) szabadul fel, miközben olvadáspontja meghaladja az 1000 °C-ot.

Fizikai módszerek

A módszereknek két csoportja van [1] :

A. Valójában a fizikai módszerek közé tartozik

Hőelemeket használó módszerek. Ezt a módszert a folyékony lávák hőmérsékletének mérésére használják. Az egyik mérőeszköz egy platina-iridium hőelem.
Távoli optikai módszerek, amelyek a közeg hőmérséklete és színe közötti szoros összefüggésen alapulnak. Ehhez különféle optikai pirométereket használnak.

B. Tartalmazzák a gáz-folyadék zárványok (továbbiakban GLI) [2] , [3] , dekrepitáció [4] és olvadék zárványok (a továbbiakban MI) [5] elemzésére szolgáló módszereket . A Szovjetunióban ennek a módszernek az alapítója a Moszkvai Állami Egyetem professzora, N. P. Ermakov. Első munkáját 1949-ben adta ki [6] . Korábban ezeket a tanulmányokat "ásványi hőmérőnek" [2] (hozzáférhetetlen link) nevezték . Jelenleg ezeknek a tanulmányoknak az eredményeit egy közös fogalom egyesíti - a termobarogeokémia .

„A vizsgálat tárgya különféle összetételű és aggregációs állapotú folyadékzárványok , amelyek széles körben elterjedtek a pneumatolitikus és hidrotermikus eredetű ásványokban, és megtalálhatók az intruzív és effúzív kőzetek ásványaiban. Az ásványképző környezet ezen legkisebb maradványai információkat hordoznak a magmás testek kialakulása és az endogén érctelepek kialakulása során lezajlott folyamatokról . A termobarogeokémia módszerei lehetővé teszik az ásványképződés relatív és valós hőmérsékletének, a zárványokban lévő oldatok és olvadékok mennyiségi és minőségi összetételének, az ásványképző közeg nyomásának és aggregációs állapotának meghatározását, amelyből az ásványok kristályosodtak vagy érclerakódott ki. ” [7] .

E vizsgálatok eredményeként nemcsak számos természetes geológiai folyamat ( magmatizmus , metamorfizmus , hidrotermális képződmények stb.) kellően teljes jellemzőit kaptuk, hanem olyan adatokat is, amelyek nem feleltek meg az ásványképződéssel kapcsolatos általánosan elfogadott elképzeléseknek. Például A. N. Zavaritsky (1884-1952) [3] , [4] (hozzáférhetetlen láncszem) [8] szerint a gránitokban a kvarc (a továbbiakban Qw) tűnik ki utolsónak, kitöltve a korábban leválasztott ásványok közötti réseket . Az RS [9] és az oxigénizotópok elemzésének eredményei szerint azonban a képződési hőmérséklet (továbbiakban Tsample ) Qw körülbelül 700°C, és közel áll a legkorábbi ásvány, a biotit (továbbiakban Bio) Tsample - jához . Így a Qw a legkorábbi ásvány.

Termodinamikai módszerek

Ebbe a csoportba (a továbbiakban: TDM) tartoznak az izotópos és geokémiai geobarotermométerek. Az elemek és izotópjaik vegyületek (ásványok) közötti eloszlásának jellemzőinek elemzésén alapulnak külső termodinamikai, általában hőmérsékleti és nyomásviszonyok hatására.

Izotóp geotermométerek

A módszer elméletét számos mű ismerteti, elsősorban [10] , [11] stb. A szovjet és az orosz szakirodalomban ezekkel a kérdésekkel részletesen foglalkozik a [12] és [13] és mások . cserereakciók , jelentésükben megegyeznek az ioncsere reakciókkal . Előnyük az IGT leolvasásának P nyomásának függetlensége egy geológiailag megkövetelt mélységi intervallumban. Például a kalcitnál csak 0,03% o / kbar érték van beállítva [14] . Ennek az az oka, hogy az izotóposan különböző komponenseket tartalmazó kristályrácsok méretparaméterei nagyon kevéssé térnek el egymástól. Így a Na-Cl távolság a Na 35 Cl AgBr molekula109és107, a]15[és 4,4601 Å4,48537és Na 2,39370 Cl 2,39370 . és 2,28082Å [16] . A C 2 H 4 protoetilénben a C - H távolság 1,1030 A, a C 2 D 4 deuteroetilénben pedig a C - D távolság 1,089 A; H 2 O esetében a rácsparaméterek: a o = 4,5134Å, ahol o = 7,3521Å, D 2 O esetén 4,5165Å és 7,3537Å [17] . Az atomközi távolságok kis változásai a kristályrács térfogatának enyhe változásához vezetnek. Például a NaHCO 2 C 4 H 2 O és a NaDC 2 O 4 D 2 O oxalátok kristályrácsának térfogata 224,429 és 225,113 (Å)³ között változik [18] , és az izotóp eloszlásának relatív függetlenségét jelzi a mélységben uralkodó nyomástól. geológiai megfigyelések számára hozzáférhető, amit a CaCO 3 — H 2 O rendszerben O izotópokkal [14] és a CH 4 — H 2 O rendszerben C- vel végzett kísérletek igazoltak [19] . E vizsgálatok szerint az izotópok eloszlása két vegyület (ásványi anyag) között megfelel az egyenletnek , ahol a frakcionációs index (tényező) , A és B állandók; fizikai jelentésük általában nem világos. Ez az egyenlet elméleti vagy kísérleti adatokon alapul. Jelenleg a hőmérsékleti vizsgálatokat főként oxigén , hidrogén , szén és kén izotópjaival végzik . ${1000\ln \alpha ={B \over {T^{2}}}+A}$ $\alpha$

Az IHT-ket legsikeresebben akkor használják, ha izotermákkal dolgoznak , vagyis olyan mintákból épített egyenes vonalakkal, amelyekben értékeket határoznak meg - két ásvány azonos T ° C-on képződött indexei. Ekkor az izoterma meredekségét adjuk meg $\delta$ $S$

{\displaystyle S={\frac {ln\alpha (M_{Y})}{ln\alpha (M_{X})}}\qquad {(1)))

ahol és azok a koordinátatengelyek, amelyek mentén az indexek értékeit minden vizsgált ásványhoz ábrázolják. Ebben az esetben az IHT több osztályát különböztetjük meg [20] . $x$ $Y$ $\delta$

Monomineral IHT

Az (1) egyenlet szerint a különböző elemek izotóp-eloszlásának elemzésén alapulnak ugyanabban az ásványban ( karbonátok (szén - oxigén), muszkovit és biotit (hidrogén - oxigén), szulfátok (kén - oxigén stb.) [ 20] .

Dual-mineral IHT Monoelem IHT egyidejűleg képződött ásványokkal [20] .

Ez az IHT az egyetlen forma, amelyet jelenleg használnak az izotópvizsgálatokban. Elméletük jól kidolgozott. Példa erre az IHT egy Qw-Mt ( magnetit ) páron, amelyek a reakció során oxigénizotópokat cserélnek egymással.

Qw( 18 O) + Mt( 16 O) ↔ Qw( 16 O) + Mt( 18 O ). ……………………………………………………………………… (2)

Ehhez a reakcióhoz a (Qw)- (Mt) = = kifejezést használjuk a T arr ásványok meghatározására. Ez a kifejezés az (1) egyenletből következik, ha S= 1 és C 1 = C 2 . A C 1 és C 2 olyan vegyületek, amelyek izotóposan egyensúlyban vannak a vizsgált ásványokkal. Itt ( - index) az ásványi arányt tükrözi , amely a szabványra vonatkozik (oxigén esetében az óceánvíz izotópkoncentrációinak átlagos aránya - SMOW (Standard Mode of Ocean Water)). A mértékegység ppm ‰. ${\delta {^{18}}O}$ ${\delta {^{18}}O}$ $f(T)$ ${\displaystyle {1000\ln \alpha ))$ ${\delta {^{18}}O}$ $\delta$ ${\frac {^{18}O}{^{16}O))$ ${\delta {^{18}}O}$

Általánosságban elmondható, hogy ez a típusú geotermométer nem T meghatározására szolgál. Csak más IHT-k készítésének alapjául szolgálhat, vagyis fenomenológiai jelentősége van.

Egy- és kételemes IHT ásványokkal tetszőleges időarányban [20] .

Ezek olyan vegyületek, amelyek különböző időpontokban képződnek mind a közös, mind a különböző elemek izotópjaival (például oxid és szulfid, oxigén Qw és hidrogén Bio), és ezek egyikének T arr (standard) és a C vegyület összetétele ismert. előre. Vannak fajták.

1 . Monoelem IHT .

A magmatit és a metamorfit szilikátok ásványpárokat alkotnak egy közös elem izotópjaival. Például a gránitokban elterjedt ásványpárok Qw - Fs ( földpátok ).

2 . Bielement IHT-k (pl. (Qw) és (Bio)).

{\delta {^{18}}O}

{\delta {D}}

Az azonos mintákból vett több ásvány jelenléte lehetővé teszi a kapott eredmények kontrollált értékelését. Például a kvarc - muszkovit és a kvarc - káliumföldpát párokra vonatkozó közönséges meghatározások adatai szerint a muszkovit - káliumföldpát pár kontroll lehet.

