Единое окно доступа к образовательным ресурсам

Введение в геохимию: Учебное пособие по дисциплинам "Общая геохимия" и "Прикладная геохимия"

Голосов: 1

В пособии приведены общие сведения о предмете "Геохимия", его связи с другими дисциплинами. Освещена история развития геохимии как самостоятельного направления геологической науки. Рассмотрены вопросы геохимической классификации элементов, состава Земли и планет Солнечной системы. Приведена информация о методиках определения абсолютного возраста пород, геохимии изотопов. Дано краткое описание геохимии эндогенных и экзогенных процессов, приведены сведения о геохимии ноосферы, затронуты проблемы техногенеза и вопросы практического применения геохимии. Предназначено для подготовки бакалавров и магистров геологии. Может быть рекомендовано для самостоятельной работы студентам других специальностей, а также тем, кто интересуется вопросами геохимии. Электронная версия пособия размещена на сайте Апатитского филиала МГТУ (<a href="http://af.mstu.edu.ru" target="_blank">http://af.mstu.edu.ru</a>).

Приведенный ниже текст получен путем автоматического извлечения из оригинального PDF-документа и предназначен для предварительного просмотра.
Изображения (картинки, формулы, графики) отсутствуют.
         Тот факт, что точки различных образцов лежат на одной прямой,
свидетельствует о том, что система в отношении этих изотопов была закрытой.
Часто значение отношения 40Ar/36Ar превышает атмосферное. Это может
означать, что не весь аргон, захваченный породой при кристаллизации, был
атмосферным. Возможно, в образце имелись и продукты дегазации древних
коровых и мантийных пород. Кроме того, разные минералы породы в момент
своего образования могли иметь различные изотопные отношения в связи
с неодинаковой степенью контаминации их атмосферным аргоном.
     Изохронный К-Ar метод может быть использован, если соблюдается одно
из двух условий:
        1) все анализируемые минералы или породы первоначально захватили
   Ar с одинаковым изотопным составом;
        2) минералы и породы настолько обогащены радиогенным 40Ar, что
   различия в значениях первоначального отношения 40Ar/36Ar несущественны.

                            5.3. 40Аr/39Аr МЕТОД


      В основе традиционного К-Аr метода датирования лежит предположение,
что минерал в момент его образования не содержал аргон и что впоследствии
весь радиогенный аргон, образовавшийся в минерале, количественно
сохранился. При этом следует иметь в виду, что аргон частично может быть
потерян за счет диффузии при температуре значительно более низкой, чем
температура плавления минерала. Поэтому К-Аr возраст отражает время,
прошедшее с того момента, когда минерал остыл настолько, что потери аргона
за счет диффузии стали несущественны. Из-за ряда определенных
обстоятельств в минералах может присутствовать избыточный радиогенный
40
   Аr, что приводит к завышению значений возраста пород и минералов,
определяемого К-Аr методом.
      С помощью 40Аr/39Аr метода датирования можно преодолеть некоторые
затруднения, возникающие при определении возраста пород и минералов
традиционным К-Аr методом. Дополнительные преимущества 40Аr/39Аr метода
состоят в том, что содержание калия и аргона определяется в одном и том же
образце и что измерять нужно только величину изотопного отношения. Таким
образом, отпадает необходимость определения абсолютных концентраций,
и отсутствует неопределенность, связанная с негомогенностью образцов. Этот
метод, следовательно, весьма удобен для датирования очень малых или редких
образцов, таких, как метеориты или лунные породы и минералы.
      Минусом 40Аr/39Аr метода является то, что он мало пригоден для
датировки тонкозернистых минералов, поскольку при подготовке их к анализу

