Geobarotermometria

Kokeneet kirjoittajat eivät ole vielä tarkistaneet sivun nykyistä versiota, ja se voi poiketa merkittävästi 6. tammikuuta 2021 tarkistetusta versiosta . tarkastukset vaativat 2 muokkausta .

Geobarotermometria (geo - maa ; ilmanpaine ; lämpö - lämpö ; metrimittaus) on joukko menetelmiä mineraalien ja kivien muodostumisen lämpötilan ja paineen määrittämiseksi .

Pääalueita on kaksi:

1. Nykyaikaisten geologisten esineiden, esimerkiksi tulivuorenpurkaustuotteiden, muodostumisen lämpötilojen (jäljempänä T) ja paineiden (jäljempänä P) mittaus. Päämenetelmät ovat fysikaaliset mittausmenetelmät. Viimeksi mainitut sisältävät esimerkiksi optisen tai radiofysikaalisen tutkimuksen.

2. Muinaisten (paleo) T- ja P - mineraalimuodostelmien määritys aikaisemmin muodostuneista kivistä ja eri alkuperää olevista mineraaleista. Geologisessa tutkimuksessa se on tärkeä tutkimusmenetelmä.

Kaikki menetelmät on jaettu suoriin ja epäsuoriin.

Suora menetelmä on geologisen kohteen T:n suora mittaus lämpömittarilla . Näiden menetelmien tehokkuus ei ole korkea, koska vain alhaisia lämpötiloja, jotka ovat suoraan tutkijan ulottuvilla, voidaan mitata. Esimerkiksi mineraalilähteiden lämpötilat , mutta niiden avulla ei voida määrittää korkeiden lämpötilojen ja paineiden arvoja mittausalueella. Epäsuorat menetelmät , jotka perustuvat lämpötilan ja paineen suhteeseen kohteen tiettyihin fysikaalisiin parametreihin, mitattuna instrumentaalisesti, määrittävät lähes kaikki mahdolliset mineraalien muodostumisen T:n ja P:n muutosvälit. Tässä tapauksessa tehtävät ratkaistaan seuraavilla tutkimusryhmillä: analogiset, fysikaaliset ja termodynaamiset menetelmät.

Geobarotermometrian menetelmät

Analogiset menetelmät

Tämä ryhmä sisältää menetelmät T-P-parametrien määrittämiseksi, jotka perustuvat vertailuun aiemmin tunnettuun tai kokeilla määritettyyn tietoon. Tämän ongelman ratkaisemiseksi käytetään seuraavia menetelmiä [1] :

Mineraalien ja kivien sulamispisteet;
Hajoamislämpötilat;
Vaiheen muunnoslämpötilat;
Kiinteiden liuosten hajoamislämpötilat;
Typomorfisten mineraalien läsnäolo;
Mineraalien parageneettiset yhdistelmät;
Tiedot mineraalien T - uuttamisesta liuoksista tai sulatteista .

Taulukossa on joitain esimerkkejä:

Kaava	Mineraali	T sula °C	T dekom °С	T -faasimuutos °C
Pb	Johtaa	327,6
MgO	periklaasi	2800
SiO2_ _	Kvartsi	1370		573, 867
Fe 2 SiO 4	fayaliitti	1205
BaSO4_ _	Bariitti		01580
FeCO3_ _	Siderite		0282
ZnSO4_ _	Sinkosiitti		0740
Perse	Realgar			000267

Nämä menetelmät eivät anna riittävän tarkkoja, joskus antavat vääriä tuloksia. Esimerkiksi luonnollisissa olosuhteissa kvartsia vapautuu laajalla T-alueella (100 - 1000 °C), kun taas sen sulamispiste ylittää 1000 °C.

Fysikaaliset menetelmät

Menetelmiä on kaksi ryhmää [1] :

A. Itse asiassa fyysisiä menetelmiä ovat mm

Lämpöpareja käyttävät menetelmät. Tätä menetelmää käytetään nestemäisten laavojen lämpötilojen mittaamiseen. Yksi mittalaitteista on platina-iridium-termopari.
Optiset etämenetelmät, jotka perustuvat väliaineen lämpötilan ja sen värin väliseen läheiseen suhteeseen. Tätä varten käytetään erilaisia optisia pyrometrejä.

B. Ne sisältävät menetelmät kaasu-nesteinkluusioiden (jäljempänä GLI) [2] , [3] , decrepitation [4] ja sulateinkluusioten (jäljempänä MI) [5] analysoimiseksi . Neuvostoliitossa tämän menetelmän perustaja oli Moskovan valtionyliopiston professori N. P. Ermakov. Hän julkaisi ensimmäisen teoksensa vuonna 1949 [6] . Aikaisemmin näitä tutkimuksia kutsuttiin "mineralogiseksi lämpömittariksi" [2] (pääsemätön linkki) . Tällä hetkellä näiden tutkimusten tuloksia yhdistää yhteinen käsite - termobarogeokemia .

”Sen tutkimuskohteena ovat koostumukseltaan ja aggregaatiotasoltaan vaihtelevat nestesulkeumat, jotka ovat laajalti levinneet pneumatolyyttistä ja hydrotermistä alkuperää olevissa mineraaleissa ja joita löytyy intrusiivisten ja effuusioiden kiven mineraaleista. Nämä mineraalien muodostavan ympäristön pienimmät jäännökset sisältävät tietoa magmaattisten kappaleiden muodostumisen ja endogeenisten malmiesiintymien muodostumisen aikana tapahtuneista prosesseista . Termobarogeokemian menetelmillä voidaan määrittää mineraalien muodostumisen suhteelliset ja todelliset lämpötilat, liuosten ja sulamien määrällinen ja laadullinen koostumus sulkeumuksissa, mineraaleja muodostavan väliaineen paine ja aggregaatiotila, josta mineraaleja kiteytyi tai malmikerrostui . ” [7] .

Näiden tutkimusten tuloksena saatiin paitsi riittävän täydelliset ominaisuudet monista luonnollisista geologisista prosesseista ( magmatismi , metamorfismi , hydrotermiset muodostumat jne.), mutta myös tietoja, jotka eivät vastanneet yleisesti hyväksyttyjä käsityksiä mineraalien muodostumisesta. Esimerkiksi A. N. Zavaritskyn (1884-1952) [3] , [4] (pääsemätön linkki) [8] mukaan graniiteissa kvartsi (jäljempänä Qw) erottuu viimeisenä ja täyttää aiemmin erotettujen mineraalien väliset aukot . Kuitenkin RS [9] ja happi - isotooppien analyysin tulosten mukaan muodostumislämpötila (jäljempänä Tnäyte ) Qw on noin 700°C ja on lähellä aikaisimman mineraalin, biotiitin (jäljempänä Bio) Tsamplea . Siten Qw on varhaisin mineraali.

Termodynaamiset menetelmät

Tähän ryhmään (jäljempänä TDM) kuuluvat isotooppi- ja geokemialliset geobarotermometrit. Ne perustuvat alkuaineiden ja niiden isotooppien jakautumisen ominaisuuksien analyysiin yhdisteiden (mineraalien) välillä ulkoisten termodynaamisten, yleensä lämpötila- ja paineolosuhteiden vaikutuksesta.

Isotooppigeotermometrit

Menetelmän teoriaa on kuvattu lukuisissa töissä, pääasiassa [10] , [11] jne. Neuvostoliiton ja venäläisessä kirjallisuudessa näitä asioita käsitellään yksityiskohtaisesti [12] ja [13] ym. Se perustuu isotooppiin vaihtoreaktiot , merkitykseltään identtiset ioninvaihtoreaktioiden kanssa . Niiden etuna on IGT:n lukemien paineen P riippumattomuus geologisesti vaaditulla syvyysvälillä. Esimerkiksi kalsiitille asetetaan arvo vain 0,03 % o / kbar [14] . Tämä johtuu siitä, että isotooppisesti erilaisia komponentteja sisältävien kidehilojen mittaparametrit eroavat hyvin vähän toisistaan. Siten Na-Cl-etäisyys Na35Cl- ja Na37Cl- molekyyleissä AgBr-molekyylissä on 2,393068 ja AgBr-molekyyleissä 2,393068 ja 2,39071109AgBr- ja107komponenttien välillä,]15[4,485 ja 4,4601 Å, tässä järjestyksessäon Cl 2,3937 g ; ja 2,28082Å [16] . Protoetyleenissä C 2 H 4 etäisyys C - H on 1,1030Å ja deuteroetyleenissä C 2 D 4 etäisyys C - D on 1,089 A; H 2O :lle hilaparametrit ovat: a o = 4,5134Å, o = 7,3521Å, D2O:lle ne ovat 4,5165Å ja 7,3537Å, vastaavasti [17] . Pienet muutokset atomien välisissä etäisyyksissä johtavat pieneen muutokseen kidehilan tilavuudessa. Esimerkiksi NaHCO 2 C 4 H 2 O- ja NaDC 2 O 4 D 2 O -oksalaattien kidehilan tilavuus vaihtelee välillä 224,429-225,113 (Å)³ [18] ja osoittaa isotooppijakaumien suhteellista riippumattomuutta paineesta syvyyksissä. geologisia havaintoja varten, mikä vahvistettiin kokeilla O-isotoopeilla CaCO 3 - H 2 O -järjestelmässä [14] ja C:llä CH 4 - H 2 O -järjestelmässä [19] . Näiden tutkimusten mukaan isotooppien jakautuminen kahden yhdisteen (mineraalien) välillä noudattaa yhtälöä , jossa on fraktiointiindeksi (kerroin) , A ja B ovat vakioita; niiden fyysinen merkitys ei yleensä ole selvä. Tämä yhtälö perustuu teoreettisiin tai kokeellisiin tietoihin. Tällä hetkellä lämpötilatutkimuksia tehdään pääasiassa hapen , vedyn , hiilen ja rikin isotoopeilla . ${1000\ln \alpha ={B \over {T^{2}}}+A}$ $\alpha$

IHT:ita käytetään menestyksekkäimmin työskenneltäessä isotermien kanssa , eli suorien viivojen kanssa, jotka on rakennettu näytejoukosta, joissa määritetään arvot - indeksit kahdelle mineraalille, jotka muodostuvat samassa T ° C:ssa. Sitten isotermin jyrkkyys saadaan kaavalla $\delta$ $S$

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

missä ja ovat koordinaattiakselit, joita pitkin indeksien arvot piirretään jokaiselle tutkittavalle mineraalille. Tässä tapauksessa erotetaan useita IHT-luokkia [20] . $X$ $Y$ $\delta$

Monomineral IHT

Ne perustuvat saman mineraalin eri alkuaineiden isotooppijakaumien analyysiin ( karbonaatit (hiili - happi), muskoviitti ja biotiitti (vety - happi), sulfaatit (rikki - happi jne.) yhtälön (1) mukaisesti . 20] .