Az IGT ezen osztályainak használata lehetővé tette a T arr meghatározását specifikus ásványok széles körében. Néhány példa a [20] -ból a táblázatban található.

fajták	Régiók	Kvarc	Biotit	Ilmenit	Magnetit	Kalishpat	Moszkvai	Albite	Gránátalma
Pegmatit	Kalifornia	780	-	-	-	-	490	510	-
Pegmatit	USA	700	-	-	-	-	-	-	320
Pegmatit	USA	-	-	680	-	-	-	480	-
Pegmatit	Norvégia	760	770	-	660	-	480	440	260
Aplite	Kalifornia	710	-	-	-	580	570	-	-
Aplite	Karélia	710	-	-	-	-	-	440	-
Gránit	Kaukázus	710	-	-	584	-	-	-	-
granodiorit	Japán	700	-	-	-	570	-	-	-
Palák	Ausztria	700	-	-	-	-	-	-	330
Palák	Grönland	700	-	-	610	-	-	-	-
Metapelit	Alpok	670	-	604	-	-	-	-	-
ortogneisz	Alpok	650	-	680	-	550	-	-	-
Gneisz	Alpok	700	-	-	-	-	-	-	320

Ennek eredményeként azt találták, hogy az azonos nevű ásványok T arr értéke a metamorfizmus különböző stádiumú savas magmás és metamorf kőzeteiben egyenlőnek bizonyult. Kiválasztásuk sorrendjét a sorozat [5] tükrözi.

(Bio,Qw)(≈750 °C)>Il(≈650)>Mt(600-650)>Kf(≈570)>Mus(450-570)>Al(440-500)>Grn(≈300°) C).

Ebben a sorozatban Il ilmenit , Kf káliumföldpát ; Mus - muszkovita; Al - albit ; grn - gránát . Minden esetben az összes szilikát ásvány izotópos egyensúlyban van izolálva vízzel. Az érces ásványokat, az Mt-t és az Il-t izotópegyensúlyban izoláljuk rutillal (?).

Olivinekben , klinopiroxénekben, bázikus és ultrabázikus kőzetek plagioklászaiban , valamint meteoritokban T ≈ 1250 °C-on kimutatták az izotóp-egyensúlyt oxigénben szén-dioxiddal (CO 2 ) [6]

Ugyanakkor ez a megközelítés feltárta a diffúzió hatását a hidrogén izotóp-összetételére a víztartalmú szilikátokban (muszkovit, biotit, hornblende ( amfibol )), az oxigén és a szén különböző karbonátokban, kivéve a magmás karbonatitokat .

Geokémiai geobarotermométerek

Geokémiai geobarotermométerek (a továbbiakban GGBT). Ezeknek a módszereknek a termodinamikai alapja teljesen kidolgozott, és különösen figyelembe veszi az ásványi rendszerek szilárd oldatainak nem ideálisságát (J. Ganguly, SK Saxena [21] és mások). Általánosítását V. A. Kurepin [22] végezte . Oroszországban ezeket a módszereket régóta alkalmazzák; ősük a Moszkvai Állami Egyetem professzora, L. L. Percsuk [7] (elérhetetlen link) . Ezeket a módszereket „geológiai termobarometriának” nevezte. A GGBT osztályok megkülönböztethetők:

geokémiai geotermométerek.
geokémiai geobarométerek.

A gyakorlatban a köztük lévő különbséget a megfelelő környezeti paraméterekre - T és R -re való érzékenységük határozza meg. Valójában a köztük lévő különbség jelentősebb: különböznek a HGBT alapját képező kémiai reakciók típusában, amelyek ásványi anyagok képződése.

Minden kémiai reakciót bizonyos termodinamikai paraméterek jellemeznek, különösen az izobár-izoterm potenciál vagy a Gibbs-szabad energia . Ez az érték három komponensből áll , ahol K az elemek ásványok közötti eloszlási együtthatója; - termikus (fő) komponens, -bárikus komponens, azaz a nyomás hatásával összefüggő, és - az összetevők keveredésének energiája az ásvány képződése során. Mindezen paraméterek kiszámítása bizonyos módon történik: ; ; kísérleti vizsgálatok alapján számítják ki, és a szilárd oldat típusától függ. Itt R a gázállandó; a reakció térfogati hatása. Mint az izotópos geotermométereknél, a paraméterek fizikai jelentése és nincs szigorúan meghatározva. $\Delta {G}$ $\Delta {G}={\Delta {G}_{T}+\Delta {G}_{P}+\Delta {G}_{mix}}$ ${\displaystyle \Delta {G}_{T))$ ${\displaystyle \Delta {G}_{P))$ $\Delta {G}_{mix}$ ${\Delta {G}_{T}=-RT\ln {K}_{react}=AR+BRT}$ ${\Delta {G}_{P}=(P-1)\Delta {V}_{react))$ $\Delta {G}_{mix}$ ${\Delta {V}_{react}}$ ${A}$ ${B}$

Geokémiai geotermométerek

A geokémiai geotermométerek (a továbbiakban: GGT) az elemek különböző közegekben történő ioncsere reakcióin alapulnak, ezért lényegüket tekintve hasonlóak a GGT-hez. Tipikus példa erre a jól tanulmányozott biotit (Bio) - gránát (Gr) geotermométer [23] , amely a magnézium és a vas ásványok Fe + 2 közötti ioncseréjén alapul :

Bio(Fe) + Gr(Mg) ↔ Bio(Mg) + Gr(Fe) ……………………………………………………………………………..( 3 )

Ehhez a reakcióhoz az értéket határozzuk meg , és az ioncsere reakció Gibbs - szabad energiája . Ebben a kifejezésben a Fe +2 és Mg atomok biotit és gránát közötti eloszlási együtthatója $ln{K}={\frac {A}{T}}+B$ $RTln{K}=-\Delta {G}$ $\Delta {G}$ $K$

K={\frac {\left[{\frac {a_{Gr}^{Fe}}{a_{Bio}^{Mg}}}\right]}{\left[{\frac {a_{ Életrajz}^{Fe}}{a_{Gr}^{Mg}}}\right]}}\,\qquad {(4)}

${a_{Gr}^{Fe}}$ — a megfelelő elemek (Fe vagy Mg) aktivitási együtthatói az ásványban (Gr vagy Bio). A gyakorlatban az aktivitási értékeket az ásványban lévő elemek móltörteinek értékével helyettesítik, azaz

K={\frac {\left({\frac {M^{Fe}}{M^{Mg}}}\right)_{Bio}}{\left({\frac {M^{Fe }}{M^{Mg}}}\jobb)_{Gr}}}\,\qquad {(5)}

$M^{Fe}$ az ásványban lévő elemek móltörtjei. Egy ilyen rekordban a mólfrakciók helyett a kristálykémiai együtthatók értékeit használják. Ezekben a reakciókban az egyiket másik két izomorf elem helyettesíti, amelyeknél az atomok mérete elég közel van egymáshoz. Emiatt az ezeket az elemeket alkotó ásványok méretparaméterei kissé eltérnek. A gyakorlatban a megfelelő szilárd oldatok nem ideális keverésének hatása is elhanyagolható. Ami a többi nem ideális oldhatóságú elemet illeti, az izomorf elemekre vonatkozó gyakorlati vizsgálatok során az általuk képzett szilárd oldatok nem-ideálisságának befolyása is elhanyagolható. A paraméterek hozzájárulása, amely figyelembe veszi a szilárd oldatok nemideálisságát, arányos a termodinamikai paraméterek meghatározásának hibájával. Például különböző források szerint a bruttó érték (298°K) 1488,696-1509,0 kcal/M között változik (a különbség (Δ) majdnem 20 kcal/M, vagyis a minimális érték ≈ 1,34%-a); S o (298K) - 56,7-76,97 cal / M ° K. Andraditnál (298°K) = 1373,5-1410,3 kcal/M (Δ = 27 kcal/M, vagy ≈ 1,97%). A Margulis W paraméterei a következõk: andraditokban W(Mg-Ca)= 3,83; W(Mg-(Fe+Mn))=3,0; W(Ca-(Fe+Mn))= 1,00 kcal/M. Mivel a W paramétert az X móltörtekkel együtt használjuk, amelyek mindig <1, vagy X², és a T növekvő, a |ΔG| nő, W- pedig csökken, akkor ez a hozzájárulás még kisebb lesz. ${-\Delta {G}_{o))$ ${-\Delta {H}_{o))$

A fenti példában két elem két ásványban való eloszlását használjuk. Vannak azonban olyan fejlesztések, amelyekben egy elem eloszlását vizsgálják két közeg között, például a Ni eloszlását egy olvadék és az abból kikristályosodó olivin között [24] . Számos példa mutatja a GGT legjobb stabilitását, ha két ásványból és két elemből álló rendszert használunk.

Geokémiai geobarométerek

A geokémiai geobarométerek (a továbbiakban GGB) a természetes körülmények között előforduló ásványok képződésének kémiai egyenletek elemzésén alapulnak. Példák geobarométer egyenletekre (Perchuk, 1977 [25] ):

Mg 3Al 2Si 3O 12 + 3 ( 1 -x) MgSiO 3 = 3MgSiO 3 xAl 2O 3 ;
MgAl 2 O 4 + (1 + x) MgSiO 3 \u003d MgSiO 3 xAl 2 O 3 + xMgSiO 4 .