                                     41


возникают потери 39Ar. Кроме того, аналитическая база при использовании
данного метода очень сложна, так как, к примеру, определение возраста
изотопа 39Ar производится облучением образца тепловыми и быстрыми
нейтронами в ядерном реакторе.
    В принципе 40Аr/39Аr метод является вариантом традиционного К-Аr
метода. Он значительно расширил рамки применения К-Аr геохронологии,
поскольку позволяет установить различие между:
           1)    образцами, которые потеряли часть Аrрад со времени
      первоначальной кристаллизации;
           2)     образцами, которые оставались закрытой системой по
      отношению к калию и аргону со времени первоначальной
      кристаллизации;
           3)    образцами, содержащими некоторое количество избыточного
      аргона со значением 40Аr/39Аr, отличным от атмосферного.
    Теоретические основы этого метода и используемая аналитическая
методика в целом те же, что и при традиционном К-Аr датировании. Главное
отличие состоит в том, что при 40Аr/39Аr геохронологии не требуется
непосредственного анализа калия. Важным в этом методе является то, что
количество К как бы незримо присутствует и рассчитывается как функция 39Аr,
образующегося из 39К при нейтронной активации. Следовательно, для
определения возраста пород или минералов необходимо только измерить
значение отношения радиогенного 40Аr/39Аr, образующегося при нейтронной
активации.
    Результаты изохронного 40Аr/39Аr датирования наносятся на диаграмму
с координатами 40Аr/39Аr – 39Аr/36Аr. Классическая формула t = 1 / λ ln
(1 + D / M) при этом несколько видоизменяется и приобретает вид t = τ ln
{1 + J (40Аr/39Аrk)}, где τ – средний период полураспада 40K, 39Аrk – число
атомов 39Аr, образовавшихся из 39К при облучении, J – параметр, вычисляемый
непосредственно из измеренного значения отношения40Аr/39Аrk в облученном
стандарте путем подстановки известного значения К-Ar возраста этого
стандарта в уравнение.

                             5.4. Sm-Nd МЕТОД


    Самарий и неодим – редкоземельные элементы, встречающиеся во многих
породообразующих силикатных, фосфатных и карбонатных минералах. Один
из изотопов самария 147Sm радиоактивен и распадается путем испускания
альфа-частицы.


                                    42


     Хотя период полураспада 147Sm очень велик (Т1/2 = 1,06 1011 лет, λ = 6,54-
10-12 год-1), данная схема распада применима для датирования каменных
метеоритов, земных и лунных пород. Кроме того, одновременное рассмотрение
увеличения содержания радиогенных 143Nd и 87Sr дает возможность по-новому
взглянуть на геохимическую эволюцию планетарных объектов и генезис
магматических пород.
     Неодим (Z = 60) и самарий (Z = 62) являются редкоземельными
элементами группы IIIB периодической системы наряду с иттрием и скандием.
Редкоземельные элементы обычно образуют ионы с зарядом +3, ионный радиус
                                                                o
которых уменьшается с увеличением атомного номера от 1,15 A для лантана
                    o
(Z = 57) до 0,93 A для лютеция (Z = 71). Высокие концентрации РЗЭ
встречаются в некоторых промышленно важных минералах, таких, как
бастнезит СеFСО3, монацит СеРO4 и церит (Са, Mg)2 (Ce)8(SiO4)7 ЗН2О.
    Как второстепенные элементы РЗЭ входят в состав обычных
породообразующих минералов, в которых они замещают ионы главных
элементов. Кроме того, они могут находиться во включениях апатита, циркона
ортита и других акцессорных минералах. Принимая РЗЭ в свои
кристаллические     структуры,     минералы       проявляют     значительную
избирательность. Полевой шпат, биотит и апатит имеют тенденцию
концентрировать легкие РЗЭ (группу Се), тогда как пироксены, амфиболы
и гранат обычно концентрируют более тяжелые РЗЭ (группу Gd). Такая
избирательность породообразующих минералов по отношению к легким или
тяжелым редким землям влияет на концентрации РЗЭ в породах, в состав
которых входят эти минералы.
    Неодим и самарий принадлежат к легким РЗЭ. Меньшая
распространенность Sm по сравнению с Nd согласуется с общим уменьшением
космической распространенности элементов по мере роста атомного номера.
Значение атомного отношения Sm/Nd в Солнечной системе равно 0,31.
Величина отношения концентраций Sm и Nd в земных породах и минералах
варьирует незначительно – от 0,1 до 0,5, так как сходство химических свойств
препятствует более существенному разделению Sm и Nd в ходе геологических
процессов.
    Концентрация как Sm, так и Nd в породообразующих силикатных
минералах увеличивается в последовательности, в которой они
кристаллизуются из магмы согласно реакционным сериям Боуэна. Наблюдается
увеличение для серий, состоящих из оливина, пироксена (авгита), амфибола
и биотита, и для полевых шпатов, изменяющихся по составу от плагиоклаза до
К-полевого шпата.