Dual-mineral IHT Monoelement IHT samanaikaisesti muodostuneiden mineraalien kanssa [20] .

Tämä IHT on ainoa muoto, jota tällä hetkellä käytetään isotooppitutkimuksissa. Heidän teoriansa on hyvin kehittynyt. Esimerkki on IHT parissa Qw-Mt ( magnetiitti ), jotka vaihtavat happi-isotooppeja keskenään reaktion avulla.

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

Tässä reaktiossa T arr -mineraalien määrittämiseen käytetään lauseketta (Qw)- (Mt) = = . Tämä lauseke seuraa yhtälöstä (1), jos S = 1 ja C 1 = C 2 . C1 ja C2 ovat yhdisteitä , jotka ovat isotooppisesti tasapainossa tutkittavien mineraalien kanssa. Tässä ( - indeksi) heijastaa suhdetta mineraalissa, johon viitataan standardiin (hapen osalta valtameriveden isotooppipitoisuuksien keskimääräinen suhde - SMOW (Standard Mode of Ocean Water)). Yksikkö on ppm ‰. ${\delta {^{18}}O}$ ${\delta {^{18}}O}$ $f(T)$ ${\displaystyle {1000\ln \alpha ))$ ${\delta {^{18}}O}$ $\delta$ ${\frac {^{18}O}{^{16}O))$ ${\delta {^{18}}O}$

Yleensä tämän tyyppistä geotermometriä ei ole tarkoitettu T:n määrittämiseen. Sitä tulisi käyttää vain muiden IHT:iden rakentamisen perustana, eli sillä on fenomenologinen merkitys.

Yksi- ja kaksielementtinen IHT mineraalien kanssa mielivaltaisissa aikasuhteissa [20] .

Nämä ovat yhdisteitä, jotka muodostuvat eri aikoina sekä yhteisten että eri alkuaineiden isotooppien kanssa (esim. oksidi ja sulfidi, happi Qw ja vety Bio), ja niistä yhden T arr (standardi) ja yhdisteen C koostumus tunnetaan. etukäteen. Lajikkeita on.

1 . Monoelementti IHT .

Magmatiitti- ja metamorfiittisilikaatit muodostavat mineraalipareja yhteisen alkuaineen isotooppien kanssa. Esimerkiksi graniiteissa laajalle levinneet mineraaliparit Qw - Fs ( maasälpää ).

2 . Bielement IHT:t (esim. (Qw) ja (Bio)).

{\delta {^{18}}O}

{\delta {D}}

Useiden samoista näytteistä otettujen mineraalien läsnäolo mahdollistaa saatujen tulosten kontrollin arvioinnin. Esimerkiksi kvartsi - muskoviitti ja kvartsi - kaliummaasälpäparien tavallisten määritysten tietojen mukaan muskoviitti - kaliummaasälpäpari voi olla kontrolli.

Näiden IGT-luokkien käyttö mahdollisti T arr : n määrittämisen useille tietyille mineraaleille. Taulukossa on joitain esimerkkejä artikkelista [20] .

rotuja	Alueet	Kvartsi	Biotiitti	Ilmeniitti	Magnetiitti	Kalishpat	moskovalainen	Albite	Granaattiomena
Pegmatiitti	Kalifornia	780	-	-	-	-	490	510	-
Pegmatiitti	USA	700	-	-	-	-	-	-	320
Pegmatiitti	USA	-	-	680	-	-	-	480	-
Pegmatiitti	Norja	760	770	-	660	-	480	440	260
Aplite	Kalifornia	710	-	-	-	580	570	-	-
Aplite	Karjala	710	-	-	-	-	-	440	-
Graniitti	Kaukasus	710	-	-	584	-	-	-	-
granodioriitti	Japani	700	-	-	-	570	-	-	-
Liusteet	Itävalta	700	-	-	-	-	-	-	330
Liusteet	Grönlanti	700	-	-	610	-	-	-	-
Metapelite	Alpit	670	-	604	-	-	-	-	-
ortogneissi	Alpit	650	-	680	-	550	-	-	-
Gneissi	Alpit	700	-	-	-	-	-	-	320

Tuloksena todettiin, että samannimisten mineraalien T arr happamissa magmaisissa ja metamorfisissa kiveissä, jotka ovat eri metamorfisaatiovaiheita, osoittautuivat yhtä suureksi. Niiden valintajärjestys näkyy järjestyksessä [5]

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

Tässä sekvenssissä Il on ilmeniitti , Kf on kaliummaasälpä ; Mus - muskoviitti; al- albiitti , grn- granaatti . Kaikissa tapauksissa kaikki silikaattimineraalit eristetään isotooppitasapainossa veden kanssa. Malmimineraalit, Mt ja Il, eristetään isotooppitasapainossa rutiilin kanssa (?).

Oliviineissä , klinopyrokseeneissa, emäksisten ja ultraemäksisten kivien plagioklaaseissa ja meteoriiteissa T ≈ 1250 °C:ssa havaittiin isotooppitasapaino hapessa hiilidioksidin (CO 2 ) kanssa [6]

Samaan aikaan tämä lähestymistapa paljasti diffuusion vaikutuksen vedyn isotooppisen koostumuksen muodostumiseen vesipitoisissa silikaateissa (muskoviitti, biotiitti, sarvisekoitus ( amfiboli )), hapen ja hiilen muodostumiseen erilaisissa karbonaateissa, paitsi magmaisissa karbonaateissa .

Geokemialliset geobarotermometrit

Geokemialliset geobarotermometrit (jäljempänä GGBT). Näiden menetelmien termodynaaminen perusta on kehitetty varsin kattavasti ja ottaa huomioon erityisesti mineraalijärjestelmien kiinteiden ratkaisujen epäideaalisuuden (J. Ganguly, SK Saxena [21] ym.). Sen yleistyksen suoritti V. A. Kurepin [22] . Venäjällä näitä menetelmiä on käytetty pitkään; heidän esi-isänsä on Moskovan valtionyliopiston professori L. L. Perchuk [7] (pääsemätön linkki) . Hän kutsui näitä menetelmiä "geologiseksi termobarometriksi". GGBT-luokat erotetaan:

geokemialliset geotermometrit.
geokemialliset geobarometrit.

Käytännössä niiden välisen eron määrää niiden herkkyys vastaaville ympäristöparametreille - T ja R. Itse asiassa niiden välinen ero on merkittävämpi: ne eroavat kemiallisten reaktioiden tyypeistä, jotka muodostavat HGBT:n perustan ja johtavat mineraalien muodostuminen.

Kaikille kemiallisille reaktioille on tunnusomaista tietyt termodynaamiset parametrit, erityisesti isobaarinen-isoterminen potentiaali eli Gibbsin vapaa energia . Tämä arvo koostuu kolmesta komponentista , joissa K on alkuaineiden jakautumiskerroin mineraalien välillä; - terminen (pää)komponentti, -barinen komponentti, joka liittyy paineen vaikutukseen, ja - komponenttien sekoitusenergia mineraalin muodostumisen aikana. Kaikki nämä parametrit lasketaan tietyllä tavalla: ; ; lasketaan kokeellisten tutkimusten perusteella ja riippuu kiinteän liuoksen tyypistä. Tässä R on kaasuvakio; on reaktion tilavuusvaikutus. Kuten isotooppisissa geotermometreissä, parametrien fysikaalisia merkityksiä ei ole tarkasti määritelty. $\Delta {G}$ $\Delta {G}={\Delta {G}_{T}+\Delta {G}_{P}+\Delta {G}_{mix}}$ ${\displaystyle \Delta {G}_{T))$ ${\displaystyle \Delta {G}_{P))$ $\Delta {G}_{mix}$ ${\Delta {G}_{T}=-RT\ln {K}_{react}=AR+BRT}$ ${\Delta {G}_{P}=(P-1)\Delta {V}_{react))$ $\Delta {G}_{mix}$ ${\Delta {V}_{react}}$ ${A}$ ${\näyttötyyli {B}}$

Geokemialliset geotermometrit

Geokemialliset geotermometrit (jäljempänä GGT) perustuvat alkuaineiden ioninvaihtoreaktioihin eri väliaineissa ja ovat siksi pohjimmiltaan samanlaisia kuin GGT. Tyypillinen esimerkki on hyvin tutkittu biotiitti (Bio) - granaatti (Gr) geotermometri [23] , joka perustuu magnesiumin ja rautamineraalien Fe + 2 väliseen ioninvaihtoon :

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

Tämän reaktion arvo määritetään ja on ioninvaihtoreaktion Gibbsin vapaa energia . Tässä lausekkeessa Fe +2- ja Mg-atomien jakautumiskerroin biotiitin ja granaatin välillä $ln{K}={\frac {A}{T}}+B$ $RTln{K}=-\Delta {G}$ $\Delta {G}$ $K$

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

${a_{Gr}^{Fe}}$ — mineraalissa olevien vastaavien alkuaineiden (Fe tai Mg) aktiivisuuskertoimet (Gr tai Bio) . Käytännössä aktiivisuusarvot korvataan mineraalin alkuaineiden mooliosien arvoilla, eli