Mint látható, leírják az új ásványok képződésének reakcióit. Ezen egyenletek fontos tulajdonsága a reakció térfogathatásának nagy értéke. Például a második reakciónál x=1 = -18,03 cm³/M (vagy ≈ -67% az olivinhez viszonyítva ( móltérfogat = 26,89 cm³/M - a minimális érték ennél az ásványi készletnél). Biotit esetén - gránát geotermométer (1. reakció) \u003d 7,6 cm³ / M (vagy ≈6,7% a pirophoz (pyr) \u003d 113,3 cm³ / M). Ezek az értékek még abszolút értékben is jelentősen eltérnek. Ha egy adott értékre vonatkoztatjuk őket ásványi anyag, akkor a különbség lesz Ez a reakció irányának a külső nyomástól való jelentős függéséhez vezet $\Delta {V}_{react}$ $\Delta {V}_{react}$ $\Delta {V}_{ol}$ $\Delta {V}_{react}$ ${\displaystyle \Delta {V}_{pyr))$

A diffúzió hatása

A diffúzió széles körű részvétele az ásványok képződésében és a T - értékekre gyakorolt hatása annak köszönhető, hogy az izotóprendszerek összetevőiként jelen vannak a gázkomponensek. Ez általában víz, CO 2 , ritkábban CH 4. A diffúzió hatását a természetes vegyületek izotópösszetételére a diffúziós frakcionáltsági indexen keresztül becsüljük meg a következő séma szerint: . Itt ; itt D és D T a diffúziós együttható, M és M T a könnyű és nehéz komponensek molekulatömege; n a diffúziós frakcionálás (szétválasztás) mélységét jellemző elméleti lemezek száma [26] , [27] . Két indikátoros frakcionáló mechanizmus egyidejű működése esetén a teljes elválasztási hatást a kifejezés határozza meg . Ha egy elem izotópjai diffundálnak, akkor a (6) egyenlőséghez jutunk, ${\alpha _{d))$ ${\displaystyle {D\rightarrowtail {\alpha _{d}}\rightarrowtail {\alpha _{d}^{n))))$ ${\alpha _{d}={\sqrt {\frac {D}{D_{T))))={\sqrt {\frac {M_{T}}{M))))$ $\alpha _{T}$ ${\displaystyle \alpha _{d}^{n))$ $\alpha ={\alpha _{T}}\cdot {\alpha _{d}^{n}}$

S={\frac {1000ln\alpha _{T_{1}}+n1000ln\alpha _{d_{1}}}{1000ln\alpha _{T_{2}}}}\qquad {(6) }

a T diffúziótól való függését mutatja . A diffúzió hatásának figyelembevételének módszerét a [28] írja le . Ha a diffúzor víz, akkor

\alpha _{d}={\sqrt {19/18}}=1{,}027

A karbonátrendszerek (skarnok, márványok, nem magmás karbonatitok) kialakulása során az n értéke 0,03-3,0 között változik H 2 O, CH 4 , CO 2 esetén . A magmás karbonatokban a diffúzió teljesen hiányzik. A HDO komponensre az aplitok, palák és gránitgneiszek muszkovitáiban n = 0-1,0; alaszkitok, granodioritok, palák, gneiszek biotitjaiban - 0-0,65; hornblende granodioritokban n =1,5.

A diffúzió hatását a mafikus kőzetek plagioklászaiban, piroxénjei és olivinjaiban lévő oxigén izotóp-összetételének elemzése során tárták fel [27] . A frakcionálási mélység értéke a CO 2 molekulában 0,19 (azaz n = 0,19).

Az ásványokban előforduló diffúzió T -re gyakorolt hatásának meghatározásának eredményeit a [20] táblázat tartalmazza . A táblázatban az And az andaluzit, a Sil a szillimanit, az Stv a staurolit.

No. p.p.	Ásványi	Fajta	Vidék	T ki	n	Az elemzések forrása
00001	Közönséges amfibol	0granodiorit	0Nevada	553	1.5	Taylor BE 1977
00002	000Moszkvai	00Pegmatit	Kalifornia	476	1.0	Taylor B et. al. 1968
00003	000Moszkvai	000Aplite	Kalifornia	470	1.0	Taylor B et. al. 1968
00004	000Moszkvai	0Pala és	0Nevada	440	1.0	Shich TNet.al.1969
00005	000Moszkvai	000Pala	0Görögország	436	1.0	Rye RO et.at., 1976
00006	0000Biotit	0granodiorit	0Nevada	760	0,65	Shappard SM, 1974
00007	0000Biotit	Sil-Mu Slate	0Namíbia	746	0,65	Hoernes S.et.al.1979
00008	0000Biotit	Stv-And Slate	00Alpok	694	0,65	Hoernes S.et.al.1978
00009	0000Biotit	00Gneiss Bio-Pl	00Alpok	756	0,65	Butvin V.V., 1984
000tíz	0000Biotit	00ortogneisz	00Alpok	667	0,65	Hoernes S.et.al.1978

A termodinamikai geotermométerek használatának főbb jellemzői

Az IHT és GGT sikeres használatához a következő feltételeknek kell teljesülniük [20] , [29] :

az ásványoknak egyidejűnek kell lenniük;
T arr ásványoknak egyenlőnek kell lenniük;
az ásványoknak érintkezniük kell egymással;
izotóp- vagy ioncserének kell végbemennie az ásványok között; a fenti rendelkezések hozzájárulnak e csere folyamatához;
e reakció eredményeként létre kell hozni a termodinamikai izotópos vagy geokémiai egyensúlyt.

A gyakorlat azt mutatja, hogy ezeket a kritériumokat nem is ellenőrzik. Feltárta a GGBT használatának hiányosságait, amelyeket azonban nem vetettek alá elemzésnek. Sok szerző, például [30] , [31] , [32] és mások megjegyzik a különböző szerzők által nyert ásványok T arr és az IGT (vagy GGT) közötti gyakori eltérést . Állítólag e problémák kiküszöbölésére széles körben elterjedt a harmadik elemek koncentrációinak beillesztése a GGT-egyenletekbe [33] , [34] . Ez a GGT-t leíró nehézkes kifejezésekhez vezet; így V. I. Vaganov és S. V. Sokolov [31] a mintegy 24 numerikus paramétert tartalmazó GGT kifejezést említi. Ebből adódóan egyrészt komoly gyakorlati megtérülés nélkül számítógépet kell használni a számításokhoz. Másrészt ezeknek a műveleteknek a pontossága sok kívánnivalót hagy maga után, és valójában nem változik. E tekintetben számos kutató, például B. Wood (1974) [31] , T. Morry (1975) [31] elutasítja az ilyen módosítások bevezetését. Ezek közül a hiányosságok közül sokat megfigyeltünk már [35] , [36] , ezek a jelenségek az ásványi anyagok kitermelésének „nem egyensúlyi állapotára” vonatkozó hipotézisek kialakulásához, valamint a kitermelés sebességének jelentős hatásához is vezettek. ásványképződési reakció az izotópok vagy elemek eloszlására általában [37] .

Anélkül, hogy tagadnánk e tényezők hatását, megjegyezzük, hogy ezen módszerek alkalmazási technológiájában néhány jellemző jelen van:

Csak pontmintákat vizsgálnak, azaz két ásványt vesznek egy pontból.
Az összes ásványt az alapmintából választjuk ki, amelyben a vizsgált ásványok között harmadik ásványok találhatók.
Az ásványi anyagok egyidejű felszabadulása nem egyértelmű.
Nincs bizonyíték arra, hogy azonos hőmérsékleten vagy nyomáson ásványok képződnének.
Termodinamikai izotóp jelenléte és az elemek geokémiai cseréje nem derült ki.
Az ásványok közötti termodinamikai izotópos és geokémiai egyensúly megléte kérdéses.

A széles körben elterjedt Qw - Mt - IHT esetében a klasszikus fogalmak szerint a T arr Qw körülbelül 300-400°C, az Mt pedig 600-700°C, vagyis különböző hőmérsékleteken keletkeznek. A klasszikus fogalmak szerint a Qw a legújabb ásvány, míg a kiegészítő Mt az egyik legkorábbi ásvány. A metamorf kőzetekben ezeknek az ásványoknak a hőmérsékleti és időbeli összefüggései egyáltalán nem egyértelműek. Így a GGT-ben (2) az izotópadatok szerint a Bio ≈700°C-on, míg a Gr ≈ 300-400°C-on képződik az izotópos adatok és a GLW elemzés adatai szerint [20] . Ugyanez a helyzet az amfibol - gránát GGT-vel. A GGT keletkezésekor azt hitték, hogy Gr ≈ 700 °C-on keletkezett, míg a T amfibol jóval kisebb, vagyis ezek az ásványok nem egyidejűek.