                                      43


      Фосфаты апатит и монацит содержат высокие концентрации Sm и Nd, но
отношения Sm/Nd несущественно отличаются от этих отношений в других
породообразующих минералах. Величины отношения Sm/Nd в большинстве
минералов изменяются от 0,37 (пироксен) до 0,15 (К-полевой шпат). Гранат
характеризуется высоким значением отношения Sm/Nd, составляющим около
0,54.
      Концентрация обоих элементов в магматических породах возрастает
с увеличением степени дифференциации, но отношение Sm/Nd в них
уменьшается, как показано на рис. 3. Различные виды осадочных пород имеют
низкие значения Sm/Nd. Каменные метеориты различных типов имеют
величину Sm/Nd около 0,32, хотя для богатых кальцием ахондритов характерны
более высокие содержания Nd и Sm по сравнению с хондритами.
      В ходе фракционной кристаллизации магмы Nd концентрируется
в остаточных расплавах интенсивнее Sm, и типичные коровые породы имеют
меньшие отношения Sm/Nd, чем породы, ведущие свое происхождение из
верхней мантии, такие, как океанические толеиты. Подобное наблюдается
и при выплавлении силикатных пород из мантиийного или корового субстрата.
      Определение возраста Sm-Nd методом обычно выполняется путем анализа
выделенных минералов или когенетичных серий пород, в которых величины
отношения Sm/Nd варьируют достаточно для того, чтобы дать реальное
значение наклона изохроны в координатах отношений 143Nd/144Nd и 146Sm/144Nd.
                                           Sm-Nd изохроны построены по тем
                                           же самым принципам, что и
                                           обсуждавшиеся выше К-Ar и Rb-Sr
                                           изохроны.
                                               Sm-Nd метод лучше всего
                                           подходит     для     датирования
                                           основных и ультраосновных пород,
                                           тогда как Rb-Sr метод более
                                           пригоден     для     датирования
                                           магматических    пород    кислого
                                           и среднего состава, которые
                                           обогащены рубидием и обеднены
                                           стронцием.
                                               Кроме того, РЗЭ, в отличие от
                                           щелочных и щелочноземельных
                                           элементов,    являются      менее
    Рис. 3. Зависимость отношений Sm/Nd в  мобильными при региональном
  …земных породах от концентрации в них Nd
                                           метаморфизме, гидротермальных
           ….(по Г.Фору, 1989)
                                     44


изменениях и химическом выветривании.
      Поэтому породы могут быть надежно датированы Sm-Nd методом, даже
если они приобрели или потеряли Rb и Sr.
      Таким образом, Sm-Nd метод может быть использован для определения
возраста пород, для датирования которых Rb-Sr метод не пригоден либо из-за
низких значений Rb/Sr, либо из-за того, что они не оставались замкнутыми
системами по отношению к Rb или Sr.
      Кроме изохронного определения возраста пород и минералов достаточно
часто в литературе можно встретить данные об использовании Sm-Nd метода
для определения модельного возраста пород. В этом случае вычисления
строятся на основе данных об изотопном составе одной пробы и дают
информацию о максимальном возрасте протолита данной породы.
      Некоторые авторы придают результатам этого метода большое значение.
Тем не менее, правильнее было бы относиться к результатам подобных
измерений с достаточной степенью осторожности в случае отсутствия
надежного контроля, основанного на данных, полученных другими методами.
      Изотопная эволюция Nd в Земле описана в терминах модели, называемой
CHUR (chondritic uniform reservoir – однородный хондритовый резервуар). Эта
модель предполагает, что земной Nd эволюционировал в однородном
резервуаре, отношение Sm/Nd в котором равно данному отношению
в хондритовых метеоритах. Современное значение 143Nd/144Nd в этом
резервуаре составляет 0,512638, 146Nd/144Nd – 0,7219, а отношение 147Sm/144Nd
равно 0,1967. Эта информация позволяет нам вычислить значение отношения
143
    Nd/144Nd в CHUR в любой другой момент времени t в прошлом с помощью
уравнения 143Nd/144Nd = (143Nd/144Nd)i + 147Sm/144Sm (eλt – 1).
      Изотопная эволюция Nd в Земле, согласно модели CHUR, представлена на
рис.4. Отметим, что отношение Sm/Nd в CHUR ниже, чем в солнечной
туманности, и что возраст Земли принят равным 4,6 млрд. лет, а не 4,5 млрд.
лет. Г.Фор использовал в данном случае более древнее значение для того,
чтобы не входить в противоречие с данными других авторов об эволюции Nd.
      Частичное плавление CHUR порождает магмы, имеющие более низкие
величины Sm/Nd. Из рис. 4 видно, что магматические породы, образующиеся из
этой магмы, в настоящее время имеют более низкие значения 143Nd/144Nd, чем
CHUR. Твердые фазы, которые остаются после удаления магмы,
соответственно имеют более высокие в сравнении с хондритовым резервуаром
значения Sm/Nd.
      Различия отношений Sm/Nd в частичных выплавках и остаточных твердых
фазах, показанные на рис. 4, согласуются с геохимическими свойствами Sm