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

$M^{Fe}$ ovat mineraalin alkuaineiden mooliosuudet. Tällaisessa tietueessa käytetään mooliosien sijasta kidekemiallisten kertoimien arvoja. Näissä reaktioissa toinen korvataan toisella kahdella isomorfisella alkuaineella, joiden atomien koot ovat riittävän lähellä toisiaan. Tästä johtuen näitä alkuaineita muodostavien mineraalien mittaparametrit eroavat hieman. Käytännössä myös vastaavien kiinteiden liuosten ei-ideaalisen sekoittumisen vaikutus voidaan jättää huomiotta. Muiden ei-ihanteellisen liukoisuuden omaavien alkuaineiden osalta isomorfisten alkuaineiden käytännön tutkimuksissa niiden muodostamien kiinteiden liuosten ei-ideaalisuuden vaikutus voidaan myös jättää huomiotta. Parametrien osuus, joka ottaa huomioon kiinteiden liuosten epäideaalisuuden, on oikeassa suhteessa virheeseen termodynaamisten parametrien määrittelyssä. Esimerkiksi bruttoarvo (298°K) vaihtelee eri lähteiden mukaan välillä 1488,696-1509,0 kcal/M (ero (Δ) on lähes 20 kcal/M eli ≈ 1,34 % minimiarvosta); S o (298 K) - 56,7 - 76,97 cal / M ° K. Andradiitille (298°K) = 1373,5-1410,3 kcal/M (A = 27 kcal/M eli ≈ 1,97 %). Margulisin W-parametreilla on seuraavat arvot: andradiiteissa W(Mg-Ca)= 3,83; W(Mg-(Fe+Mn)) = 3,0; W(Ca-(Fe+Mn)) = 1,00 kcal/M. Koska parametria W käytetään yhdessä mooliosien X kanssa, jotka ovat aina <1, tai X², kun T kasvaa, arvo |ΔG| kasvaa ja W- pienenee, silloin tämä osuus on vielä pienempi. ${-\Delta {G}_{o))$ ${-\Delta {H}_{o))$

Yllä olevassa esimerkissä käytetään kahden alkuaineen jakaumia kahdessa mineraalissa. On kuitenkin olemassa kehityskulkuja, joissa tutkitaan yhden alkuaineen jakautumista kahden väliaineen välillä, esimerkiksi Ni:n jakautumista sulatteen ja siitä kiteytyvän oliviinin välillä [24] . Lukuisat esimerkit osoittavat GGT:n parhaan stabiilisuuden käytettäessä kahden mineraalin ja kahden alkuaineen järjestelmää.

Geokemialliset geobarometrit

Geokemialliset geobarometrit (jäljempänä GGB) perustuvat luonnonolosuhteissa esiintyvien mineraalien muodostumisen kemiallisten yhtälöiden analysointiin. Esimerkkejä geobarometriyhtälöistä (Perchuk, 1977 [25] ):

Mg3A12Si3012 + 3 ( 1 - x ) MgSi03 = 3MgSi03xA1203 ; _ _ _ _ _
MgAl 2O 4 + (1 + x) MgSiO 3 \u003d MgSiO 3 xAl 2O 3 + xMgSiO 4 .

Kuten näet, ne kuvaavat uusien mineraalien muodostumisreaktioita. Näiden yhtälöiden tärkeä ominaisuus on reaktion tilavuusvaikutuksen suuri arvo. Esimerkiksi toisessa reaktiossa x=1 = -18,03 cm³/M (tai ≈ -67 % suhteessa oliviiniin (moolitilavuus = 26,89 cm³/M - tämän mineraalisarjan vähimmäisarvo). Biotiitille - granaattigeotermometri (reaktio 1) \u003d 7,6 cm³ / M (tai ≈6,7 % suhteessa pyroppiin (pyr) \u003d 113,3 cm³ / M). Nämä arvot eroavat jopa absoluuttisina arvoina merkittävästi. Jos ne otetaan suhteessa tiettyyn mineraali, silloin ero on Tämä johtaa reaktion suunnan merkittävään riippuvuuteen ulkoisesta paineesta $\Delta {V}_{react}$ $\Delta {V}_{react}$ $\Delta {V}_{ol}$ $\Delta {V}_{react}$ ${\displaystyle \Delta {V}_{pyr))$

Diffuusiovaikutus

Diffuusion laaja osallistuminen mineraalien muodostumiseen ja sen vaikutus T:n arvoihin johtuu kaasukomponenttien läsnäolosta isotooppijärjestelmien komponentteina. Tämä on pääsääntöisesti vettä, CO 2 , harvemmin CH 4. Diffuusiovaikutus luonnonyhdisteiden isotooppikoostumukseen arvioidaan diffuusiofraktiointiindeksin avulla kaavion mukaisesti: . Täällä ; tässä D ja D T ovat diffuusiokertoimia, M ja M T ovat kevyiden ja raskaiden komponenttien molekyylipainoja; n on teoreettisten levyjen lukumäärä, joka kuvaa diffuusiofraktioinnin (erotuksen) syvyyttä [26] , [27] . Kahden fraktiointimekanismin samanaikaisella toiminnalla indikaattoreilla ja kokonaiserotusvaikutus määräytyy lausekkeella . Jos yhden alkuaineen isotoopit diffuusoituvat, niin saavutetaan yhtäläisyys (6), ${\alpha _{d))$ ${\displaystyle {D\rightarrowtail {\alpha _{d}}\rightarrowtail {\alpha _{d}^{n))))$ ${\alpha _{d}={\sqrt {\frac {D}{D_{T))))={\sqrt {\frac {M_{T}}{M))))$ $\alpha _{T}$ ${\displaystyle \alpha _{d}^{n))$ $\alpha ={\alpha _{T}}\cdot {\alpha _{d}^{n}}$

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

osoittaa T:n riippuvuuden diffuusiosta . Menetelmä diffuusion vaikutuksen huomioon ottamiseksi on kuvattu julkaisussa [28] . Jos diffuusori on vesi, niin

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

Karbonaattijärjestelmien (skarnit, marmorit, ei-magmaattiset karbonatiitit) muodostumisen aikana n: n arvo vaihtelee välillä 0,03-3,0 H 2 O:lle, CH 4 :lle , CO 2 :lle . Magmaisissa karbonatiiteissa diffuusio puuttuu kokonaan. Apliittien, liuske- ja graniittigneissien muskoviittien HDO-komponentille n = 0-1,0; alaskiittien, granodioriittien, liuskeiden, gneissien biotiiteissa - 0-0,65; hornblende-granodioriiteissa n = 1,5.

Diffuusiovaikutus paljastettiin hapen isotooppisen koostumuksen analysoinnissa mafillisten kivien plagioklaaseissa, pyrokseeneissa ja oliviineissa [27] . Fraktiointisyvyyden arvo CO 2 -molekyylissä on 0,19 (eli n = 0,19).

Tulokset mineraalien diffuusion vaikutuksen määrittämisestä T : iin on esitetty taulukossa [20] . Taulukossa And on andalusiitti, Sil on sillimaniitti, Stv on stauroliitti.

Ei p.p.	Mineraali	Rotu	Alue	T ulos	n	Analyysien lähde
00001	Hornblende	0granodioriitti	0Nevada	553	1.5	Taylor BE 1977
00002	000moskovalainen	00Pegmatiitti	Kalifornia	476	1.0	Taylor B et. al. 1968
00003	000moskovalainen	000Aplite	Kalifornia	470	1.0	Taylor B et. al. 1968
00004	000moskovalainen	0Liuskekivi ja	0Nevada	440	1.0	Shich TNet.al.1969
00005	000moskovalainen	000Liuskekivi	0Kreikka	436	1.0	Rye RO et.at., 1976
00006	0000Biotiitti	0granodioriitti	0Nevada	760	0,65	Shappard SM, 1974
00007	0000Biotiitti	Sil-Mu Slate	0Namibia	746	0,65	Hoernes S.et.al.1979
00008	0000Biotiitti	Stv-And Slate	00Alpit	694	0,65	Hoernes S.et.al.1978
00009	0000Biotiitti	00Gneiss Bio-Pl	00Alpit	756	0,65	Butvin V.V., 1984
000kymmenen	0000Biotiitti	00ortogneissi	00Alpit	667	0,65	Hoernes S.et.al.1978

Termodynaamisten geotermometrien käytön pääpiirteet

IHT:n ja GGT:n onnistunut käyttö edellyttää, että seuraavat ehdot täyttyvät [20] , [29] :

mineraalien on oltava samanaikaisesti;
T arr -mineraalien tulee olla yhtä suuret;
mineraalien on oltava kosketuksissa toistensa kanssa;
isotoopin tai ionin vaihtoa on tapahduttava mineraalien välillä; edellä mainitut määräykset edistävät tämän vaihdon sujuvuutta;
tämän reaktion seurauksena termodynaaminen isotooppi tai geokemiallinen tasapaino tulisi saada aikaan.

Käytäntö on osoittanut, että näitä kriteerejä ei edes tarkasteta. Hän paljasti GGBT:n käytön puutteet, joita ei kuitenkaan analysoitu. Monet kirjoittajat, esimerkiksi [30] , [31] , [32] ja muut, panevat merkille toistuvan eron eri kirjoittajien saamien mineraalien T arr :n ja IGT:n (tai GGT:n) välillä. Väitetään, että näiden ongelmien poistamiseksi on yleistä lisätä kolmansien alkuaineiden pitoisuudet GGT-yhtälöihin [33] , [34] . Tämä johtaa hankalia GGT:tä kuvaaviin lausekkeisiin; joten V. I. Vaganov ja S. V. Sokolov [31] mainitsevat GGT-lausekkeen, joka sisältää noin 24 numeerista parametria. Tämän seurauksena toisaalta on välttämätöntä käyttää tietokonetta laskelmiin ilman vakavaa käytännön tuottoa. Toisaalta näiden operaatioiden tarkkuus jättää paljon toivomisen varaa, eikä se itse asiassa muutu. Tässä suhteessa useat tutkijat, esimerkiksi B. Wood (1974) [31] , T. Morry (1975) [31] , kieltäytyvät tekemästä tällaisia muutoksia. Olemme jo havainneet monia näistä puutteista [35] , [36] . Nämä ilmiöt johtivat myös hypoteesien syntymiseen mineraalien louhinnan "epätasapainotilasta" sekä merkittävään vaikutukseen mineraalien louhinnassa. mineraalien muodostumisreaktio isotooppien tai alkuaineiden jakautumiseen yleensä [37] .