7. Olyan tulajdonságok derülnek ki, amelyek kétségbe vonják a HGB megbízhatóságát. Például nem világos, hogy az ásványokat milyen alapon választják ki, mind a kőzetben való együttes előfordulásuk, sem a termodinamikai elvek rájuk való alkalmazásának lehetősége szempontjából. Egy dolog világos, hogy jelenleg egyrészt nincs bizonyíték arra, hogy ezek a reakciók valódi természeti körülmények között léteznének; másodszor mindezeket az egyenleteket önkényesen állítják össze, és nem veszik figyelembe az ásványok képződésének valós feltételeit. Sok GGT-t olyan kísérleti vizsgálatok alapján állítanak össze, amelyekben nem vizsgálták az ásványképződés mechanizmusát. 8. Hibák a geotermométer képlet megírásakor, ami így néz ki

lnK={-A \over {T}}+B

. 8a. Ez az egyenlet nem fedi fel a és a paraméterek fizikai jelentését . Az elméleti elemzésben ezt az egyenletet általában összekeverik az egyenlőséggel

A

B

ln{K}_{T}={-{A}_{T} \over {T}}+{B}_{T}

amelyben a és a hőmérséklettől függő paraméterek és minden egyes T értékhez jól definiált értékkel rendelkeznek. Az egyenletben ezek a paraméterek állandóak és nem függenek T-től. ${A}_{T}$ ${B}_{T}$

8b. A paraméter fizikai jelentése nem világos . Ennek a kifejezésnek akkor van értelme, ha a mennyiség dimenzió nélküli mennyiség. Az elemzés [38] kimutatta, hogy ez nem így van, tehát a kifejezésnek nincs fizikai jelentése. Ez a hiba a kémiai potenciál megírásának hibájára vezethető vissza , ahol az oldat valamely komponensének koncentrációja. Mivel a paraméter egy dimenziós mennyiség, a kifejezésnek nincs fizikai jelentése sem. Valójában ennek az egyenletnek így kell kinéznie

\ln {K}

K

\ln {K}

{\mu =\mu _{0}+RT\ln {C))

C

C

\ln {C}

{\displaystyle \mu =\mu _{0}+RT\ln {\frac {C}{C_{0))))

A méretet a továbbiakban szögletes zárójelben jelöljük […], azaz a méret = . A termodinamikában jó néhány olyan kifejezés létezik, amelyben a mennyiségek dimenzióját nem veszik figyelembe. Például a Raoult-törvény , és alakban a gőznyomás egy tiszta oldószer és egy oldott anyag mólfrakcióit tartalmazó oldat felett. Mivel ≠ 0, az egyenlőség fizikailag nem helyes. Egy másik példa az abszolút entrópia a formában $X_{i}$ $\left[X_{i}\right]$ $P_{i}={X_{i}}\cdot {P_{0}}$ $P_0$ $P_{i}$ $X_{i}$ $\left[X_{i}\right]$

S={{\frac {R}{{\gamma }-1}}\cdot {\ln {P{V}^{\gamma }}}+C}

ahol az integrációs állandó [39] ; a) mivel ≠ 0, akkor a méretek = ? és = ?; b) mivel = ?, a fizikai jelentése és dimenziója . Ugyanez vonatkozik a [40] kifejezésre is , $C$ $\left[V\right]$ $\left[V^{\gamma }\right]$ $\left[{P}\cdot {V^{\gamma }}\right]$ $\left[{P}\cdot {V^{\gamma }}\right]$ ${\displaystyle \ln {\left({{P}\cdot {V^{\gamma }}}\jobbra)))$

S={{C_{V}}\cdot {\ln {T}+R{\ln {V}}}+Const}

mert = ? és = ? (V- hangerő) (helyes vagy ). $\left[\ln {T}\right]$ $\left[\ln {V}\right]$ ${\displaystyle \ln {\frac {T}{T_{0))))$ ${\displaystyle \ln {\frac {V}{V_{0))))$

A geotermométer egyenlet valódi kifejezése a reprezentációkból származik [29]

{\displaystyle R{\ln {\frac {K}{K_{pe}}}}={-}{\Delta {H_{pe}}}{\left[({\frac {1}{T}} -{\frac {1}{T_{pe}}}}\right]}\qquad {(7)))

ahol , és az eloszlási együttható, a reakcióentalpia és a hőmérséklet értéke a fázisátmeneti pontban ( fáziscsere = pe ) (vagy bármely más, ismert paraméterekkel rendelkező pontban). Elég gyakran az ásvány olvadáspontját veszik fázisátmeneti pontnak. Következésképpen, $K_{pe}$ ${\Delta {H}_{pe))$ $T_{pe}$

A={\frac {\Delta {H}_{pe}}{R}}

B={\frac {\Delta {H}_{pe}}{R{T_{pe}}}}=\Delta {S}_{pe}

${\displaystyle \Delta {S}_{pe))$ a cserereakció entrópiája a fázisátmeneti pontban.

9. A geotermométerek helye számos geológiai kutatási módszerben nincs egyértelműen meghatározva, ezért a hőmérsékletkutatás céljai és célkitűzései, valamint egyrészt a hőmérséklet-meghatározás analóg és fizikai módszerei, valamint a termodinamikai módszerek közötti kapcsolat, másrészt nincsenek egyértelműen meghatározva [20] , [41] .

A geobarotermométerek terjedelme

A probléma megfogalmazása.

A TDM használatának fő feladata nem csupán az ásványok T arr és P arr meghatározása, hanem ezen a műveleten keresztül, valamint a kapott T és P értékek összehasonlítása a független analóg vagy fizikai módszerekkel megállapítottakkal, az egyensúly meghatározása. vegyületet az ásványhoz, majd ennek alapján az ásványok képződési mechanizmusának azonosítását, vagyis annak a kémiai reakciónak a típusát, amely során az ásvány képződése megtörténik [27] . A probléma megoldása a következő axiómákon alapul:

1) minden ásvány termodinamikai izotópban és geokémiai egyensúlyban van izolálva a környezet bizonyos "összetevőivel";
2) ásványok és ezek az „összetevők” felszabadulnak valamilyen protoanyag (anyavegyület) bomlása során. Ennek a bomlásnak a folyamatában jön létre a szükséges termodinamikai izotópos és geokémiai egyensúly.

A probléma megoldásának sorrendje a következő:

1) FM segítségével meghatározzuk egy ásvány T arr és P arr értékét; 2) IGT és GGT segítségével meghatározzuk az ásvány megfelelő T arr és P arr értékét, és az FM által azonosított T arr -vel való hasonlóságuk alapján meghatározzuk az ásvány egyensúlyi vegyületének összetételét; 3) ezen adatok alapján összeállítjuk az ásvány kibocsátásának egyenletét, és GB segítségével meghatározzuk a látszólagos R arr értéket ; 4) a látszólagos P arr -t összehasonlítjuk az FM által észlelt P arr -val , és egymáshoz való közelségük alapján megállapítjuk a javasolt egyenlet megbízhatóságát, amely alapján ezt az egyenletet elfogadjuk vagy elutasítjuk. Példák az ásványok képződési mechanizmusának problémájának megoldására Karbonátos mineralizáció

A karbonátos mineralizációt a szénsav egyszerű ( kalcit stb.) vagy kettős ( dolomit stb.) sói képviselik a legnagyobb kalciumsók eloszlásával , elsősorban a kalcit (CL), kevesebb dolomit és aragonit . A kalcitok és aragonitok lehetnek organogének, az élőlények létfontosságú tevékenységének termékei ( korallok , puhatestűek stb.), és szervetlenek ( cseppkövek , sztalagmitok , travertinok stb.). Meglehetősen alacsony és stabil hőmérsékleten (0-40 °C) léteznek. A kalcit hatalmas tömege alkotja a magas hőmérsékletű képződményeket: szkarnokat, márványokat, hidrotermális ereket, kalcifírokat, karbonatitok stb.

Alacsony hőmérsékletű kalcitok .

A legtöbb esetben azt feltételezik, hogy a kalcitot a kísérletekben ismétlődő egyenlet szerint izolálják,

Ca +2 + 2HCO 3 −1 = CaCO 3 + H 2 O + CO 2 ……………………………………………………………………..(8).

Természetes körülmények között azonban a felszabadulás mechanizmusát nem állapították meg. Vannak egzotikus sémák is, például a gipsz vagy a kén redukciója. Az izotóp-analízis a következő izotópos egyensúlyi sémákat tárta fel (a szócikk azt jelenti: az első helyet egy vegyület foglalja el, amely szén tekintetében egyensúlyban van a kalcittal; a második helyen az oxigén tekintetében). További (*) cserélő izotópot jelöl:

egy). CaCO3- * CO2 - H2O * ; _ _ _ _

megfelel a (8) reakciónak. Talán a katalizátor szerepét betöltő szervezetek részvétele.

2). CaCO3- * CH4 - H20 * ; _ _ _ _

minta szerint kialakítva

Ca + 2 + 2HCO3-1+4H2 ( org ) → CaCO3 + * CH4 + 3H20 * ( a );

élőlények hatására nyilván a HCO 3 −1 anion átalakulása következik be .

3). CaCO3- * CH2O - CH20 * ; _ _ _ _

a növényi sejttel való kapcsolat jellemzi

2Ca +2 + 4НСО 3 −1 + 4Н 2 (org) → 2CaCO 3 + * CH 2 O + CH 2 O * + 4Н 2 O,

bár a CL és a sejt közötti egyensúly kialakulásának mechanizmusa nem világos.

4 ) CaCO3- * CH4 - CO2 * . _

Tőzegzónák diagenetikus CR - ei [42] – a reakció szerint

2Ca +2 + 4CH 3 COO -1 + 4H 2 org) → 2CaCO 3 + 5 * CH 4 + CO 2 *

szerves savak mikrobiológiai lebomlása miatt . A kalcitok izotópos összetételének kialakulását szinte minden esetben elsősorban a H 2 O és a CO 2 diffúziója befolyásolja .

Magas hőmérsékletű kalcitok. A különböző lerakódások és régiók összes hidrotermális kalcitja egyensúlyban van az izotóprendszerrel CaCO 3 - * CO 2 - H 2 O *

és a (8) reakció szerint alakulnak ki, amelyet ezen komponensek diffúziója bonyolít.