                                     45


и Nd. Отметим, однако, что поведение обоих этих элементов явно отличается от
поведения Rb и Sr.
     Части      хондритового        резервуара,   не     затронутые   процессами
магмообразования, содержат Nd, изотопный состав которого эволюционировал
без каких-либо помех вплоть до настоящего времени. Прямая линия на
рис. 4, отображающая эти незатронутые области, служит линией сравнения для
изотопной эволюции Nd в породах, которые образовались из магмы, возникшей
в прошлом в пределах этого резервуара.
     Представляется интересным сравнить первичные отношения 143Nd/144Nd
в    магматических          и    метаморфических       породах    земной     коры
с соответствующими отношениями в CHUR во время кристаллизации пород.
В частности, важно знать, будут ли первичные значения отношения 143Nd/144Nd
в различного рода породах выше или ниже величин этих отношений в CHUR в
 соответствующие моменты времени.
     Различия значений изотопных отношений, которые сравниваются,
довольно малы. По этой причине было введено понятие «параметр эпсилон»,
который определяется следующим образом:
     Єt CHUR = [(143Nd / 144Nd)/ ItCYUR – 1] 104
     Єt CHUR вычисляется из уравнения путем подстановки в него значения
первичного отношения 143Nd/144Nd в породе (найденного с помощью
построения изохроны для образцов породы в целом) и полученного значения
отношения 143Nd/144Nd в CHUR (ItCYUR) для времени t, которое определяется
                                                 наклоном изохроны по образцам
                                                 породы в целом. Очевидно, что
                                                 ЄtCHUR выражает разницу между
                                                 первичным           отношением
                                                 143    144
                                                     Nd/ Nd в серии пород
                                                 и соответствующим значением
                                                 этого отношения в CHUR во
                                                 время кристаллизации пород,
                                                 тогда как Є0CHUR позволяет
                                                 провести это сравнение для
    Рис. 4. Изотопная эволюция Nd в хондритовом
    однородном резервуаре (CHUR) (по Г.Фору,     настоящего              времени.
    1989).                                       Положительное           значение
Є показывает, что породы произошли из остаточных твердых фаз резервуара
после удаления из него магмы в некоторый более ранний момент времени.
О таких частях резервуара говорят, что они обеднены литофильными
элементами с большим ионным радиусом (LIL), которые в ходе частичного
плавления преимущественно переходят в жидкую фазу.

                                       46


     Отрицательное значение Є показывает, что породы произошли из
источника, который имел более низкое значение отношения Sm/Nd, чем
хондритовый резервуар. Это означает, что они произошли путем переработки
или ассимиляции древних коровых пород, величины отношения Sm/Nd
в которых при первоначальном отделении их от CHUR были понижены.
     Наконец, нулевое значение Є означает, что изотопный состав Nd в породе
неотличим от такового в хондритовом резервуаре. Из этого следует, что породы
могли образоваться непосредственно из этого резервуара.