Kiistämättä näiden tekijöiden vaikutusta, huomaamme, että näiden menetelmien soveltamistekniikassa on joitain ominaisuuksia:

Tutkitaan vain pistenäytteitä, eli yhdestä pisteestä otetaan kaksi mineraalia.
Kaikki mineraalit valitaan bulkkinäytteestä, jossa tutkittujen mineraalien välissä on kolmannet mineraalit.
Mineraalien samanaikainen vapautuminen ei ole selvää.
Mineraalien muodostumisesta samoissa lämpötiloissa tai paineissa ei ole näyttöä.
Termodynaamisen isotoopin läsnäoloa ja alkuaineiden geokemiallista vaihtoa ei havaita.
Termodynaamisen isotooppisen ja geokemiallisen tasapainon olemassaolo mineraalien välillä on kyseenalainen.

Laajalle levinneelle Qw - Mt - IHT:lle klassisten käsitteiden mukaan T arr Qw on noin 300-400 °C ja Mt on 600-700 °C, eli ne muodostuvat eri lämpötiloissa. Klassisten käsitteiden mukaan Qw on uusin mineraali, kun taas lisäaine Mt on yksi varhaisimmista mineraaleista. Metamorfisissa kivissä näiden mineraalien lämpötila- ja aikasuhteet eivät ole ollenkaan selvät. Siten GGT:ssä (2) isotooppitietojen mukaan Bio muodostuu ≈700°C:ssa, kun taas Gr muodostuu T ≈ 300-400°C:ssa isotooppitietojen ja GLW-analyysin tietojen mukaan [20] . Sama tilanne amfibolin - granaatti GGT:n kanssa. GGT:n luomisen aikaan uskottiin, että Gr muodostui ≈ 700 °C:ssa, kun taas T- amfiboli on paljon pienempi, eli nämä mineraalit eivät ole samanaikaisia.

7. Paljastuu ominaisuuksia, jotka kyseenalaistavat HGB:n luotettavuuden. Ei esimerkiksi ole selvää, millä perusteella mineraalit valitaan, sekä niiden yhteisesiintymisen näkökulmasta kivessä että mahdollisuudesta soveltaa niihin termodynamiikan periaatteita. Yksi asia on selvää, että tällä hetkellä ei ole todisteita näiden reaktioiden olemassaolosta todellisissa luonnonoloissa; toiseksi kaikki nämä yhtälöt on koottu mielivaltaisesti, eivätkä ne ota huomioon mineraalien muodostumisen todellisia olosuhteita. Monet GGT:t on koottu kokeellisten tutkimusten pohjalta, joissa mineraalien muodostumismekanismia ei ole tutkittu. 8. Virheet kirjoitettaessa geotermometrin kaavaa, joka näyttää tältä

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

. 8a. Tämä yhtälö ei paljasta parametrien ja fysikaalista merkitystä . Teoreettisessa analyysissä tämä yhtälö sekoitetaan yleensä tasa-arvoon

A

B

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

jossa parametrit ja riippuvat lämpötilasta ja kullekin tietylle arvolle T on hyvin määritelty arvo. Yhtälössä nämä parametrit ovat vakioita eivätkä riipu T:stä. ${\näyttötyyli {A}_{T}}$ ${\näyttötyyli {B}_{T}}$

8b. Parametrin fyysinen merkitys ei ole selvä . Tämä lauseke on järkevä, jos määrä on dimensioton suure. Analyysi [38] osoitti, että näin ei ole, joten ilmaisulla ei ole fyysistä merkitystä. Tämä virhe juontaa juurensa kemiallisen potentiaalin kirjoitusvirheeseen , jossa on jonkin komponentin pitoisuus liuoksessa. Koska parametri on mittasuure, lausekkeella ei myöskään ole fyysistä merkitystä. Itse asiassa tämän yhtälön pitäisi näyttää tältä

\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))))

Mitta on edelleen merkitty hakasulkeilla […], eli mitta = . Termodynamiikassa on melko paljon lausekkeita, joissa suureiden ulottuvuutta ei oteta huomioon. Esimerkiksi Raoultin laki muodossa , ja on puhtaan liuottimen ja liuenneen aineen mooliosia sisältävän liuoksen höyrynpaine . Koska ≠ 0, yhtälö ei ole fyysisesti oikea. Toinen esimerkki on muodon absoluuttinen entropia $X_{i}$ $\left[X_{i}\right]$ $P_{i}={X_{i}}\cdot {P_{0}}$ $P_0$ $P_{i}$ $X_{i}$ $\left[X_{i}\right]$

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

missä on integrointivakio [39] ; a) koska ≠ 0, niin mitat = ? ja = ?; b) koska = ?, fyysinen merkitys ja ulottuvuus . Sama koskee lauseketta [40] , $C$ $\left[V\oikea]$ $\left[V^{\gamma }\oikea]$ $\left[{P}\cdot {V^{\gamma }}\right]$ $\left[{P}\cdot {V^{\gamma }}\right]$ ${\displaystyle \ln {\left({{P}\cdot {V^{\gamma }}}\oikea)))$

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

koska = ? ja = ? (V- äänenvoimakkuus) (oikea tai ). $\left[\ln {T}\right]$ $\left[\ln {V}\oikea]$ ${\displaystyle \ln {\frac {T}{T_{0))))$ ${\displaystyle \ln {\frac {V}{V_{0))))$

Geotermometriyhtälön todellinen lauseke tulee esityksistä [29]

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

missä ja ovat jakautumiskertoimen, reaktion entalpian ja lämpötilan arvot faasisiirtymäpisteessä ( faasinvaihto = pe ) (tai missä tahansa muussa pisteessä, jossa tunnetaan nimetyt parametrit). Usein faasisiirtymäpisteeksi otetaan mineraalin sulamispiste. Näin ollen $K_{pe}$ ${\Delta {H}_{pe))$ $T_{pe}$

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

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

${\displaystyle \Delta {S}_{pe))$ on vaihtoreaktion entropia faasimuutospisteessä.

9. Geotermometrien paikka useissa geologisissa tutkimusmenetelmissä ei ole selkeästi määritelty, joten lämpötilatutkimuksen päämäärät ja tavoitteet sekä toisaalta analogisten ja fysikaalisten lämpötilanmääritysmenetelmien ja termodynaamisten menetelmien välinen suhde. toisaalta ei ole määritelty selkeästi [20] , [41] .

Geobarotermometrien laajuus

Ongelman muotoilu.

TDM:n käytön päätehtävänä ei ole vain määrittää mineraalien T arr ja P arr , vaan tämän toimenpiteen avulla ja vertaamalla saatuja T ja P arvoja riippumattomilla analogisilla tai fysikaalisilla menetelmillä määritettyihin arvoihin tasapainon määrittäminen. mineraalin yhdiste, ja sitten tämän perusteella muodostumismekanismin mineraalien tunnistaminen, eli kemiallisen reaktion tyyppi, jonka aikana mineraali muodostuu [27] . Tämän ongelman ratkaisu perustuu seuraaviin aksioomeihin:

1) kaikki mineraalit on eristetty termodynaamisessa isotoopissa ja geokemiallisessa tasapainossa joidenkin ympäristön "komponenttien" kanssa;
2) mineraaleja ja näitä "komponentteja" vapautuu jonkin alkuaineen (emoyhdisteen) hajoamisen aikana. Juuri tämän hajoamisen aikana saavutetaan tarvittavat termodynaamiset isotooppiset ja geokemialliset tasapainot.

Ongelman ratkaisujärjestys on hahmoteltu:

1) FM:n avulla määritetään mineraalin T arr ja P arr ; 2) IGT:n ja GGT:n avulla määritetään mineraalin vastaavat T arr ja P arr ja niiden samankaltaisuudesta T arr :n kanssa , joka tunnistetaan FM:llä, määritetään mineraalin tasapainoyhdisteen koostumus; 3) näiden tietojen mukaan laaditaan yhtälö mineraalin vapautumiselle ja määritetään GB:n avulla näennäinen R arr ; 4) näennäistä P arr :a verrataan FM:n havaitsemaan P arr :iin ja niiden läheisyyden perusteella määritetään ehdotetun yhtälön luotettavuus, jonka perusteella tämä yhtälö hyväksytään tai hylätään. Esimerkkejä mineraalien muodostumismekanismin ongelman ratkaisemisesta Karbonaattimineralisaatio

Karbonaattimineralisaatiota edustavat yksinkertaiset ( kalsiitti jne.) tai kaksoissuolat ( dolomiitti jne.) hiilihapon suolat, joilla on suurin kalsiumsuolojen jakautuminen , pääasiassa kalsiitti (CL), vähemmän dolomiittia ja aragoniittia . Kalsiitit ja aragoniitit voivat olla organogeenisiä eli eliöiden ( korallit , nilviäiset jne.) elintärkeän toiminnan tuotetta ja luonteeltaan epäorgaanisia ( stalaktiitit , stalagmiitit , travertiinit jne.). Ne ovat olemassa melko matalissa ja vakaissa lämpötiloissa (0-40 °C). Valtava massa kalsiittia muodostaa korkean lämpötilan muodostumia: skarneja, marmoreita, hydrotermisiä suonia, kalsifyyrejä, karbonatiitteja jne.

Matalan lämpötilan kalsiitit .

Useimmissa tapauksissa oletetaan, että kalsiitti eristetään yhtälön mukaisesti, joka toistuu kokeissa,

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

Luonnollisissa olosuhteissa vapautumismekanismia ei kuitenkaan ole vahvistettu. On myös eksoottisia järjestelmiä, esimerkiksi kipsin tai rikin pelkistys. Isotooppianalyysi paljasti seuraavat isotooppitasapainokaaviot (merkintä tarkoittaa: ensimmäisellä sijalla on yhdiste, joka on tasapainossa kalsiitin kanssa hiilen suhteen; toisella sijalla on hapen suhteen). Lisäksi (*) merkitsee vaihtavaa isotooppia:

yksi). CaC03- * CO2 - H20 * ; _ _ _ _

vastaa reaktiota (8). Ehkä katalyyttinä toimivien organismien osallistuminen.