Az ismert kezdetben mészkő jellegű metamorfitokban ( márvány és szkarnok ), a kalcit szerint 500 °C-ig (nevadai szkarnok stb.) az izotóprendszer a jellemző. CaCO3- * CO2 - CO2 * . _ _ _

T > 500 °C-on kalcit ( Nevada , Adironaq, Ukrajna , Aldan skarns ) márvány - izotóprendszer

CaCO3- * CH4 - CO2 * . _ _ _ Yakutia Calciphyra . Az izotóprendszernek felelnek meg CaCO 3 - * CH 4 - H 2 O * A következő izotóprendszereket azonosították Jakutia kimberliteiben : CaCO 3 - * CO 2 -CO 2 * és CaCO3- * CH4 - CO2 * . _ _ _ Karbonatitok .

Fáciák V. S. Samoilov [43] szerint klorit - szericit - ankerit (kalcit T szerint ≈ 250 °C-tól) és amfibol - dolomit-kalcit (kalcit T szerint ≈ 288 °C-tól) izotóprendszer

CaCO3- * CO2 - H2O * ; _ _ _ _ Az albit fácies kalcit (a kalcit szerint T iz = 400-550°C) főleg izotópos rendszer CaCO3- * CO2 - CO2 * . _ _ _ Kálium-földpát fácies - kalcit (a kalcit szerint T iz \u003d 500-750 ° C) - izotóprendszer CaCO 3 - * CH 4 - CO 2 * ,

továbbá a gáznemű komponensek diffúzióját nem figyelték meg. Ezen adatok szerint a magas hőmérsékletű karbonatitok képződésének hipotetikus sémája a mészkövek újraolvasztása.

Szilikát mineralizáció I. _ Ez a rész a savas magmás és metamorf kőzetek ásványaival (kvarc, biotit és muszkovit, plagioklászok, káliumföldpátok, gránátok, piroxének) foglalkozik. Mindezeket az ásványokat izotópos módszerekkel tanulmányozták; séma szerinti bomlás során hidratált komplexek képződése miatt vízzel egyensúlyban szabadulnak fel [20] , [27]( +3 Si − O − Si +3 ) +6 olvadék → 2(H − O − Si +3 є) olvadék [44] .

A T crist pont közelében a szibotaktikus csoport (S +3 - O - H) polimerizációja következtében H 4 SiO 4 asszociátum képződik, amely a séma szerint bomlik le.

H 4 SiO 4 → SiO 2 + 2H 2 O.

Ezt a mechanizmust igazolja a földpátok (K-földpát - albit) képződése (Reesmon, Keller [45] ; Ryzhenko et al. [46] ; Alekseev et al. [47] )

Al(OH) 4- + 3H 4SiO 4 + Na + → [ NaAlSi 3O 8 + 8H 2O ] .

Al − H 2 O vagy Kf − H 2 O párok találhatók az egyenlet jobb oldalán, az izotópos adatoknak megfelelően. Ez az egyenlet nem tekinthető pontosnak, mivel a vízben lévő hidrogénizotóp helyzete nem egyértelmű. Ha megidézzük I. G. Ganeev [48] hipotézisét , amely a H 4 SiO 4 -et Si(OH) 6 −2 -re cseréli , akkor a reakció elfogadható formában átíródik.

Al +3 + 3Si(OH) 6 -2 + Na +1 + 2Н +1 → [NaAlSi 3 O 8 + 8H 2 O] + 2OH -1 .

A gránátok esetében izotópos (oxigén) és szilikát elemzések is rendelkezésre állnak. A vizsgált gránátok túlnyomórészt biotithoz, kordierithez és plagioklászhoz kapcsolódnak. Izotópadatok szerint a gránát 300–450°C-on szabadul fel; az LLW elemzés eredményei ugyanezeket a határokat adják. A biotit és a gránát vízzel egyensúlyban szabadul fel. Megállapítást nyert, hogy a legjobb egyezés a gránát és a kordierit Cor, biotit és piroxének egyensúlyában figyelhető meg. L. L. Perchuk és munkatársai [49] kísérletei szerint T = 550-1000°C-on nem történik ioncsere a gránát és a kordierit között az ízületi kristályosodás során. Számos jellemző szerint a gránátok kialakulásának valószínű egyenlete a következő formában van

… = {Cor + [Grn }+ H 2 O]+ … .

Itt a zárójelek a következőket tükrözik: […] izotóp; {…} — geokémiai egyensúly. Ez a nézet megfelel a teljes reakciónak:

klorit + kvarc → {kordierit + [gránát} + víz] . II . A meteoritokból és kőzetekből származó ásványok oxigénizotópjainak elemzésére vonatkozó adatok ( eklogitek , kimberlitek , lherzolitek , toleitek , lúgos bazaltok , bázikus és ultrabázisos kőzetek, hawaiyaiták, gabbrók , adamelitek ) . Az olvadékzárványok elemzéséből az következik, hogy a plagioklászok (Pl) 1100-1300°C-on váltak ki; klinopiroxének (Cpx) (főleg diopszidok), 1100–1300°C; olivinek (Ol) -1100-1300 °C ( [50] ; [51] stb.). Ezek az ásványok izotópos egyensúlyban vannak a CO 2 -vel . A meteorit ásványokban az oxigénizotópok eloszlását a CO 2 diffúzió befolyásolja . Így a CO 2 valószínűleg 18 O szállítója az ásványoknak, figyelembe véve a CO 2 jó oldhatóságát a nagynyomású ultramafikus olvadékokban. Elképzelhető, hogy a CO 2 a szilíciummal Si(CO 3 ) 4 −4 típusú vegyületeket képez, és a transzport során a transzport szerepét tölti be. A várható hatást az egyenlet írja le 2Mg +2 + Si ( CO3 ) 4-4 = Mg2SiO4 + 4CO2 . _

Ez a körülmény magyarázza a szén-dioxid jelenlétét a magas hőmérsékletű olvadékzárványokban. Ebben az esetben a CO 2 szerepe hasonló az olvadékokban lévő vízéhez.

A geológiai adatok szerint a Pyr-piropok a klino-(CPX, diopszid ) és az ortopiroxének (OPX, enstatit ) , ritkán - kianittal együtt találhatók . Geokémiai adatok szerint a pirop termodinamikai egyensúlyban van a piroxénekkel [52] [8] . Egy lehetséges gránátképződési egyenlet az

… = … {Grn + Px} + … .

A gránát és a piroxén kapcsolata genetikai eredetű: egy bizonyos protoanyag lebomlása során jönnek létre. Összetételének becslése valós objektumok Pyr/CPX arányainak kvantitatív mérési adatain alapul, leggyakrabban Pyr/CPX ≈ 1,0. Akkor

Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 + CaMgSi 2 O 6 \u003d CaMg 4 Al 2 Si 5 O 18

cordierit , amely eredetileg valószínűleg a reakció eredményeként keletkezett

(An)+ (Mg-Ol) + 2 (Mg-Opx)

áttekintette JM McClelland és PR Whitney [53] .

Érc mineralizáció

Ez a rész az intruzív kőzetekben található érces ásványokat vizsgálja: magnetiteket, ilmeniteket és spinelleket.

Magnetit, ilmenit . I. Felzikus magmatitok és metamorfitok járulékos magnetitjében (Mt) és ilmenitjében (Il) lévő oxigén izotóp összetételét tanulmányoztam. Az ásványok H 2 O-val, CO 2 -vel és CO-val fennálló egyensúlya nem igazolt, de a rutil TiO 2 -vel kialakult egyensúly feltárult , ami megfelel az Mt (Il) - Ru rendszer lehetséges kialakulásának a ferropseudobrookit vagy ilmenit bomlása során (P Yarosh [54] , P. R. Busek, K. Kell, 1966, stb.) a reakciók szerint FeT 2 iO 5 → Il + Ru ; 6Il+ О 2 → 2Mt + 6Ru .

Egyes esetekben az ulvospinel bomlása miatt ásvány képződése lehetséges.

6Fe 2 TiO 4 → [6FeTiO 3 + 2Fe 3 O 4 ] .

Ekkor az Mt-Il párnál a magnetitképződés izotópos hőmérséklete T izot = 853 °C. Összehasonlításképpen: a dzsugdzhur nelsonitjaiban és a Kalar-hegység anortozitáiban (A.N. Solyanik et al., [55] . ) T izot (Mt) = 820-1100 °C, az érc gabbróban pedig 560-900 °C.

Egy másik mechanizmus is lehetséges: Mt képződése - az ilmenit reakció szerinti bomlása miatt

3FeTiO 3 + 2O -2 → [Fe 3 O 4 + 3TiO 2 ].

Ekkor az Mt izotópegyensúlyban van a rutillal (Ru). Ebben az esetben az Mt Тizot ≈ 450 °C-on képződik. Az ilyen T -izoták (Mt) nagyon is lehetségesek. Tehát a folyó ércesedéséről. A Keurichi-érszerű magnetit-hemoilmenit ércek T=430-570°С-on keletkeztek [55] .

A metamorf kőzetekben az Il és az Mt egyensúlyban képződik Ru-val = 400-500°C hőmérsékleten. Ha az Il-t az ulvospinel bomlástermékének tekintjük, akkor a Mt-vel együtt T iz = 458 °C. Magnetit az Il bomlása miatt nem tud képződni, mert különben a keletkezési hőmérsékletek (T = 1100 −2000 °C-tól) geológiailag irreálisak.