                              5.5. Lu-Hf МЕТОД


     Помимо Rb-Sr и Sm-Nd методов датирования, некоторые другие методы
также основаны на β-распаде природных радиоактивных изотопов. Это Lu-Hf
и К-Са методы. Их преимущество состоит в применимости к породам
и минералам, которые нельзя датировать обычными методами. Кроме того,
изучение их радиогенных дочерних продуктов дает информацию
о дифференциации мантии и росте континентальной коры. В этом смысле Lu-
Hf, Re-Os и К-Са схемы распада дополняют Rb-Sr и Sm-Nd методы
датирования.
     Лютеций (Z = 71) представляет собой редкоземельный элемент,
рассеянный в магматических, осадочных и метаморфических породах. Он
имеет два природных изотопа 175Lu и 176Lu с распространенностью,
соответственно, 97,4 % и 2,6 %. Величина отношения 175Lu к 176Lu составляет
37,46. При определении содержания лютеция методом изотопного разбавления
используется значение изотопного отношения 175Lu/176Lu, равное 37,701 ± 0,028.
     176
         Lu радиоактивен. Ему свойствен разветвленный распад путем
испускания Я-частицы с образованием стабильного 176Hf и посредством
электронного захвата с образованием стабильного 176Yb. Частота электронных
захватов составляет примерно 3 ± 1 % или менее.
     При распаде сначала образуется 176Hf в возбужденном состоянии, а затем
следует испускание гамма-лучей. Период полураспада 176Lu определялся
экспериментально прямым счетом частиц и косвенно путем анализа
лютецийсодержащих минералов известного возраста.
     Лютеций присутствует фактически в породах всех типов в концентрациях,
редко превышающих 0,5 млн-1. Средние содержания Lu в магматических
породах очень слабо возрастают с увеличением степени дифференциации от
базальта до гранита.
     Наиболее важными носителями этого элемента в породах обычного типа
являются апатит, циркон, гранат, биотит и некоторые редкоземельные

                                      47


минералы, такие, как фосфаты монацит и ксенотим, оксиды эвксенит
и самарскит и силикаты ортит и гадолинит. Обычные породообразующие
минералы – плагиоклаз, амфибол, пироксен и оливин содержат Lu
в концентрациях меньше миллионной доли.
     Несколько довольно обычных минералов, таких, как апатит, гранат
и монацит, могут быть пригодными для датирования Lu-Hf-методом.
Концентрация Lu в апатите, извлеченном из кислых магматических пород,
составляет около 25 млн-1, а в гранате – около 10 млн-1. Циркон содержит
в среднем около 24 млн-1 Lu, но этот минерал непригоден для датирования из-за
высокой концентрации Hf.
     Гафний (Z = 72) принадлежит группе IVB периодической системы и имеет
валентность + 4. По химическим свойствам и ионному радиусу он близок
к цирконию, с которым он тесно ассоциируется в природе. Гафний –
рассеянный элемент и встречается во многих минералах, замещая Zr
и в меньшей степени Ti. Наиболее распространенным минералом-
конценратором гафния является циркон. Гафний имеет шесть природных
изотопов, распространенность которых составляет приблизительно: 174Hf =
0,162 %, 176Hf = 5,206 %, 177Hf = 18,606 %, 178Hf = 27,297 %, 179Hf = 13,629 %
и 180Hf = 35,100 %.
     Благодаря распаду 176Lu распространенность 17бHf в лютецийсодержащих
породах и минералах возрастает пропорционально времени существования
минерала. Возраст лютецийсодержащих пород или минералов вычисляется
путем решения уравнения, подобного уравнению для Sr.
     Значение отношения Lu/Hf в обычных магматических породах составляет
около 0,2 или меньше. На этом основании можно предположить, что
датирование образцов породы Lu-Hf методом в целом затруднительно. Однако
величина Lu/Hf в магматических породах значительно варьирует, причем
базальты имеют более высокое значение этого отношения по сравнению с
кислыми породами.
     Геохимические свойства Lu и Hf подобны свойствам Sm и Nd, так как Hf
концентрируется в силикатных расплавах, образовавшихся в мантии
в результате частичного плавления. Поэтому базальтовые магмы,
произошедшие из мантии, обычно имеют более низкие отношения Lu/Hf по
сравнению с исходными породами. После отделения магмы остаточные
твердые фазы соответственно обедняются Hf и приобретают более высокие
отношения Lu/Hf, чем значение резервуара до плавления.
     Чтобы датировать образец Lu-Hf методом, необходимо измерить
концентрации Lu и Hf и значение отношения 176Hf/177Hf. Этот метод
датирования аналогичен Rb-Sr изохронному методу.