2). CaC03- * CH4 - H20 * ; _ _ _ _

muotoiltu kaavan mukaan

Ca + 2 + 2HC03-1 + 4H2 ( org ) → CaC03 + * CH4 + 3H20 * ( a ) ;

eliöiden vaikutuksen alaisena tapahtuu ilmeisesti HCO 3 -1 -anionin muutos .

3). CaC03- * CH20 - CH20 * ; _ _ _ _

ominaista yhdistyminen kasvisoluun

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

vaikka CL:n ja solun välisen tasapainon syntymekanismi ei ole selvä.

4 ) CaC03- * CH4 - CO2 * . _

Turvevyöhykkeiden diageneettiset CR : t [42] — reaktion mukaan

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

orgaanisten happojen mikrobiologisesta hajoamisesta johtuen . Melkein kaikissa tapauksissa kalsiittien isotooppisen koostumuksen muodostumiseen vaikuttaa pääasiassa H 2 O:n ja CO 2 :n diffuusio .

Korkean lämpötilan kalsiitit. Kaikki eri kerrostumien ja alueiden hydrotermiset kalsiitit ovat tasapainossa isotooppijärjestelmän kanssa CaCO 3 - * CO 2 - H 2 O *

ja ne muodostuvat reaktion (8) mukaisesti, mikä monimutkaistaa näiden komponenttien diffuusiota.

Metamorfiteissa , joiden tiedetään alun perin kalkkikiveä ( marmori ja skarnit ), kalsiitin mukaan 500 °C asti (Nevadan skarnit jne.), isotooppijärjestelmä on tyypillinen CaC03- * CO2 - C02 * . _ _ _

T > 500 °C kalsiitille ( Nevadan marmori , Adironaq, Ukraina , Aldan skarns ) - isotooppijärjestelmä

CaC03- * CH4 - C02 * . _ _ _ Jakutian Calciphyra . Ne vastaavat isotooppijärjestelmää CaCO 3 - * CH 4 - H 2 O * Seuraavat isotooppijärjestelmät on tunnistettu Jakutian kimberliiteistä : CaC03- * CO2 - CO2 * ja _ _ _ CaC03- * CH4 - C02 * . _ _ _ Karbonatiitit .

Fasiat V.S. Samoilovin [43] isotooppijärjestelmän mukaan kloriitti - serikiitti - ankeriitti (kalsiitti T:n mukaan lämpötilasta ≈ 250 °C) ja amfiboli - dolomiitti-kalsiitti (kalsiitti T:n mukaan lämpötilasta ≈ 288 °C)

CaC03- * CO2 - H20 * ; _ _ _ _ Albiittifacies on kalsiittia (kalsiitin mukaan T iz = 400–550°C) on pääasiassa isotooppisysteemi CaC03- * CO2 - C02 * . _ _ _ Kalium-maasälpäfacies - kalsiitti (kalsiitin mukaan T iz \u003d 500-750 ° C) - isotooppijärjestelmä CaCO 3 - * CH 4 - CO 2 * ,

lisäksi kaasumaisten komponenttien diffuusiota ei havaittu. Näiden tietojen mukaan hypoteettinen menetelmä korkean lämpötilan karbonaattien muodostumiselle on kalkkikivien uudelleensulatus.

Silikaattimineralisaatio minä. _ Tämä osio käsittelee happamien magmaisten ja metamorfisten kivien mineraaleja (kvartsi, biotiitti ja muskoviitti, plagioklaasit, kaliummaasälpät, granaatti, pyrokseenit). Kaikki nämä mineraalit on tutkittu isotooppisilla menetelmillä; ne vapautuvat tasapainossa veden kanssa [20] , [27] johtuen hydratoituneiden kompleksien muodostumisesta hajoamisen aikana kaavion mukaisesti ( +3 Si − O − Si +3 ) +6 sula → 2(H − O − Si +3 є) sula [44] .

T -ristipisteen läheisyyteen sybotaktisen ryhmän (S +3 - O - H) polymeroitumisen vuoksi muodostuu H 4 SiO 4 -assosiaatio , joka hajoaa kaavion mukaisesti.

H 4 SiO 4 → SiO 2 + 2H 2 O.

Tämän mekanismin vahvistaa maasälpien (K-maasälpä - albiitti) muodostuminen (Reesmon, Keller [45] ; Ryzhenko et al. [46] ; Alekseev et al. [47] )

Al ( OH ) 4- + 3H4Si04 + Na + → [ NaAlSi308 + 8H20 ] .

Al - H 2 O tai Kf - H 2 O -parit ovat yhtälön oikealla puolella, mikä vastaa isotooppitietoja. Tätä yhtälöä ei voida pitää tarkana, koska vedyn isotoopin tilanne vedessä ei ole selvä. Jos vedämme I. G. Ganeevin [48] hypoteesiin , jossa H 4 SiO 4 korvataan Si(OH) 6 -2 :lla , reaktio kirjoitetaan uudelleen hyväksyttävään muotoon

Al +3 + 3Si(OH)6-2 + Na +1 + 2Н+ 1 → [ NaAlSi308 + 8H20 ] + 2OH- 1 .

Granaateille on saatavilla sekä isotooppisia (happi) että silikaattianalyysejä. Tutkitut granaatit liittyvät pääasiassa biotiittiin, kordieriittiin ja plagioklaasiin. Isotooppitietojen mukaan granaatti vapautuu 300–450 °C:ssa; LLW-analyysin tulokset antavat samat rajat. Biotiitti ja granaatti vapautuvat tasapainossa veden kanssa. On todettu, että paras sopivuus havaitaan granaatin tasapainossa kordieriitti Corin, biotiitin ja pyrokseenien kanssa. L. L. Perchukin ym. [49] kokeiden mukaan T = 550–1000°C:ssa granaatin ja kordieriitin välillä ei tapahdu ioninvaihtoa liitoksen kiteytymisen aikana. Useiden ominaisuuksien mukaan granaattien muodostumisen todennäköisellä yhtälöllä on muoto

… = {Cor + [Grn }+ H 2O ]+ … .

Tässä suluissa näkyy: […] on isotooppi; {…} — geokemiallinen tasapaino. Tämä näkymä vastaa täydellistä reaktiota:

kloriitti + kvartsi → {kordieriitti + [granaatti} + vesi] . II . Tiedot meteoriiteista ja kivistä peräisin olevien mineraalien happi-isotooppien analyyseistä ( eklogiitit , kimberliitit , lhertsoliitit , toleiiitit , emäksiset basaltit , emäksiset ja ultraemäksiset kivet, havaijiitit, gabro , adameliitit ). Sulasulkeumien analyysistä seuraa, että plagioklaasit (Pl) saostuivat 1100–1300°C:ssa; klinopyrokseenit (Cpx) (pääasiassa diopsidit), 1100-1300°C; oliviinit (Ol) -1100-1300 °C ( [50] ; [51] jne.). Nämä mineraalit ovat isotooppitasapainossa CO 2 :n kanssa . CO 2 - diffuusio vaikuttaa happi - isotooppien jakautumiseen meteoriittimineraaleissa . Siten CO 2 on luultavasti 18 O:n toimittaja mineraaleille, kun otetaan huomioon CO 2 :n hyvä liukoisuus korkeapaineisiin ultramafisiin sulatteisiin. Mahdollisesti CO 2 muodostaa piin kanssa Si(CO 3 ) 4 −4 -tyyppisiä yhdisteitä ja toimii kuljettajana sen siirron aikana. Odotettu vaikutus kuvataan yhtälöllä 2Mg +2 + Si ( C03 ) 4-4 = Mg2Si04 + 4C02 . _

Juuri tämä seikka selittää hiilidioksidin läsnäolon korkean lämpötilan sulatesulkeutumissa. Tässä tapauksessa CO 2 :n rooli on samanlainen kuin veden rooli sulaissa.

Geologisten tietojen mukaan Pyr-pyroppeja esiintyy yhdessä klino-(CPX, diopsidi ) ja ortopyrokseenien (OPX, enstatiitti ), harvoin kyaniitin kanssa . Geokemiallisten tietojen mukaan pyrooppi on termodynaamisesti tasapainossa pyrokseenien kanssa [52] [8] . Mahdollinen granaatin muodostumisyhtälö on

… = … {Grn + Px} + … .

Granaatin yhteys pyrokseeniin on geneettinen: ne muodostuvat tietyn alkuaineen hajoamisen aikana. Sen koostumuksen arvio perustuu todellisten kohteiden Pyr/CPX-suhteiden kvantitatiivisten mittausten tietoihin, useimmiten Pyr/CPX ≈ 1,0. Sitten

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

on kordieriitti , joka on alun perin muodostunut mahdollisesti reaktion seurauksena

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

arvioineet JM McClelland ja PR Whitney [53] .

Malmin mineralisaatio

Tässä osiossa tarkastellaan tunkeutuvista kivistä löytyviä malmimineraaleja: magnetiitteja, ilmeniittejä ja spinellejä.

Magnetiitti, ilmeniitti . I. Tutkittiin felsisten magmatiittien ja metamorfiittien apumagnetiitin (Mt) ja ilmeniitin (Il) hapen isotooppikoostumusta. Mineraalien tasapainoa H 2 O:n, CO 2 : n ja CO:n kanssa ei ole vahvistettu, mutta tasapaino rutiilin TiO 2 :n kanssa paljastui , mikä vastaa mahdollista Mt (Il) - Ru -järjestelmän muodostumista ferropseudobrookiitin tai ilmeniitin hajoamisen aikana (P Yarosh [54] , P. R. Busek, K. Kell, 1966 jne.) reaktioiden mukaan FeT2iO5 → Il + Ru ; 6Il+ О 2 → 2Mt + 6Ru .

Joissakin tapauksissa mineraalin muodostuminen on mahdollista ulvospineelin hajoamisen vuoksi.

6Fe2TiO4 → [ 6FeTiO3 + 2Fe3O4 ] . _ _ _ _

Tällöin Mt-Il-parille magnetiitin muodostumisen isotooppilämpötila on T isot = 853 °C. Vertailun vuoksi: Dzhugdzhurin nelsoniteissa ja Kalar-massiivien anortosiiteissa (A.N. Solyanik et al., [55] . ) T isot (Mt) = 820–1100 °C ja malmigabrossa 560–900 °C.

Toinen mekanismi on myös mahdollinen: Mt:n muodostuminen - ilmeniitin hajoamisen vuoksi reaktion mukaan

3FeTi03 + 2O - 2 → [ Fe304 + 3Ti02 ] .

Silloin Mt on isotooppitasapainossa rutiilin (Ru) kanssa. Tässä tapauksessa Mt muodostuu lämpötilassa Тisot ≈ 450°C. Tällaiset T -isotit (Mt) ovat täysin mahdollisia. Joten joen malmin esiintymisestä. Keurichin suonen kaltaiset magnetiitti-hemoilmeniittimalmit muodostuivat lämpötilassa T = 430-570 °C [55] .

Metamorfisissa kivissä Il ja Mt muodostuvat tasapainossa Ru:n kanssa lämpötilassa T = 400-500°C. Jos katsomme Il:n ulvospineelin hajoamistuotteeksi, niin yhdessä Mt:n kanssa niiden T iz = 458 °C. Magnetiittia ei voi muodostua Il:n hajoamisen vuoksi, koska muuten muodostumislämpötilat (Talkaen = 1100 −2000 °C) ovat geologisesti epärealistisia.

Biwabik-rautamalmin muodostumassa pohjoisessa. Skarn-tyyppinen Minnesota [56] tutki magnetiitti-kvartsiparia. Saadut tiedot antavat magnetiitin muodostumislämpötilaksi 500–550 °C, mikäli se on tasapainossa CO 2 :n kanssa . V. I. Sinyakovin (1978), A. M. Dymkinin ym. [57] materiaaleihin perustuen, dekrepitaatiotulosten mukaan T arr (Mt) skarneissa vaihtelee välillä 420–530 °C. Skarneissa [56] Тisot = 525°C:ssa magnetiitteja muodostuu sideriitin hajoamisen aikana reaktion mukaisesti .

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

Hiilen tilanne ei ole tässä selvä: ei ole tasapainossa yhdistettä, jonka kanssa (hiilen osalta) CO 2 olisi . V. N. Zagnitko ym. [58] , I. P. Lugovaya [59] kokeisiin viitaten, antavat hyväksyttävämpiä reaktioita

(b) 3FeCO 3 = [Fe 3O 4 + 2CO 2 ] + CO (vedetön väliaine kaasunpoistolla); (c) 6FeCO 3 = [2Fe 3 O 4 + 5CO 2 ] + C (hidas kaasun poisto).

Siten isotooppitietojen mukaan Mt:n muodostumiskaaviot hahmotellaan:

1) ilmeniitin hajoaminen;
2) ulvospineelin hajoaminen;
3) sideriitin (tai rautaa sisältävien karbonaattien) hajoaminen.

II . Geokemialliset (petrokemialliset) tiedot. Pääasiassa on tutkittu Ukrainian Shieldin magnetiitteja. Mt on pääasiassa skarnin tasapainossa pyrokseenien kanssa suhteessa alkuaineisiin (Fe, Mg). Siksi alkuperäisen yhtälön pitäisi näyttää tältä .… = … + {Px + [Mt} + CO 2 ] + … .

N. A. Eliseev [60] mainitsee reaktion

CaMg( C03 ) 2 + 2Si02 = CaMg ( Si03 ) 2 + 2C02 .

Jos dolomiitin sijasta otamme ankeriitti Ca (Mg, Fe) (CO 3 ) 2 , breineriitti (Mg, Fe) CO 3 tai sideroplesiitti (Fe, Mg) CO 3 , niin karbonaattikivien muodonmuutoksen aikana saadaan haluttu reaktio. , esimerkiksi,

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

(Ca 2 MgFe(CO 3 ) 4 on ankeriittia), vaikka kalsiittihiilen tilanne ei ole tässä selvä.

Spinellit .

Vaikka magnetiitti kuuluu myös spinelleihin, tässä otetaan huomioon muut spinellet. Udachnaya- ja Mir-putkien kromiitteja ja kromi-spinellejä tutkittiin (VV Kovalsky [52] [9] ). T arr ≈ 1240 °C (M. N. Taran et al., [61] ), P:llä ei ole selkeitä arvoja. Alkuaineiden jakautuminen todennäköisimpään mineraalien muodostumismalliin kuvataan yhtälöllä

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

Tulkinnassa on otettu huomioon erilaiset mineraalit sekä kiinteässä, sulassa ja kaasumaisessa tilassa olevat vapaat alkuaineet ja niiden yksiarvoiset kaasu-ionit välillä T=800-1600°C ja P=1-45 kbar. Tämän seurauksena yhtälöparametrit vastaavat Т= 1200 °C ja Р ≈ 25-30 kbar vaihtoreaktioissa:

FeCr204 + Mg \ u003d MgCr204 + Fe ; _ 0,5MgAl 2O 4 + Cr \u003d 0,5 MgCr 2O 4 + Al .

Näissä näytteissä hapen isotooppista luonnetta ei määritetty asiaankuuluvien tietojen puutteen vuoksi. Elementtien läsnäolo vapaassa tilassa ei ole täysin selvää. O. L. Kuskovin ja N. I. Khitarovin [62] mukaan tämä elementtien tila havaitaan erittäin korkeissa paineissa (yli 100 kbar). Kokeiden [63] mukaan Bi- ja flogopiittiin iskeytyessä muodostuu vapaita Fe- ja spinellejä.

Sulfidin mineralisaatio

Sulfideja ( useimmiten pyriittejä , galenia , sfaleriitteja , pyrrotiittia ) ja harvemmin sulfaatteja (yleensä bariitteja , kipsiä ja anhydriittejä ) on tutkittu . Niiden jakautuminen on erilainen: sulfidit ovat tyypillisempiä korkean lämpötilan muodostelmille, vaikka pyriittejä (ja markasiittia ) muodostuu hyvin usein eksogeenisissa olosuhteissa. Pääsääntöisesti korkean lämpötilan (hydrotermisten, magmaattisten) sulfidien valo (noin 0 % o) on δ 34 S ja sen vaihtelurajat ovat kapeat. Joissakin tapauksissa δ 34 S:n arvo voi pudota pienempiin arvoihin (jopa - (20 - 25) % o). Yleisesti uskotaan, että suurin osa sulfideista muodostui syvän ( meteoriitti ) rikin mukana. Sulfaatit ovat pääasiassa hapettumisvyöhykkeitä ja matalalämpöisiä, vaikka korkean lämpötilan ( anhydriittejä ) muodostumia löytyy myös esimerkiksi Norilskin Cu-Ni-malmeista. Sulfaateille korkeat δ 34 S -arvot ovat tyypillisempiä, saavuttaen + (25 ÷ 30) % o.

Kokeet osoittavat sulfidien S-isotooppien erilaista käyttäytymistä riippuen S:n muodosta yhdisteessä, jonka kanssa sulfidit ovat tasapainossa. Kun sulfidit ovat tasapainossa yhdisteiden kanssa, joissa on pelkistetty rikki , sulfideissa δ 34 S:n arvo vaihtelee hyvin kapeissa rajoissa 0 %:n merkin ympärillä. Sulfideissa paljastui hapettuneen rikin tasapainomuotoja, suuria negatiivisia arvoja ja suuria vaihteluväliä δ 34 S:n arvon vaihteluvälissä. Siksi valon S:n esiintymisen selittämiseksi rikkikiisussa ja galeenissa ei tarvitse turvautua eliöjen anaerobisten muotojen tai sedimenttisen S. 34 S:n toiminta, joka on lähellä standardia , jonka selittämiseen liittyy yhteys meteoriittien rikkiin, on helppo selittää S:n pelkistettyjen muotojen vaikutuksella niihin, ja niiden meteoriittirikin läheisyys puhuu vain ja vain sulfidien muodostumisen fysikaalis-kemiallisten olosuhteiden yleisyydestä . Kaiken kaikkiaan nämä hypoteesit ovat saaneet sulfidien luonteen ongelman umpikujaan.

Jakaumien tilastollinen vallitsevuus paljastui: T:n pienentyessä ja siirtyessä pois malmikappaleesta suonissa ja levinneissä kerrostumissa tapahtuu ehtymistä ja massiivisissa malmeissa tapahtuu S 34 -isotoopin rikastumista . Kokeet antavat meille mahdollisuuden olettaa, että ensimmäisen tyypin malmeissa sulfidit ovat isotooppisesti tasapainossa oksidiyhdisteiden kanssa ja toisen tyypin malmeissa pelkistettyjen rikin muotojen kanssa. S-muotojen koostumuksen riippuvuus malmien morfologisesta tyypistä on heikko. Useimmissa tapauksissa sulfidit ovat isotooppisesti tasapainossa ionien S – 2 , SO 4–2 , HSO 4–1 , H 2 S kanssa. Sulfidien muodostuminen tapahtuu muodon hypoteettisen reaktion mukaisesti.

… → … + MeS (tai MeS 2 ) + S −2 + … .

Lehdistö yleensä käsittelee tämän tyyppisiä reaktioita

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

Tässä on kuitenkin HS - 1 -ioni , jota isotooppitiedot eivät paljasta. Me(HS) 3 −1 -kompleksit ovat muotoa [Zn(HS) 3 ] −1 ; [Pb(HS) 3 ] -1 ; Zn(HS) 2 jne. Nämä kompleksit vastaavat enemmän polysulfidien olemassaoloa muodossa [ MeS2 ] -2 , [ MeS4 ] .AT[ V. Shcherbina, [65] 1962] ja liukenee kloridi- ja bikarbonaattiliuoksiin [N. I. Govorov ja muut [66] ]. Mutta nämä olosuhteet edellyttävät suurta rikkipotentiaalia , mikä ei aina pidä paikkaansa. Hyväksyttävämpi on I. G. Ganeevin [67] hypoteesi , jonka mukaan rikkiä vapautuu sulfidittomista liuoksista reaktion mukaan.

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

S-2-ionin tuleva kohtalo ja veden isotooppinen luonne eivät kuitenkaan ole tässä selviä .

On huomattava, että ottaen huomioon kalsiittitietojen tulkintakokemus, HS – 1 ja HSO 4–1 -ionien esiintyminen yhtälöiden oikealla puolella on kyseenalaista; lisäksi HSO 4-1 -ionin pitäisi johtaa kipsin muodostumiseen, jota ei käytännössä havaita. Näiden ionien esiintyminen johtuu ilmeisesti joidenkin tekijöiden aliarvioinnista, ehkä SO 3 :n vaikutuksesta tai H 2 S :n diffuusion vaikutuksesta.

Kyzylsayn harvinaismetalliesiintymällä (Etelä-Kazakstan) on tutkittu kvartsikalsiitin rikkikiisua ja kvartsimalmin jälkeisiä suonia (riisukiisujen koko on 5–6 mm). Pyriittirikille on tunnusomaista alhaiset arvot δ 34 S (jopa (-30 % o)), lasku δ 34 S:n pudotuksessa T:ssa (LLH:n homogenisointia ja kalsiittien isotoopiaa koskevien tietojen mukaan). Nämä merkit viittaavat mahdolliseen rooliin S:n hapettuneiden muotojen Py:n vapautumisessa, jotka muodostuvat hypoteettisten tiosulfaattien tai sulfiittien hajoamisesta mahdollisten kaavioiden mukaisesti:

Fe(S 4O 6 ) → FeS 2 + 2SO 3 tai Fe( S2O3 ) + H20 → FeS2 + SO4-2 + 2H - 1 ( B. Granger , K. G. Warren, 1976).

Näissä tapauksissa SO3: n ja SO4-2 :n happi-isotooppikoostumusta ja pyriittiparageenisen kipsin puuttumista kvartsi-kalsiittisuonista ei kuitenkaan voida selittää. Tiosulfaattien ja sulfiittien olemassaolon mahdollisuus hydrotermisissä olosuhteissa osoitettiin S. V. Kushnirin (1989) ja T. M. Sulzhievan [68] ja muiden teoksissa.

Johtopäätös

Geobarotermometristen menetelmien keksiminen on merkittävä saavutus tieteellisessä geologiassa. Niiden käyttö auttoi paljastamaan monia mineraalien muodostumisen salaisuuksia, mutta niiden muuttaminen dogmeiksi johti lämpötilatutkimuksen kehityksen umpikujaan. On selvää, että tähän asti geobarotermometrian käyttö on koskenut vain geologisen todellisuuden pintanäkökohtia. Nämä menetelmät mahdollistavat kuitenkin syvemmän tason ongelmien ratkaisemisen, joihin kuuluu mineraalien muodostumismekanismin eli mineraalin vapautumiseen johtavan kemiallisen reaktion tyypin määrittäminen. Näiden menetelmien käyttö ja niiden avulla saadut tulokset mahdollistavat ilmanpainetutkimuksen ongelmien suoraan toisiinsa liittymättömien ratkaisujen arvioimisen.

Esimerkkejä:

1. Analysoitaessa CO 2 :n vaikutusta silikaattien sulamiseen otettiin huomioon pyrokseenien (Ens) ja oliviinien (Ol) karbonatoitumisreaktiot paineen alaisena [ 69] :(1) Ol + Dio + C02 → Ens + Dol; ( 2 ) Ol + Dol + C02 → Ens + Mgt ( magnesiitti ); (3) Ens + Dol + CO 2 → Mgt + Qw.

Näiden mekanismien olemassaolo luonnollisissa olosuhteissa on kyseenalaista. Ensinnäkin todellisuudessa CO 2 on läsnä vain yhtälöiden oikealla puolella, eli reaktiotuotteena. Toiseksi pyrokseenit ovat isotooppisesti tasapainossa vain CO 2 :n kanssa , kun taas kvartsi on aina tasapainossa veden kanssa. Pyrokseenit ovat geneettisesti sukua granaateille, joita ei mainita ollenkaan yllä olevissa reaktioissa. Lopuksi, karbonaattien kohdalla oletetun yhtälön oikealla puolella on ongelma hiilen isotooppihistoriassa. Näin ollen nämä tiedot eivät vastaa lämpötilatutkimusten tuloksia ja osoittavat tarkasteltujen reaktioiden virheellisyyden.

2. V. I. Luchitsky [70] , joka kuvaa hornblenden (jäljempänä ampeerin) substituutiota, antaa reaktion 5 Amp+ 7W → 2Ep+ Chl+ Act+ Qw+ 2H 4 Mg 2 Al 2 SiO 9

(Act - aktinoliitti, W - vesi) ja kirjoittaa sen

"Kehitetään tavallisesti samanaikaisesti epidootti Ep (korkeampi lämpötila (jäljempänä korostamme)) ja kloriitti Chl (alempi lämpötila) ... "" (eräänlainen johtopäätös, erittäin yleinen petrologiassa).

Mutta jos yhden pisteen läheisyydessä esiintyy mineraaleja eri lämpötiloissa, niin nämä mineraalit eivät ole samanaikaisia eivätkä voi esiintyä yhdessä prosessissa. Siksi tämä reaktio on jaettava vähintään kahteen itsenäiseen reaktioon.

Muita esimerkkejä on taulukossa.

Ei p.p.	Reaktiokaava	Lähteet
000yksi	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
000neljä	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

Tässä taulukossa lähes kaikki yhtälöiden oikealla puolella olevat mineraalit todellisissa olosuhteissa muodostuvat erilaisissa lämpöolosuhteissa, ja myös useita mineraalipareja, esimerkiksi Grn + Chl, muodostuu erilaisissa paineolosuhteissa. Taulukossa: Px - pyrokseeni, Sp - spinelli, Kya - kyaniitti , Stav - stauroliitti .

Muistiinpanot

↑ 1 2 Voytkevich G. V., Miroshnikov A. E., Cookery A. S., Prokhorov V. G. Lyhyt hakuteos geokemiasta. Moskova: Nedra, 1979
↑ Ermakov N.P. Mineraalia muodostavien liuosten tutkimus. Kharkov: Harkovin yliopiston kustantamo. 1950
↑ Ermakov N.P. Mineraalien sulkeumien geokemialliset järjestelmät. Moskova: Nedra, 1972.
↑ Karsky B. E., Zorin B. I., Fortunatov S. P. Mamsky-kiillettä sisältävien pegmatiittien rakenteellisten lajikkeiden tutkimus decrepitation avulla. //Izv. yliopistot. Geologia ja tutkimus, 1974. Nro 3.
↑ Ermakov N.P., Dolgov Yu.A. Thermobarogeochemistry. - M.: Nedra, 1979.
↑ Ermakov N. P., Mineraalien synnyn ja malmin muodostumisympäristön tuntemuksen kriteerit, Lvov, 1949 (Mineraloginen kokoelma, nro 3. Liite yksi)
↑ Melnikov F. N., Prokofjev V. Yu., Shatagin N. N. Thermobarogeochemistry. M.: Akateeminen projektikustantaja, 2008, 220 s ISBN 978-5-8291-0958-5 /
↑ Zavaritsky A.N. Magmakiviä. M.: Neuvostoliiton tiedeakatemian kustantamo, 1961.
↑ Metamorfismin termodynaaminen tila. L.: Nauka, 1976.
↑ Bigeleisen Jacob. Isotooppikemian kvanttimekaaniset perusteet. Kirjassa: Isotoopit ja kemialliset periaatteet. punainen. Peter A. Rock. Ser. 11. Washington, 1975.
↑ Botinga Y., Javoy M. Kommentteja happigeotermometriasta.//Maa ja planeetta. sci. Let., 1973, 20, s. 250-265.
↑ Grinenko V.A., Grinenko L.N. Rikin isotooppien geokemia. Moskova: Nauka, 1974. 271 s.
↑ Nosik L.P. Isotooppimenetelmät mineraalien muodostumisen tutkimuksessa. M.: Nauka, 1986. 222 s.
↑ 1 2 Clayton RN ja et ai. Rajat paineen vaikutukselle isotooppifraktiointiin.//Geochim. Cosmohim. Acta, 1975, 39, 8, 1197-1201
↑ Matcha RL Alkalihalogenidien elektronirakenteen ja molekyyliominaisuuksien teoreettinen analyysi III Natriumkloridi.//J/Chem/Phys., 1968, V.48, 1. P.335 - 343.
↑ Krisher LC, Norris WG Hopeabromidin mikroaaltospektri.//J. Chem. Phys., 1966, 44, 1, 391-394.
↑ Lauric VW Huomautus molekyylirakenteen määrittämisestä spektroskooppitiedoista.//J.Chem. Phys., 1958, 28, 4, 704-716
↑ Tellgrem R., Olovsson J. Vetysidostutkimukset. XXXXVI, Normaalin ja deuteroidun kiinteän vetyoksalaattimonohydraatin NaHCO 2 O 4 •H 2 O ja NaDCO2O4 •D2O kiderakenteet.// J. Chem. Phys., 1971.54, 1, 127-134
↑ Harting P. Der thermodynamische kohlenstoffisotopiceffekt im system CH 4 - H 2 O //Isotopenprexis. 1981 Voi. 17. nro 4. s. 164-167.
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Makarov V.P. Isotooppigeotermometrit / XIII tieteellinen seminaari "System "Earth"". - M .: MGU, ROO "Maan ja planeettojen rakenteen harmonia", 2005, s. 228-253.
↑ Saxena S. Kiveä muodostavien mineraalien kiinteiden liuosten termodynamiikka. M.: Mir, 1975
↑ Kurepin V. A. Kiveä muodostavien silikaattien välisten komponenttien jakautumisen termodynamiikka. // Geokemia, 1982. 1. S. 71-98
↑ Perchuk L. L. Biotiitti - granaattigeotermometri.//Dokl. Neuvostoliiton tiedeakatemia, 1967, osa 177, nro 2. S. 411-414.
↑ Wood B., Fraser D. Termodynamiikan perusteet geologeille. M.: Mir, 1981. 184 s.
↑ Perchuk P.P. Pyrokseenibarometri ja "pyroksetiinigeotermit" // Neuvostoliiton tiedeakatemian raportit, 1977, 233, 6. S. 1196-1199
↑ Shemlya M., Perrier J. Isotooppien erottelu. - M .: Atomizdat , 1980. S. 169.
↑ 1 2 3 4 Makarov V.P. Mineraalien louhinnan mekanismista. /XVI tieteellisen seminaarin "Sistama planet Earth" materiaalit M.: ROO "Maan ja planeettojen rakenteen harmonia", 2008, s. 265 - 300. ISBN 978-5-397-00196-0
↑ Kucher M. I., Makarov V. P. et al. // Geoekologia. 1996. Nro 2. S.21.
↑ 1 2 Makarov V.P. Jotkut geokemiallisten geotermometrien ominaisuudet. / XIV tieteellinen seminaari "Järjestelmä" Planet Earth ". M .: ROO "Maan ja planeettojen rakenteen harmonia", 2007 °C.142 - 163.
↑ Perchuk L. L., Krotov A. V. Tana-vyöhykkeen kiilleliuskeiden petrografia Lapin granuliittikompleksin eteläisen tektonisessa kehyksessä // Petrology, 1998, 6.2. s. 165-196
↑ 1 2 3 4 Vaganov V. I., Sokolov S. V. Ultraemäksisten paragenesien lämpöbarometria. M.: Nedra, 1988. 149 s.
↑ Venediktov V. M. et ai. Ukrainan kilven kiviä muodostavat pyrokseenit. Kiova: Naukova Dumka, 1979
↑ Perchuk L. L. Biotiitti-granaattilämpömittarin korjaus isomorfismille Mn = Mg + Fe .// Dokl. Neuvostoliiton tiedeakatemia, 1981, T.256. Nro 2. S.441-442.
↑ Perchuk L. L., Aranovich L. Ya. Bi-Gr-geotermometrin parantaminen: biotiitin fluoripitoisuuden korjaus.//Dokl. Neuvostoliiton tiedeakatemia, 1984, V.277, nro 2. S.471-475.
↑ Makarov V.P. Jotkut geokemiallisten geotermometrien ominaisuudet. / XIV tieteellinen seminaari "Järjestelmä" Planet Earth ". M .: ROO "Maan ja planeettojen rakenteen harmonia", 2007. C.142 - 163
↑ Makarov V.P. Geokemiallisen geobarometrian metodiset näkökohdat./ Komin tasavallan XIII geologinen kongressi. "Koillis-Venäjän geologia ja mineraalivarat: uusia tuloksia ja näkymiä". - Syktyvkar, 1999, s. 60-63 ..
↑ Ustinov V.I., Grinenko V.A. Isotooppiset tasapainot mineraaliyhdistelmissä.// Geochemistry. 1990, 3, s. 307-315.
↑ Makarov V.P. Fysikaalisten suureiden "ulottuvuuden" määritelmään (metrologinen näkökohta). / Kansainvälisen tieteellisen ja käytännön konferenssin "Perspektiiviset innovaatiot tieteessä, koulutuksessa, tuotannossa ja kuljetuksessa" materiaalit. Odessa: painos "Chernomorie", 2007, osa 15. s. 5 - 12.
↑ Yu. V. Rumer et ai. Thermodynamics. Tilastollinen fysiikka ja kinetiikka. Moskova: Nauka, 1972
↑ Sivukhin D.V. Fysiikan yleinen kurssi. Termodynamiikka ja molekyylifysiikka. Moskova: Nauka, 1973
↑ Makarov V.P. Jotkut geokemiallisten geotermometrien ominaisuudet. / XIV tieteellinen seminaari "Järjestelmä" Planet Earth ". M .: ROO "Maan ja planeettojen rakenteen harmonia", 2007 °C.142 - 163.
↑ Anderson TF et ai. Vakaa isotooppitutkimus Herrin Coalin permineralisoituneiden turvealueiden alkuperästä.//J. Geology, 1980, V.88, nro 6, s. 713-722.
↑ Samoilov V.S. Karbonatiitit (faasiat ja muodostumisolosuhteet). Moskova: Nauka, 1977
↑ Anfilogov V.N., Bobylev I.B. Vesiliukoisuuden termodynaaminen analyysi silikaattisulaissa. // Geochemistry, 1985, 9. P. 1277 - 1289
↑ Reesmon AJ, Keller WD Kuuden kiviä muodostavan silikaattimineraalin muodostumisen näennäisten stsnart5 vapaan energian laskeminen liukoisuustiedoista///Amer.Miner., 1965, V.50, 10. P.1729 - 1739
↑ Ryzhenko B. N., Imelnikova G. L., Shvarov Yu. V. Luonnollisten liuosten kemiallisen koostumuksen muodostumisen tietokonemallinnus vuorovaikutuksen aikana vesi-kivijärjestelmässä. s. 481-495.
↑ Alekseev V. A. et al. Kaliummaasälpän albitisaatiokinetiikka. Olosuhteet ja reaktiomekanismi.//Geochemistry, 1989,4.S.559-570
↑ Ganeev I. G. Hydrotermisten liuosten rakenne ja ominaisuudet. Mineraaliaineen vaeltamisen muoto.//Neuvostoliiton tiedeakatemian Izvestia, ser. Geological, 1977, 3, s. 22-35.
↑ Perchuk L.L., muut - Biotiitti-granaatti-kordieriitti tasapaino ja metamorfismin evoluutio. Moskova: Nauka, 1983
↑ Naumov V. B. Haihtuvien komponenttien pitoisuuden ja paineen määrittäminen magmaattisissa sulatteissa mineraalien sulkeumaista.//Geochemistry, 1979, 7. P.997-1007.
↑ Barsukov V. L., Kogarko L. N. , Romanchev B. P. Alkalibasalttimagmien erilaistumisen fysikaaliset ja kemialliset parametrit.
↑ 1 2 Makarov V.P. Mineraalien muodostumismekanismista kimberliiteissä.2. Granaattien ja spinellien luonne [1] Arkistoitu 4. maaliskuuta 2016 Wayback Machinessa
↑ Mcclelland JM, Whitney PR Yleinen granaattia muodostava reaktio metamagneisille kiville Adirondackissa. //Contr. Miner. Petrol., 1980, V.72, 2. P.111 - 122
↑ Yarosh P. Ya. Rutiilin vapautumisesta ilmeniitin metamorfisten muutosten aikana.// All-Union Mineralogical Societyn muistiinpanot, 1955, V.84, nro 4.S.434 - 442
↑ 1 2 Solyanik A. N., Kokhanova V. G., Sapin V. I., Solyanik V. A. // Geology of ore deposits, 1984, 4. S. 27-33.
↑ 1 2 Perry EC, Bonnichsen B. Kvartsi ja magnetiitti: happi-18 — happi-16 fraktiointi metamorfoidussa Biwabik-raudan muodostumisessa.//.Science. 1966. V.153, 3735. S. 528-529.
↑ Dymkina A. M., Mazurov M. P., Nikolaev S. M. Petrologia ja Irbinskin malmikentän magnetiittiesiintymien muodostumisen piirteet (V. Sayan).// Proceedings of the Institute of Geology and Geochemistry, Siperian Branch of USSR Science Academy, vol. . 268. Novosibirsk: Nauka, 1975.
↑ Zagnitko V. M., Lugovaya I. P. Ukrainan kilven karbonaatti- ja rautapiipitoisten kivien isotooppinen geokemia. Kiova: Naukova Dumka, 1989. 315 s.
↑ Lugovaya I.P. Rautakarbonaattien happi-isotooppikoostumus ja niiden terminen dissosiaatiotuotteet./Geol. J., 1973, osa 33.3. C.42-48
↑ Eliseev N. A. Metamorfismi. Moskova: Nedra, 1963.
↑ Taran M.N., Bondar Yu.V. //Kaivosmies. -lehteä 1989, V.11, 5. S. 80-87.
↑ Kuskov O. L., Khitarov N. I. Maan ytimen ja vaipan termodynamiikka ja geokemia. M.: Nauka, 1982. 278 s.
↑ Moroz T. N. et al. Joistakin näkökohdista värähtelyspektroskopian ja jauhediffraktometrian menetelmien käyttöön geologisessa tutkimuksessa. / Sat. Euroopan Koillis-Venäjän geologia ja mineraalivarat. Uusia tuloksia ja uusia näkökulmia. T.IV Syktyvkar: KolNTs Institute of Geology, 1999. S. 33-35.
↑ Khodakovsky I. L. Raskasmetallien siirtymisen vetysulfidimuodosta hydrotermisissä liuoksissa. // Geochemistry, 1966, 8. S. 990 - 971
↑ Shcherbina V.V. Menetelmät kemiallisten alkuaineiden siirtomuotojen selvittämiseksi geokemiallisissa prosesseissa. // Geochemistry, 1962, 11. S. 945 - 952
↑ Govorov N. I., Blagodarov N. S., Mukoseeva Z. L. Karbonaattien ja alkalihalogenidien rooli Pb:n ja Zn:n hydrotermisessä siirrossa / Magmaattisten muodostumien geokemia ja mineralogia. Vladivostok: kustantamo FEGI, 1966. S. 40-47.
↑ Ganeev I. G. Hydrotermisten liuosten rakenne ja ominaisuudet. Mineraaliaineen vaeltamisen muoto.//Neuvostoliiton tiedeakatemian Izvestia, ser. Geological, 1977, nro 3, S.22-35.
↑ Sulzhieva T. M., Volkov I. I. Tiosulfaatit ja sulfiitit lämpö- ja hydrotermisissä vesissä.//Geochemistry, 1982, 7. P.1043-1047
↑ Kadik A. A., Frenkel M. Ya. Kuoren ja ylävaipan kivien puristuminen magmien muodostumismekanismina. M.: Tiede. 1982
↑ Luchitsky V.I. Petrografia. T.2. Kivet. L.: Gosgeolizdat, 1949. S. 366