A Biwabik vasércképződményben északon. A szkarn típusú Minnesota [56] egy magnetit-kvarcpárt vizsgált. A kapott adatok 500–550 °C közötti magnetitképződési hőmérsékletet adnak, feltéve, hogy az egyensúlyban van a CO 2 -vel . V. I. Sinyakov (1978), A. M. Dymkin és munkatársai [57] anyagai alapján a dekrepitáció eredményei szerint a szkarnokban a T arr (Mt) 420-530 °C között változik. A szkarnokban [56] Тizot = 525 ° C-on magnetitok keletkeznek a sziderit bomlása során a reakciónak megfelelően

(a) 3FeCO 3 + O −2 → [Fe 3 O 4 + 3CO 2 ] .

A szénnel való helyzet itt nem egyértelmű: nincs olyan egyensúlyban lévő vegyület, amellyel (szén esetében) a CO 2 lenne . V. N. Zagnitko és munkatársai [58] , I. P. Lugovaya [59] kísérletekre hivatkozva elfogadhatóbb reakciókat adnak

(b) 3FeCO 3 = [Fe 3 O 4 + 2CO 2 ] + CO (vízmentes közeg gázeltávolítással); (c) 6FeCO 3 = [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (lassú gázeltávolítás).

Így az izotópadatok szerint az Mt képződési sémák körvonalazódnak:

1) ilmenit bomlása;
2) az ulvospinel bomlása;
3) sziderit (vagy vastartalmú karbonátok) bomlása.

II . Geokémiai (petrolkémiai) adatok. Főleg az ukrán pajzs magnetitjeit vizsgálták. Mt túlnyomórészt szkarn egyensúlyban piroxénekkel az elemekhez (Fe, Mg) viszonyítva. Ezért az eredeti egyenletnek így kell kinéznie .… = … + {Px + [Mt} + CO 2 ] + … .

N. A. Eliseev [60] említi a reakciót

CaMg(CO 3 ) 2 + 2SiO 2 = CaMg(SiO 3 ) 2 + 2CO 2 .

Ha dolomit helyett ankerit Ca (Mg, Fe) (CO 3 ) 2 , breineritet (Mg, Fe) CO 3 vagy szideroplezit (Fe, Mg) CO 3 -ot veszünk , akkor a karbonátos kőzetek metamorfózisa során megkaphatjuk a kívánt reakciót. , például,

3Ca 2 MgFe(CO 3 ) 4 + 6SiO 2 = 3CaCO 3 + {3CaMg(SiO 3 ) 2 + [Fe 3 O 4 } + 8CO 2 ] + CO

(A Ca 2 MgFe(CO 3 ) 4 ankerit), bár a kalcitszén helyzete itt nem egyértelmű.

Spinellek .

Bár a magnetit is a spinelekhez tartozik, itt más spineleket is figyelembe veszünk. Az Udachnaya és Mir csövekből származó kromitokat és króm-spinelleket tanulmányozták (VV Kovalsky [52] [9] ). T arr ≈ 1240 °C (M. N. Taran et al., [61] ), P-nek nincsenek egyértelmű értékei. Az ásványképződés legvalószínűbb mintázatához tartozó elemek eloszlását az egyenlet írja le

ln[(Cr+Fe +3 )/Al] = -1,27 ln(Mg/Fe +2 ) + 2,65 .

Az értelmezés figyelembe vette a különböző ásványokat, valamint a szilárd, olvadt és gáz halmazállapotú szabad elemeket és ezek egyértékű gázionjait T=800-1600°C és P=1-45 kbar tartományban. Ennek eredményeként az egyenlet paraméterei Т= 1200 °C-nak és Р ≈ 25-30 kbar-nak felelnek meg a cserereakcióknál:

FeCr 2 O 4 + Mg \u003d MgCr 2 O 4 + Fe ; 0,5MgAl 2 O 4 + Cr \u003d 0,5 MgCr 2 O 4 + Al .

Ezekben a mintákban az oxigén izotópos jellegét releváns adatok hiányában nem határoztuk meg. Az elemek jelenléte szabad állapotban nem teljesen egyértelmű. O. L. Kuskov és N. I. Khitarov [62] szerint az elemeknek ez az állapota ultramagas nyomáson (több mint 100 kbar) figyelhető meg. Kísérletek [63] szerint a Bi-re és a flogopitra való becsapódás hatására szabad vas és spinellek keletkeznek.

Szulfid mineralizáció

Szulfidok (leggyakrabban pirit , galenit , szfalerit , pirrotit ) és ritkábban szulfátok (általában baritok , gipszek és anhidritok ) vizsgálata történt. Eloszlásuk eltérő: a szulfidok inkább a magas hőmérsékletű képződményekre jellemzőek, bár a piritek (és a markazit ) igen gyakran exogén körülmények között keletkeznek. A magas hőmérsékletű (hidrotermikus, magmás) szulfidok δ 34 S könnyű (körülbelül 0% o) értéke és ingadozási határa szűk. Egyes esetekben a δ 34 S értéke alacsonyabb értékekre csökkenhet (akár - (20 - 25)% o). Általában úgy gondolják, hogy a szulfidok nagy része mély ( meteorit ) kén részvételével jött létre. A szulfátok túlnyomórészt oxidációs zónák és alacsony hőmérsékletűek, bár magas hőmérsékletű ( anhidrit ) képződmények is találhatók, például a Norilsk Cu-Ni ércekben. A szulfátok esetében jellemzőbb a δ 34 S magas értéke , amely eléri a + (25 ÷ 30)% o-t.

A kísérletek a szulfidok S izotópjainak eltérő viselkedését mutatják, attól függően, hogy a vegyületben milyen S formával egyensúlyban vannak a szulfidok. Ha a szulfidok egyensúlyban vannak redukált kéntartalmú vegyületekkel, szulfidokban a δ 34 S értéke nagyon szűk határok között ingadozik a 0% körül. A szulfidokban az oxidált kén egyensúlyi formáit, nagy negatív értékeket és a δ 34 S értékének széles ingadozási tartományát tárták fel. Ezért a fény S piritben és galénában való jelenlétének magyarázatához nincs szükség a következőkre: az élőlények anaerob formáinak vagy az üledékes S. 34 S szabványhoz közeli hatása, amelynek magyarázatában a meteoritok kénjével való kapcsolat szerepel, könnyen megmagyarázható az S redukált formáinak rájuk gyakorolt hatására, és a meteoritkénük közelsége csak és kizárólag a szulfidok képződésének fizikai-kémiai feltételeinek általánosságáról beszél . Összességében ezek a hipotézisek zsákutcába sodorták a szulfidok természetének problémáját.

Az eloszlások statisztikai túlsúlyát mutatták ki: a T csökkenésével és az érctesttől távolodva a vénákban és a disszeminált üledékekben kimerülés, az S 34 izotópban való feldúsulás pedig a masszív ércekben következik be . A kísérletek lehetővé teszik, hogy feltételezzük, hogy az első típusú ércekben a szulfidok izotóp egyensúlyban vannak az oxidvegyületekkel, a második típusúak pedig a kén redukált formáival. Az S formák összetétele gyengén függ az ércek morfológiai típusától. A legtöbb esetben a szulfidok izotópos egyensúlyban vannak az S – 2 , SO 4–2 , HSO 4–1 , H 2 S ionokkal. A szulfidok képződése a forma hipotetikus reakciója szerint megy végbe.

… → … + MeS (vagy MeS 2 ) + S −2 + … .

A sajtó általában az ilyen típusú reakciókat tárgyalja

Me(HS) 3 −1 → MeS + HS −1 + H 2 S [K. Granger, 1976] ill. Me + x (HS) n x-n → MeS + HS −1 + H 2 S [I. L. Hodakovszkij, [64] ].

Itt azonban jelen van a HS – 1 ion , amit az izotópos adatok nem árulnak el. A Me(HS) 3 −1 komplexek alakja [Zn(HS) 3 ] −1 ; [Pb(HS) 3 ] −1 ; Zn(HS) 2 stb. Ezek a komplexek inkább megfelelnek a [ MeS 2 ] -2 , [MeS 4 ] formájú poliszulfidok létezésének .AT[ V. Shcherbina, [65] 1962] és klorid- és bikarbonátoldatokban oldódik [N. I. Govorov és mások [66] ]. De ezek a feltételek nagy kénpotenciál szükségességet igényelnek , ami nem mindig van így. Elfogadhatóbb I. G. Ganeev [67] hipotézise , mely szerint a szulfidmentes oldatokból a reakció szerint kén szabadul fel.

Pb (OH) 4 + 2H 2 S → PbS + S -2 + 4H 2 O.

Az S–2 ion további sorsa és a víz izotópos jellege azonban itt nem tisztázott .

Megjegyzendő, hogy a kalcitokra vonatkozó adatok értelmezési tapasztalatait figyelembe véve a HS – 1 és a HSO 4–1 ionok előfordulása az egyenletek jobb oldalán kétséges; emellett a HSO 4–1 ionnak gipsz képződéséhez kell vezetnie , ami gyakorlatilag nem figyelhető meg. Ezeknek az ionoknak a megjelenése nyilvánvalóan bizonyos tényezők alábecsülésének köszönhető, talán az SO 3 hatásának vagy a H 2 S diffúziójának .

A Kyzylsay ritkafém-lelőhelyen (Dél-Kazahsztán) a kvarc-kalcit piritjét és a kvarc érc utáni ereket vizsgálták (a pirit egyedek mérete eléri az 5-6 mm-t). A pirit-ként alacsony δ 34 S értéke (-30% o)-ig, a T δ 34 S-es csökkenésével (az LLH homogenizálásának és a kalcitok izotópiájának adatai szerint) jellemző. Ezek a jelek a feltételezett tioszulfátok vagy szulfitok lebomlása következtében létrejövő S oxidált formáinak Py felszabadulásának lehetséges szerepére utalnak a lehetséges sémák szerint:

Fe(S 4 O 6 ) → FeS 2 + 2SO 3 , vagy Fe(S 2 O 3 ) + H 2 O → FeS 2 + SO 4 -2 + 2H -1 (B. Granger, K. G. Warren, 1976).

Ezekben az esetekben azonban nem magyarázható az SO3 és SO4–2 oxigénizotópos összetétele, valamint a pirites- paragén gipsz hiánya a kvarc-kalcit erekben. A tioszulfátok és szulfitok hidrotermikus körülmények között való létezésének lehetőségét S. V. Kushnir (1989) és T. M. Sulzhieva [68] és mások munkái mutatták be.

Következtetés

A geobarotermometriai módszerek feltalálása jelentős eredmény a tudományos geológiában. Használatuk az ásványképződés számos titkának feltárását segítette elő, de dogmává változtatva zsákutcába sodorta a hőmérsékletkutatás fejlődését. Nyilvánvaló, hogy a geobarotermometria használata eddig csak a geológiai valóság felszíni vonatkozásait érintette. Ezek a módszerek azonban lehetővé teszik a mélyebb szintű problémák megoldását, amelyek magukban foglalják az ásványok képződési mechanizmusának meghatározását, vagyis az ásványi anyag felszabadulásához vezető kémiai reakció típusát. Ezen módszerek alkalmazása és a segítségükkel nyert eredmények lehetővé teszik a légköri hőmérséklet-kutatási problémák közvetlenül nem összefüggő megoldásainak értékelését.

Példák:

1. A CO 2 szilikátok olvadására kifejtett hatásának elemzésekor a piroxének (Ens) és az olivinek (Ol) nyomás alatti karbonatizálódási reakcióit vettük figyelembe [69] :(1) Ol + Dio + CO 2 → Ens + Dol; (2) Ol + Dol + CO 2 → Ens + Mgt ( magnezit ); (3) Ens + Dol + CO 2 → Mgt + Qw.

Ezeknek a mechanizmusoknak a létezése természetes körülmények között megkérdőjelezhető. Először is, a valóságban a CO 2 csak az egyenletek jobb oldalán van jelen, azaz reakciótermékként. Másodszor, a piroxének izotóposan csak CO 2 -vel vannak egyensúlyban , míg a kvarc mindig vízzel van egyensúlyban. A piroxének genetikailag rokonok a gránátokkal, amelyeket a fenti reakciók egyáltalán nem említenek. Végül a karbonátok esetében a feltételezett egyenletek jobb oldalán probléma van a szén izotóptörténetével. Így ezek az adatok nem felelnek meg a hőmérsékleti vizsgálatok eredményeinek, és a vizsgált reakciók helytelenségét jelzik.

2. V. I. Luchitsky [70] , a hornblende (továbbiakban Amp) helyettesítését leíró, megadja a reakciót 5 Amp+ 7 W → 2Ep+ Chl+ Act+ Qw+ 2H 4 Mg 2 Al 2 SiO 9

(Act - aktinolit, W - víz), és azt írja

"Általában egyidejűleg fejlődik ki az Ep epidot (magasabb hőmérséklet (a továbbiakban általunk kiemelve)) és a klorit Chl (alacsonyabb hőmérséklet) ..." (egyfajta következtetés, nagyon gyakori a kőzettaniban).

De ha egy pont közelében ásványok jelennek meg különböző hőmérsékleteken, akkor ezek az ásványok nem egyidejűek, és nem létezhetnek egy folyamatban. Ezért ezt a reakciót legalább két független reakcióra kell osztani.

További példák a táblázatban találhatók.

No. p.p.	Reakcióképlet	Források
000egy	Px + Spin → Grn + Ol	Leeman WP, 1970
0002	Cor + 4Hyp → 2Grn + 3Qw	Hensen BJ, 1971
0003	8Stav + 12Qw → 4Grn + Chl + 30Kya	Fedkin V.V., 1975
000négy	2Bio + 7Cor → 10Grn + 6Mu + 3Qw	Thompson AB, 1976
0005	4Bio + 3Cor → 6Grn + 4Kf + 4W	Currie KL, 1971
0006	3Bio + 4Mu + 27Qw → 8Grn + 14Kf + 14W	Thompson AB, 1976

Ebben a táblázatban a valós körülmények között az egyenletek jobb oldalán található ásványok szinte mindegyike eltérő termikus körülmények között képződik, és számos ásványpár, például Grn + Chl is képződik különböző nyomásviszonyok mellett. A táblázatban: Px - piroxén, Sp - spinel, Kya - kianit , Stav - staurolit .

Jegyzetek

↑ 1 2 Voytkevich G. V., Miroshnikov A. E., Cookery A. S., Prokhorov V. G. Rövid referenciakönyv a geokémiáról. Moszkva: Nedra, 1979
↑ Ermakov N.P. Ásványképző oldatok tanulmányozása. Kharkov: a Harkovi Egyetem kiadója. 1950
↑ Ermakov N. P. Ásványi zárványok geokémiai rendszerei. Moszkva: Nedra, 1972.
↑ Karsky B. E., Zorin B. I., Fortunatov S. P. Mamsky mica-bearing pegmatites szerkezeti fajtáinak vizsgálata dekrepitációval. //Izv. egyetemek. Földtan és feltárás, 1974. 3. sz.
↑ Ermakov N.P., Dolgov Yu.A. Thermobarogeochemistry. - M.: Nedra, 1979.
↑ Ermakov N. P., Az ásványok genezisének és az ércképződés környezetének ismeretének kritériumai, Lvov, 1949 (Ásványtani gyűjtemény, 3. sz. 1. melléklet)
↑ Melnikov F. N., Prokofjev V. Yu., Shatagin N. N. Thermobarogeochemistry. M.: Akadémiai projektkiadó, 2008, 220 s ISBN 978-5-8291-0958-5 /
↑ Zavaritsky A.N. Magmás kőzetek. M.: A Szovjetunió Tudományos Akadémia Kiadója, 1961.
↑ A metamorfizmus termodinamikai módja. L.: Nauka, 1976.
↑ Bigeleisen Jacob. Az izotópkémia kvantummechanikai alapjai. A könyvben: Izotópok és kémiai alapelvek. piros. Peter A. Rock. Ser. 11. Washington, 1975.
↑ Botinga Y., Javoy M. Megjegyzések az oxigén geotermiához.//Föld és bolygó. sci. Let., 1973, 20, 250-265.
↑ Grinenko V.A., Grinenko L.N. A kénizotópok geokémiája. Moszkva: Nauka, 1974. 271 p.
↑ Nosik L.P. Izotóp módszerek az ásványképződés vizsgálatában. M.: Nauka, 1986. 222 p.
↑ 1 2 Clayton RN és et al. A nyomás izotópfrakcionálásra gyakorolt hatásának határai.//Geochim. Cosmohim. Acta, 1975, 39, 8, 1197-1201
↑ Matcha RL Az alkálifém-halogenidek elektronszerkezetének és molekuláris tulajdonságainak elméleti elemzése III Nátrium-klorid.//J/Chem/Phys., 1968, V.48, 1. P.335 - 343.
↑ Krisher LC, Norris WG Az ezüst-bromid mikrohullámú spektruma.//J. Chem. Phys., 1966, 44, 1, 391-394.
↑ Lauric VW Megjegyzés a molekulaszerkezet meghatározásához spektroszkópiai adatokból.//J.Chem. Phys., 1958, 28, 4, 704-716
↑ Tellgrem R., Olovsson J. Hidrogénkötés-vizsgálatok. XXXXVI, Normál és deuterált szilárd hidrogén-oxalát-monohidrát NaHCO 2 O 4 •H 2 O és NaDCO2O4 •D2O kristályszerkezetei.// J. Chem. Phys., 1971,54, 1, 127-134
↑ Harting P. Der thermodynamische kohlenstoffisotopiceffekt im system CH 4 - H 2 O //Isotopenprexis. 1981. évf. 17. No. 4. P. 164-167.
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Makarov V.P. Izotóp geotermométerek./XIII. tudományos szeminárium "System "Föld"". - M .: MGU, ROO "A Föld és a bolygók szerkezetének harmóniája", 2005, 228-253.
↑ Saxena S. Kőzetképző ásványok szilárd oldatainak termodinamikája. M.: Mir, 1975
↑ Kurepin V. A. A komponensek kőzetképző szilikátok közötti eloszlásának termodinamikája. // Geokémia, 1982. 1. S. 71-98
↑ Perchuk L. L. Biotit - gránát geotermométer.//Dokl. Szovjetunió Tudományos Akadémia, 1967, 177. évf., 2. sz. S. 411-414.
↑ Wood B., Fraser D. A termodinamika alapjai geológusoknak. M.: Mir, 1981. 184 p.
↑ Perchuk P.P. Piroxén barométer és "piroxén geotermák" // A Szovjetunió Tudományos Akadémiájának jelentései, 1977, 233, 6. P. 1196-1199
↑ Shemlya M., Perrier J. Izotópok szétválasztása. - M .: Atomizdat , 1980. 169. o.
↑ 1 2 3 4 Makarov V.P. Az ásványkinyerés mechanizmusáról. /A "Sistama planet Earth" XVI tudományos szeminárium anyagai M.: ROO "A Föld és a bolygók szerkezetének harmóniája", 2008, P.265 - 300. ISBN 978-5-397-00196-0
↑ Kucher M. I., Makarov V. P. és társai // Geoökológia. 1996. 2. szám P.21.
↑ 1 2 Makarov V.P. A geokémiai geotermométerek néhány tulajdonsága. / XIV. tudományos szeminárium "Rendszer" Planet Earth ". M .: ROO "A Föld és a bolygók szerkezetének harmóniája", 2007 °C.142 - 163.
↑ Perchuk L. L., Krotov A. V. A Tana öv csillámpalánjainak petrográfiája a lappföldi granulitkomplexum déli tektonikus keretezésében // Kőzettan, 1998, 6.2. pp.165-196
↑ 1 2 3 4 Vaganov V. I., Sokolov S. V. Ultrabázikus paragenesek termobarometriája. M.: Nedra, 1988. 149 p.
↑ Venediktov V. M. et al. Az ukrán pajzs kőzetképző piroxénjei. Kijev: Naukova Dumka, 1979
↑ Perchuk L. L. A biotit-gránát hőmérő korrekciója az Mn = Mg + Fe izomorfizmus esetére.// Dokl. Szovjetunió Tudományos Akadémia, 1981, T.256., 2. sz., S.441-442.
↑ Perchuk L. L., Aranovich L. Ya. A Bi-Gr-geotermométer javítása: a biotit fluortartalmának korrekciója.//Dokl. Szovjetunió Tudományos Akadémia, 1984, V.277, 2. sz. S.471-475.
↑ Makarov V.P. A geokémiai geotermométerek néhány tulajdonsága. / XIV. tudományos szeminárium "Rendszer" Planet Earth ". M .: ROO "A Föld és a bolygók szerkezetének harmóniája", 2007. C.142 - 163
↑ Makarov V.P. A geokémiai geobarometria módszertani vonatkozásai./ A Komi Köztársaság XIII. Földtani Kongresszusa. "Oroszország északkeleti részének geológiája és ásványkincsei: új eredmények és kilátások". - Syktyvkar, 1999, 60-63.
↑ Ustinov V.I., Grinenko V.A. Izotópegyensúlyok ásványi társulásokban.// Geokémia. 1990, 3, 307-315.
↑ Makarov V.P. A fizikai mennyiségek "dimenziójának" meghatározásához (metrológiai szempont). / A "Perspektíva innovációk a tudományban, oktatásban, termelésben és közlekedésben" című nemzetközi tudományos és gyakorlati konferencia anyagai. Odessza: „Chernomorie” kiadás, 2007, 15. évf., 5–12.
↑ Yu. V. Rumer et al., Termodinamika. Statisztikai fizika és kinetika. Moszkva: Nauka, 1972
↑ Sivukhin D.V. A fizika általános kurzusa. Termodinamika és molekuláris fizika. Moszkva: Nauka, 1973
↑ Makarov V.P. A geokémiai geotermométerek néhány tulajdonsága. / XIV. tudományos szeminárium "Rendszer" Planet Earth ". M .: ROO "A Föld és a bolygók szerkezetének harmóniája", 2007 °C.142 - 163.
↑ Anderson TF et al. Stabil izotópos vizsgálat a Herrin Coal permineralizált tőzegzónáinak eredetéről.//J. Geology, 1980, V.88, No. 6, P.713-722.
↑ Samoilov V.S. Karbonatitok (fácies és képződési feltételek). Moszkva: Nauka, 1977
↑ Anfilogov V.N., Bobylev I.B. A szilikátolvadékok vízoldhatóságának termodinamikai elemzése // Geochemistry, 1985, 9. P. 1277-1289
↑ Reesmon AJ, Keller WD Hat kőzetképző szilikát ásvány képződésének látszólagos stsnart5 szabad energiáinak számítása oldhatósági adatokból///Amer.Miner., 1965, V.50, 10. P.1729 - 1739
↑ Ryzhenko B. N., Imelnikova G. L., Shvarov Yu. V. Természetes oldatok kémiai összetételének kialakulásának számítógépes modellezése a víz-kőzet rendszerben való kölcsönhatás során. 481-495.
↑ Alekseev V. A. et al.: A káliumföldpát albitizációjának kinetikája. Feltételek és reakciómechanizmus.//Geochemistry, 1989,4.S.559-570
↑ Ganeev I. G. A hidrotermikus oldatok szerkezete és tulajdonságai. Az ásványi anyagok vándorlásának formája.//A Szovjetunió Tudományos Akadémia Izvestija, ser. Földtani, 1977, 3, 22-35.
↑ Perchuk L.L., mások - Biotit-gránát-kordierit egyensúly és a metamorfizmus evolúciója. Moszkva: Nauka, 1983
↑ Naumov V. B. Illékony komponensek koncentrációjának és nyomásának meghatározása ásványi zárványokból származó magmás olvadékokban.//Geochemistry, 1979, 7. P.997-1007.
↑ Barsukov V. L., Kogarko L. N. , Romanchev B. P. Az alkáli-bazalt magmák differenciálódásának fizikai és kémiai paraméterei.
↑ 1 2 Makarov V.P. Az ásványok képződésének mechanizmusáról a kimberlitekben.2. A gránátok és spinellek természete [1] Archivált : 2016. március 4., a Wayback Machine -nél
↑ Mcclelland JM, Whitney PR Egy általánosított gránátképző reakció az Adirondacks évfás kőzeteire. //Contr. Miner. Petrol., 1980, V.72, 2. P.111-122
↑ Yarosh P. Ya. A rutil felszabadulásáról az ilmenit metamorf változásai során.// Az All-Union Mineralogical Society feljegyzései, 1955, V.84, No. 4.S.434 - 442
↑ 1 2 Solyanik A. N., Kokhanova V. G., Sapin V. I., Solyanik V. A. // Geology of ore deposits, 1984, 4. P. 27-33.
↑ 1 2 Perry EC, Bonnichsen B. Kvarc és magnetit: oxigén-18 — oxigén-16 frakcionálás a metamorfizált biwabik vasképződésben.//.Tudomány. 1966. V.153, 3735. P. 528-529.
↑ Dymkina A. M., Mazurov M. P., Nikolaev S. M. Az irbinszki ércmező kőzettani és mágneses lelőhelyeinek kialakulásának jellemzői (V. Sayan).// Proceedings of the Institute of Geology and Geochemistry, Siberian Branch of the USSR Sciences Academy, vol. . 268. Novoszibirszk: Nauka, 1975.
↑ Zagnitko V. M., Lugovaya I. P. Az ukrán pajzs karbonátos és vas-kovás kőzeteinek izotópgeokémiája. Kijev: Naukova Dumka, 1989. 315 p.
↑ Lugovaya I.P. A vas-karbonátok oxigénizotóp-összetétele és termikus disszociációjuk termékei./Geol. J., 1973, 33.3. C.42-48
↑ Eliszeev N. A. Metamorfizmus. Moszkva: Nedra, 1963.
↑ Taran M.N., Bondar Yu.V. //Bányász. magazin 1989, V.11, 5. S. 80-87.
↑ Kuskov O. L., Khitarov N. I. A Föld magjának és köpenyének termodinamikája és geokémiája. M.: Nauka, 1982. 278 p.
↑ Moroz T. N. et al. A rezgésspektroszkópiai és pordiffraktometriás módszerek geológiai kutatásban való alkalmazásának néhány vonatkozásáról / Szo. Oroszország északkeleti részének geológiája és ásványkincsei. Új eredmények és új perspektívák. Syktyvkar T.IV.: KolNTs Földtani Intézet, 1999. P. 33-35.
↑ Khodakovsky I. L. A nehézfém-transzfer hidrogén-szulfid formájáról hidrotermális oldatokban // Geochemistry, 1966, 8. P. 990-971
↑ Shcherbina V.V. Módszerek a kémiai elemek átviteli formáinak tisztázására a geokémiai folyamatokban. // Geochemistry, 1962, 11. P. 945-952
↑ Govorov N. I., Blagodarov N. S., Mukoseeva Z. L. A karbonátok és alkáli halogenidek szerepe a Pb és a Zn hidrotermikus átvitelében / Geochemistry and mineralogy of magmatic formations. Vlagyivosztok: FEGI kiadó, 1966. S. 40-47.
↑ Ganeev I. G. A hidrotermikus oldatok szerkezete és tulajdonságai. Az ásványi anyagok vándorlásának formája.//A Szovjetunió Tudományos Akadémia Izvestija, ser. Földtani, 1977, 3. sz., S.22-35.
↑ Sulzhieva T. M., Volkov I. I. Tioszulfátok és szulfitok termál- és hidrotermális vizekben.//Geochemistry, 1982, 7. P.1043-1047
↑ Kadik A. A., Frenkel M. Ya. A kéreg és a felső köpenykőzetek dekompressziója, mint a magmák kialakulásának mechanizmusa. M.: Tudomány. 1982
↑ Luchitsky V.I. Petrográfia. T.2. Sziklák. L.: Gosgeolizdat, 1949. S. 366