                                      48


                               5.6. К-Са МЕТОД

     Принцип действия широко распространеного К-Аr геохронометра основан
на превращении 40К в 40Аr. Переход 40К в 40Ca используется для датирования
гораздо реже. Одна из причин ограниченного использования на практике К-Са
метода датирования заключается в том, что изотопы Са фракционируют не
только в масс-спектрометре, но также в природных и техногенных процессах.
Таким образом, пока эффекты изотопного фракционирования Са не были
подробно изучены, применение этого метода приводило к получению трудно
интерпретируемых и противоречивых результатов.
     Кальций (Z = 20) является важным для исследования элементом, поскольку
его распространенность в земной коре очень велика, и существует большое
число Са-содержащих минералов. Имеется шесть стабильных изотопов Са: 40Са
= 96,9821 %, 42Са = 0,6421 %, 42Са = 0,1334 %, 44Са = 2,0567 %, 46Са = 0,0031 %
и 48Са = 0,1824 %. Изотопный состав Са в минералах и породах варьирует,
поскольку 40Са образуется при β-распаде природного 40К, а также в результате
того, что при определенных физико-химических процессах происходит
фракционирование изотопов Са. Высокая степень фракционирования изотопов
кальция определяется значительной разницей в массах изотопов, достигающей
20 % для изотопов 48Са и 40Са.
     Впервые на возможность использования распада калия с превращением
в кальций для изучения происхождения изверженных пород указал Холмс.
Этой же проблеме была посвящена более поздняя работа Аренса.
     С теоретической точки зрения К-Са геохронометр может использоваться
с таким же успехом, как и Rb-Sr датирование.
     Аналитические проблемы, связанные со сложностью измерения
изотопного состава Са, в течение многих лет препятствовали использованию
К-Са геохронометра. После того, как этот метод начал применяться, оказалось,
что данные К-Са датирования лучше согласуются с геологическими данными,
чем результаты, полученные с помощью К-Аr метода.

                              5.7. U-Th-Pb МЕТОД


    Природный уран состоит из двух радиоактивных материнских изотопов
235
  U и 238U, период полураспада которых укладывается в рамки геологической
шкалы. За пределы геологической шкалы выходит период полураспада 232Th –
единственного долгоживущего природного изотопа тория.
    Распад осуществляется по следующей схеме:
    238
        U→8 α-частиц и 6 β-частиц →206Pb, период полураспада 4468 млн лет.
                                      49


       235
           U→7 α-частиц и 4 β-частицы →207Pb, период полураспада 704 млн лет
       232
           Th→ 6 α-частиц и 4 β-частицы →208Pb, период полураспада 14010 млн
лет.
      Естественный радиоактивный распад этих трех материнских изотопов
позволяет выполнить три независимых определения возраста. Число атомов
206
    Pb (продукт распада238U), 207Pb (продукт распада235U) и 232Pb (продукт
распада 232Th), которые аккумулируются за время t выражается формулами
                              206
                                  Pb = 238U (еλ8t – 1)
                              207
                                  Pb = 235U (еλ5t – 1)
                             232
                                 Pb = 232Th (еλ2t – 1)
      Кроме того, из данных изотопного анализа одного лишь свинца, т. е. из
207
    Pb/206Pb, можно получить значение так называемого Рb-Рb возраста.
Величина 207Pb/206Pb зависит от времени, поскольку периоды полураспада
235
    U и 238U различны.
      Для датирования может быть использован любой U-Th-содержащий
минерал, например монацит, апатит, ксенотим, алланит, уранинит или торит.
Для определения возраста используется также анализ U, Th и РЬ по породе
в целом. Однако наиболее часто применяемым минералом в U-Pb методе до сих
пор остается циркон.
       Решающим звеном в датировании минералов U-Pb методом является масс-
спектрометрический анализ свинца. Обычно для рядового анализа необходимо
100 10-9 г свинца. Этому количеству свинца, следовательно, должна отвечать
масса отобранной пробы породы, при этом необходимо учитывать три
следующих фактора: концентрацию циркона в породе, содержание урана
в цирконе и возраст циркона.
       Для наиболее часто анализируемых типов горных пород грубая оценка
концентрации циркона может быть произведена по присутствию циркона
в шлифе и (или) по количеству циркона в протолочке (например, с помощью
рентгенофлюоресцентного анализа).
       В случае основных и особенно ультраосновных пород распознавание
циркона в шлифах, если он вообще там присутствует, гораздо более
затруднительно. Содержание циркона в протолочках может быть ненадежным
индикатором количества циркона, так как большие количества циркона могли
улавливаться роговой обманкой, пироксеном, оливином и гранатом. Таким
образом, наиболее надежным методом контроля количества циркона в этих
типах пород является раздробление штуфа и определение концентрации
циркона в раздробленном штуфе породы с использованием тяжелых
жидкостей.


                                      50



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика