ژئوترمومتری سیالات درگیر صفحه چهارم

2000

91. Vityk MO, Bodnar RJ & Doukhan, J-C (2000) Synthetic fluid inclusions: XV. TEM investigation of plastic flow associated with re-equilibration of synthetic fluid inclusions in natural quartz. Contributions to Mineralogy and Petrology, 139, no. 3, 285-297.

92. Schmidt C & Bodnar RJ (2000) Synthetic fluid inclusions: XVI. PVTX properties in the system H₂O-NaCl-CO₂ at elevated temperatures, pressures, and salinities. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64, no. 22, 3853-3869.

2002

93. Rubin AE, Zolensky ME & Bodnar RJ (2002) The halite-bearing Zag and Monahans (1998) meteorite breccias: Shock metamorphism, thermal metamorphism and aqueous alteration on the H-chondrite parent body.  Meteoritics and Planetary Science, 37, no. 1, 125-141.

94. Thomas JB, Bodnar RJ, Shimizu N and Sinha AK (2002) Determination of zircon/melt trace element partition coefficients from SIMS analysis of melt inclusions in zircon. Geochimica et Cosmochimica Acta, 66, no. 16, 2887-2902.

95. Thomas JB & Bodnar RJ (2002) A technique for mounting and polishing melt inclusions in small (<1 mm) crystals.  American Mineralogist, 87, 1505-1508.

2003

96. Fedele L, Bodnar RJ, DeVivo B & Tracy RJ (2003) Melt inclusion geochemistry and computer modeling of trachyte petrogenesis at Ponza, Italy. Chemical Geology, 194, 81-104.

97. Rapien MH, Bodnar RJ, Simmons S, Szab󠃳, Wood CP & Sutton SR (2003) Melt inclusion study of the embryonic porphyry copper system at White Island, New Zealand. Society of Economic Geologists Special Publication 10, p. 41-59.

98. Bodnar RJ (2003) Introduction to fluid inclusions. In I. Samson, A. Anderson, & D. Marshall, eds. Fluid Inclusions: Analysis and Interpretation. Mineral. Assoc. Canada, Short Course 32, 1-8.

99. Bodnar RJ (2003) Reequilibration of fluid inclusions. In I. Samson, A. Anderson, & D. Marshall, eds. Fluid Inclusions: Analysis and Interpretation. Mineral. Assoc. Canada, Short Course 32, 213-230.

100. Bodnar RJ (2003) Introduction to aqueous fluid systems. In I. Samson, A. Anderson, & D. Marshall, eds. Fluid Inclusions: Analysis and Interpretation. Mineral. Assoc. Canada, Short Course 32, 81-99.

101. Thomas JB, Bodnar RJ, Shimizu N & Chesner C (2003) Melt Inclusions in Zircon. in ZIRCON, J.M. Hanchar & P.W.O. Hoskins, eds., Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy & Geochemistry, v. 53, p. 63-87.

2004

102. Adar F, Naudin C, Whitley A & Bodnar RJ (2004) Use of a microscope objective corrected for a cover glass to improve confocal spatial resolution inside a sample with finite index of refraction. Appl. Spectrosc., 58 [9] 1136-1137.

103. Elwood Madden ME, Bodnar RJ & Rimstidt JD (2004) Jarosite as an indicator of water-limited chemical weathering on Mars. Nature, 431, 821-823. [1]

104. Elwood Madden ME, Horz, F & Bodnar RJ (2004) Experimental simulation of shock-induced re-equilibration of fluid inclusions. Canadian Mineralogist, 42, 317-328.

105. Yang KY & Bodnar RJ (2004) Orthomagmatic origin for the Ilkwang Cu-W breccia-pipe deposit, southern Kyongsang Basin, South Korea. Journal of Asian Earth Sciences, 24, no. 2, 259-270.

106. Student JJ & Bodnar RJ (2004) Silicate melt inclusions in porphyry copper deposits: Identification and homogenization behavior. Canadian Mineralogist, 42,1563-1600.

2005

107. Bodnar RJ (2005) Fluids in planetary systems. Elements, 1, 9-12.

108. Stockstill KR, McSween HY, Jr. & Bodnar RJ (2005) Melt inclusions in augite of the Nakhla Martian Meteorite: Evidence for basaltic parental melt. Meteoritics and Planetary Science, 40, no. 3, 377-395.

109. Reed JS, Spotila JA, Eriksson KA & Bodnar RJ (2005) Burial and exhumation history of Pennsylvanian strata, central Appalachian Basin, an integrated study. Basin Research, 17, 259-268

110. Zajacz Z, Halter W, Malfait WJ, M?r O, Bodnar RJ, Bachmann O, Webster JD, Ulmer P, Mandeville CW, Hirschmann MM & Morizet Y (2005) A composition independent quantitative determination of the water content in silicate glasses and silicate melt inclusions by confocal Raman-spectroscopy. Contributions to Mineralogy and Petrology, 150, no. 6, 631-642.

2006

111. Elwood Madden ME, Kring DA & Bodnar RJ (2006) Shock reequilibration of fluid inclusions in Coconino Sandstone from Meteor Crater, Arizona. Earth and Planetary Science Letters, 241, 32-46.

112. Elwood Madden ME, Kring DA & Bodnar RJ (2006) Shock reequilibration of fluid inclusions in crystalline basement rocks from the Ries Crater, Germany. Meteoritics and Planetary Sciences, 41, no. 2, 247-262.

113. Bodnar RJ & Student JJ (2006) Melt inclusions in plutonic rocks: Petrography and microthermometry. In Melt Inclusions in Plutonic Rocks (J. D. Webster, ed.) Mineral. Assoc. Canada, Short Course 36, 1-26.

114.Azbej T, Szabo C, Bodnar RJ, and Dobosi G (2006) Genesis of carbonate aggregates in lamprophyres from the northeastern Transdanubian Central Range, Hungary: Magmatic or hydrothermal origin? Mineralogy and Petrology, 88, 479-497.

115. Fall A, Bodnar RJ, Szabo C, Pal-Molnar E (2006) Fluid evolution in the nepheline syenites of the Ditrau Alkaline Massif, Transylvania, Romania. Lithos (In Press).

 

 

صفحه قبلی

ژئوترمومتری سیالات درگیر صفحه سوم

 

60. Sheets RW, Craig JR & Bodnar RJ (1995) Composition and occurrence of electrum at the Morning Star deposit, San Bernardino County, CA: Evidence for remobilization of gold and silver. Canadian Mineralogist, 33, 137-151.

61. Oakes CS, Bodnar RJ, Simonson JM & Pitzer KS (1995) CaCl2-H2O in the supercritical and two-phase ranges.  International Journal of Thermophysics, 16, 483-492.

62. Vityk MO & Bodnar RJ (1995) Do fluid inclusions in high grade metamorphic terranes preserve peak metamorphic density during retrograde decompression?  American Mineralogist, 80, 641-644.

63. Vityk MO & Bodnar RJ (1995) Textural evolution of synthetic fluid inclusions in quartz during re-equilibration, with applications to tectonic reconstruction. Cont. to Mineralogy and Petrology, 121, 309-323.

64. Mavrogenes JA, Bodnar RJ, Anderson AJ, Bajt S, Sutton SR & Rivers ML (1995) Assessment of the uncertainties and limitations of quantitative elemental analysis of individual fluid inclusions using synchrotron X-ray fluorescence. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59, no. 19, 3987-3995.

65. Szabo Cs. & Bodnar RJ (1995) Sulfides in Cr-diopside xenoliths from alkaline basalt lavas, N󧲡d-G? Volcanic Field, North Hungary/South Slovakia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59, no. 19, 3917-3927.

66. Schmidt C, Rosso KM & Bodnar RJ (1995) Synthetic fluid inclusions. XIII: Experimental determination of the PVTX properties in the system (H2O + 40 wt.% NaCl) - CO2 at elevated temperatures and pressures. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59, no. 19, 3953-3959.

67. Rosso KM & Bodnar RJ (1995) Detection limits of CO2 in fluid inclusions using microthermometry and laser Raman spectroscopy and the spectroscopic characterization of CO2. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59, no. 19, 3961-3975.

68. Oakes CS, Simonson JM & Bodnar RJ (1995) Apparent molar volumes of aqueous calcium chloride to 250?C, 400 bars, and from molalities of 0.242 to 6.150. Journal of Solution Chemistry, 24, no. 9, 897-916.

69. Vityk, M., Bodnar, R.J. and Dudok, I. (1995) Natural and synthetic re-equilibration textures of fluid inclusions in quartz (Marmarosh Diamonds):  Evidence for refilling under conditions of compressive loading. European Journal of Mineralogy, 7, 1071-1087.

70. Bodnar, R. J. (1995) Applications of synthetic fluid inclusions in supercritical water oxidation research. in Physical Chemistry of Aqueous Systems, edited by H. J. White, Jr., J. V. Sengers, D. B. Neumann and J. C. Bellows, Beggell House, New York, p. 644-651.

71. Mavrogenes, J. A., Bodnar, R. J., Graney, J. R., McQueen, K. G. and Burlinson, Kingsley (1995)  Comparison of decrepitation, microthermometric and compositional characteristics of fluid inclusions in barren and auriferous mesothermal quartz veins of the Cowarra gold district, New South Wales, Australia.  Journal of Geochemical Exploration, 54, 167-175.

1996

72. Szabo, Cs. and Bodnar, R. J. (1996)   Changing ascent rates of magmas in the N󧲡d-G? Volcanic Field, North Hungary/South Slovakia:? Evidence from CO2 inclusions in mantle xenoliths.  Petrology, 4, no. 3, 221-230.

73. Student, J.J. and Bodnar, R.J. (1996) Melt inclusion microthermometry:  Petrologic constraints from the H2O-saturated haplogranite system. Petrology, 4, no. 3, 291-306.

74. Vityk, M. O., Bodnar, R.J. and Dudok, I. V. (1996) Hydrocarbon inclusions in Marmarosh Diamonds:  Evidence for tectonic history of the folded Carpathians?  Tectonophysics, 255, 163-174.

75. Seitz, J.C., Blencoe, J.G. and Bodnar. R.J. (1996) Volumetric properties for {x1CO2 + x2CH4 + (1-x1-x2)N2} at the pressures (19.94, 39.94, 59.93, 99.93) MPa and temperatures (323.15, 373.15, 473.15, 573.15) K.  Journal of Chemical Thermodynamics, 28, 521-538.

76. Seitz, J.C., Blencoe, J.G. and Bodnar. R.J. (1996) The volumetric properties for {(1-x)CO2 + xCH4}, {(1-x)CO2 + xN2}, and {(1-x)CH4 + xN2} at the pressures (9.94, 19.94, 39.94, 59.93, 99.93) MPa and temperatures (323.15, 373.15, 473.15, 573.15) K.  Journal of Chemical Thermodynamics, 28, 539-550.

77. Szab󬠃s., Bodnar, R.J. and Sobolev, A.V. (1996) Metasomatism associated with subduction-related, volatile-rich silicate melt in the upper mantle beneath the N󧲡d-G? Volcanic Field, North Hungary/South Slovakia:  Evidence from silicate melt inclusions.  European Journal of Mineralogy, 8, 881-899.

1997

78. Darling, R.S., Chou, I-Ming and Bodnar, R.J. (1997) An occurrence of the metastable cristobalite in high pressure garnet granulite. Science, 276, 91-93.

79. Bodnar, R. J., Vityk, M.O., Hryn, J. and Mavrogenes, J.A. (1997) Phase equilibria in the system H2O-NaCl-KCl-MgCl2 relevant to salt cake processing.  Light Metals 1997, Proceedings of the 126th TMS Annual Meeting, R. Huglen, ed., The Minerals, Metals & Materials Society, Warrendale, PA, 1,145-1,151.

80. Roedder, E. and Bodnar, R. J. (1997) Fluid Inclusion Studies of Hydrothermal Ore Deposits. in Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, 3rd ed., H. L. Barnes, ed., Wiley & Sons, Inc, New York, 657-698.

1998

81. Invernizzi, C, Vityk, M.O., Cello, G. and Bodnar, R.J. (1998) Fluid inclusions in high pressure/low temperature rocks from the Calabrian Arc (southern Italy): the burial and exhumation history of the subduction-related Diamante-Terranova unit.  Journal of Metamorphic Geology, 16, 247-258.

82. Vityk, M.O. and Bodnar, R.J. (1998) Statistical microthermometry of synthetic fluid inclusions in quartz during decompression.  Contributions to Mineralogy and Petrology, 132, no. 2, 149-162.

83. Schmidt, C., Chou, I-M., Bodnar, R. J. and Bassett, W. A. (1998)  Microthermometric analysis of synthetic fluid inclusions in the hydrothermal diamond-anvil cell. American Mineralogist, 83, 995-1007.

84. Szab󬠃s. and Bodnar, R.J. (1998) Fluid inclusion evidence for an upper mantle origin for green clinopyroxenes in late Cenozoic basanites from the N󧲡d-G? Volcanic Field, North Hungary/South Slovakia.  International Geology Review, 40, no. 9, 765-773.

1999

85. Sachan HH, Bodnar RJ, Islam R, Szab󠃳 & Law RD (1999) Exhumation history of eclogites from the Tso-Morari Crystalline Complex in eastern Ladakh:  Mineralogical and fluid inclusion evidence. Journal of the Geological Society of India, 30, no. 2, 181-190.

86. Szab󠃳 & Bodnar RJ (1999) Fluid inclusion evidence for an upper mantle origin for green clinopyroxenes in late Cenozoic basanites from the N󧲡d-G? Volcanic Field, North Hungary/South Slovakia. in Planetary Petrology and Geochemistry:  The Lawrence A. Taylor 60th Birthday Volume, G. A. Snyder, C. R. Neal and W. G. Ernst, eds., Geological Society of America, pp. 83-91.

87. Student JJ & Bodnar RJ (1999) Synthetic fluid inclusions XIV:  Microthermometric and compositional analysis of coexisting silicate melt and aqueous fluid inclusions trapped in the haplogranite-H2O-NaCl-KCl system at 800?C and 2000 bars.  Journal of Petrology, 40, no. 10, 1509-1525.

88. Zolensky ME, Bodnar RJ, Bogard DD, Garrison DH, Gibson EK, Nyquist LE, Reese Y, Shih C-Y & Wiesmann H (1999) Asteroidal water within fluid inclusion-bearing halite in an H5 chondrite. Science, 285, no. 5432, 1377-1379.

89. Allen CC, Albert FG, Combie J, Bodnar RJ, Hamilton VE, Jolliff BL, Kuebler K, Wang A, Lindstrom DJ, Morris PA, Morris RV, Murray RW, Nyquist LE, Simpson PD, Steele A, & Symes S (1999) Effects of sterilizing doses of gamma radiation on Mars analog rocks and minerals. Journal of Geophysical Research, 104, 27,043-27,066.

90. Bodnar, R.J. (1999) Hydrothermal Solutions. in Encyclopedia of Geochemistry, C.P. Marshall and Fairbridge eds., Kluwer Academic Publishers, Lancaster, pp. 333-337.

2000

91. Vityk MO, Bodnar RJ & Doukhan, J-C (2000) Synthetic fluid inclusions: XV. TEM investigation of plastic flow associated with re-equilibration of synthetic fluid inclusions in natural quartz. Contributions to Mineralogy and Petrology, 139, no. 3, 285-297.

92. Schmidt C & Bodnar RJ (2000) Synthetic fluid inclusions: XVI. PVTX properties in the system H₂O-NaCl-CO₂ at elevated temperatures, pressures, and salinities. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64, no. 22, 3853-3869.

 

صفحه بعدی             صفحه قبلی

ژئوترمومتری سیالات درگیر صفحه دوم

1991

32. Sterner SM & Bodnar RJ (1991) Synthetic fluid inclusions. X. Experimental determination of P-V-T-X properties in the CO2-H2O system to 6 kb and 700?C.  American Journal of Science, 291, 1-54.

33. Smith BM, Reynolds SJ, Day HW & Bodnar RJ (1991) Deep-seated fluid involvement in ductile-brittle deformation and mineralization, South Mountains metamorphic core complex, Arizona.  Geological Society of America Bulletin, 103, 559-569.

34. Bodnar RJ & Costain JK (1991) Effect of fluid composition on mass and energy transport in the earth's crust.  Geophysical Research Letters, 18, 983-986.

35. Cline JS & Bodnar RJ (1991) Can economic porphyry copper mineralization be generated by a typical calc-alkaline melt?  Journal of Geophysical Research, 96, 8113-8126.

36. Hall DL, Bodnar RJ & Craig JR (1991) Evidence for postentrapment diffusion of hydrogen into peak metamorphic fluid inclusions from the massive sulfide deposits at Ducktown, Tennessee. American Mineralogist, 76, 1344-1355.

37. Hall D, Bodnar RJ & Craig JR (1991) Fluid inclusion constraints on the uplift history of the metamorphosed massive sulfide deposits at Ducktown, Tennessee.  Journal of Metamorphic Geology, 9, 551-565.

38. Bodnar RJ & Burruss RC (1991) Comment and reply on "Fluid inclusion technique for determining maximum temperature in calcite and its comparison to the vitrinite reflectance geothermometer" Geology, 19,1241-1242.

1992

39. Bodnar RJ, (1992) Can we recognize magmatic fluid inclusions in fossil hydrothermal systems based on room temperature phase relations and microthermometric behavior? Geol. Survey of Japan, report No. 279, p. 26-30.

40. Cline JS, Bodnar RJ & Rimstidt JD (1992) Numerical simulation of fluid flow and silica transport and deposition in boiling hydrothermal solutions: Application to epithermal gold deposits.  Journal of Geophysical Research,  97, no. B6, 9085-9103.

41. Seitz JC, Blencoe JG, Joyce DB & Bodnar RJ (1992) Excess molar volumes for CO2-CH2 mixtures.   Proceedings of the 6th International Water-Rock Symposium, Kharaka and Maest, eds., A. A. Balkema Publishing Co., Rotterdam, pp. 99-102.

1993

42. Bodnar RJ (1993) Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions.  Geochimica et Cosmochimica Acta, 57, 683-684.

43. Anderson AJ & Bodnar RJ (1993) An adaptation of the spindle stage for geometric analysis of fluid inclusions. American Mineralogist, 78, 657-664.

44. Alvarenga AD, Grimsditch M & Bodnar RJ (1993) Elastic properties of water under negative pressures. Journal of Chemical Physics, 98 (11), 8392-8396.

45. Vanko DA, Sutton SR, Rivers ML & Bodnar RJ (1993) Fluid inclusion studies with the synchrotron X-ray fluorescence microprobe: Ratios of major elements in synthetic fluid inclusions. Chem. Geol., 109, 125-134.

1994

46. Bodnar RJ (1994) Philosophy of fluid inclusion analysis. in  Fluid Inclusions in Minerals, Methods and Applications, B. De Vivo and M. L. Frezzotti, eds., pub. by Virginia Tech, Blacksburg, VA, p. 1-6.

47. Bodnar RJ & Vityk MO (1994) Interpretation of microthermometric data for H2O-NaCl fluid inclusions. in  Fluid Inclusions in Minerals, Methods and Applications, B. De Vivo and M. L. Frezzotti, eds., pub. by Virginia Tech, Blacksburg, VA, p. 117-130.

48. Bodnar RJ (1994) Synthetic fluid inclusions. XII. Experimental determination of the liquidus and isochores for a 40 wt.% H2O-NaCl solution. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58, 1053-1063.

49. Mavrogenes JA & Bodnar RJ (1994) Experimental evidence and geologic implications of hydrogen movement into and out of fluid inclusions in quartz. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58, 141-148.

50. Oakes CS, Bodnar RJ, Simonson JM & Pitzer KS (1994) Critical and supercritical properties for 0.3 to 3.0  mol kg-1 CaCl2(aq).  Geochimica et Cosmochimica Acta, 58, 2421-2431.

51. Seitz JC, Blencoe JG, Joyce DB & Bodnar RJ (1994) Volumetric properties of CO2-CH2 fluids:  Comparison of equations of state and experimental data with implications for fluid inclusions.  Geochimica et Cosmochimica Acta, 58, 1065-1071.

52. Simonson JM, Oakes CS & Bodnar RJ (1994) Densities of NaCl(aq) to the temperature 523 K at pressures to 40 MPa measured with a new vibrating tube densimeter.  Journal of Chemical Thermodynamics, 26, 345-359.

53. Winslow DM, Bodnar RJ & Tracy RJ (1994) Fluid inclusion evidence for an anticlockwise metamorphic P-T path in central Massachusetts.  Journal of Metamorphic Geology, 12, 361-371.

54. Vityk MO, Bodnar RJ & Schmidt C (1994) Fluid inclusions as tectonothermobarometers: Relation between P-T history and re-equilibration morphology during crustal thickening.  Geology, 22, 731-734.

55. Cline JS & Bodnar RJ (1994) Direct evolution of a brine from a crystallizing silicic melt at the Questa, New Mexico, molybdenum deposit. Economic Geology, 89, 1780-1802.

56. Yang K & Bodnar RJ (1994) Why is economic porphyry copper mineralization absent from the granitoids of the Gyeongsang Basin, South Korea?:  Evidence from silicate melt and aqueous fluid inclusions.  International Geology Review, 36, 608-628.

1995

57. Beane RE & Bodnar RJ (1995) Hydrothermal fluids and hydrothermal alteration in porphyry copper deposits. in Pierce, F.W. and Bohm, J.G., Porphyry Copper Deposits of the American Cordillera. Arizona Geological Society Digest 20, Tucson, AZ p. 83-93.

58. Bodnar RJ (1995) Experimental determination of the PVTx properties of aqueous solutions at elevated temperatures and pressures using synthetic fluid inclusions: H2O-NaCl as an example. Journal of Pure and Applied Chemistry, 67(6), 873-880.

59. Bodnar RJ (1995) Fluid inclusion evidence for a magmatic source for metals in porphyry copper deposits.  in Mineralogical Association of Canada Short Course Volume 23, Magmas, Fluids and Ore Deposits, J. F. H. Thompson, ed., 139-152.

60. Sheets RW, Craig JR & Bodnar RJ (1995) Composition and occurrence of electrum at the Morning Star deposit, San Bernardino County, CA: Evidence for remobilization of gold and silver. Canadian Mineralogist, 33, 137-151.

 

صفحه بعد        صفحه قبلی

نشریه زمین شناسی نیوزلند

موضوع مقالات :تکتونیک-زمین شناسی ساختمانی-پترولوژی-چینه شناسی-ژئومورفولوژی-زمین شناسی رادیو اکتیوها-ژئوفیزیک-زمین شناسی اقتصادی-آب شناسی-محیط زیست و ...

 

Volume 48 / Number 1 / March 2005

Uppermost Cretaceous to middle Oligocene carbon and oxygen isotope stratigraphy of Southwest Pacific: Holes 1121B and 1124C, ODP Leg 181

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/002.pdf

 

Occurrence and physical setting of ferromanganese nodules beneath the Deep Western Boundary Current, Southwest Pacific Ocean

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/003.pdf

 

Morphology and slip rate of the Hurunui section

of the Hope Fault, South Island, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/004.pdf

 

 

 

 

Holocene paleoearthquakes on the strike-slip Porters Pass Fault, Canterbury, New Zealand

 

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/005.pdf

 

New active fault data and seismic hazard estimates for west Otago, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/006.pdf

 

 

Holocene vegetation, environment, and tephra recorded from Lake Pupuke, Auckland, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/007.pdf

Outburst flooding at Franz Josef Glacier, South Westland, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/008.pdf

The Schmidt hammer as a relative-age dating technique: potential and limitations of its application on Holocene moraines in Mt Cook National Park, Southern Alps, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/009.pdf

Modelling loess landscapes for the South Island, New Zealand, based on expert knowledge

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/010.pdf

Cyclicity in turbidites of the Miocene Whakataki Formation, Castlepoint, North Island, and implications for hydrocarbon reservoir modeling

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/011.pdf

The 1943 Lake Hawea earthquake—a large subcrustal event beneath the Southern Alps of New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/012.pdf

Seismic reflection imaging of the Haraharo Caldera boundary beneath Lake Tarawera, Okataina Volcanic Centre, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/013.pdf

Igneous rocks of the Brook Street Terrane, New Zealand: implications for Permian tectonics of eastern Gondwana and magma genesis in modern intra-oceanic volcanic arcs

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/014.pdf

Relocation of the tectonic boundary between the Raukumara and Wairoa Domains (East Coast, North Island, New Zealand): implications for the rotation history of the Hikurangi margin

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/015.pdf

 

Volume 48 / Number 2 / June 2005

⁴⁰Ar/³⁹Ar age of a young rejuvenation basalt flow: implications for the duration of volcanism and the timing of carbonate platform development during the Quaternary on Kaua‘i, Hawaiian Islands

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/017.pdf

Grain-size characteristics for distinguishing basin floor fan and slope fan depositional settings: outcrop and subsurface examples from the late Miocene Mount Messenger Formation, New Zealand

 

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/018.pdf

The Paleozoic–Mesozoic recycling of the Rakaia Terrane, South Island, New Zealand: sandstone clast and sandstone petrology, geochemistry, and geochronology

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/019.pdf

The mercury and silver contents of gold in quartz vein deposits, Otago Schist, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/021.pdf

The mercury and silver contents of gold in quartz vein deposits, Otago Schist, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/021.pdf

Structural and lithological continuity and discontinuity in the Otago Schist, Central Otago, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/022.pdf

A possible coseismic landslide origin of late Holocene moraines of the Southern Alps, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/024.pdf

The 2001 M_L 6.2 Jackson Bay earthquake sequence, South Island, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/025.pdf

Age and provenance of Cretaceous marine reptiles from the South Island and Chatham Islands, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/027.pdf

Late Cretaceous Cephalopoda (Mollusca) from the Takatika Grit, Chatham Islands, Southwest Pacific

Volume 48 / Number 3 / September 2005

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/028.pdf

Organic geochemistry and stable isotope composition of New Zealand carbonate concretions and calcite fracture fills

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/029.pdf

Geochemistry of the Willsher Group, southeast Otago, New Zealand, and comparison with the Murihiku and Dun Mountain-Maitai Terranes

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/030.pdf

Lithological controls on structural evolution of mineralised schist, Macraes gold mine, Otago, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/031.pdf

Lithological controls on structural evolution of mineralised schist, Macraes gold mine, Otago, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/031.pdf

Diagenetic history of Triassic sandstone from the Beacon Supergroup in central Victoria Land, Antarctica

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/032.pdf

⁴⁰Ar/³⁹Ar ages of silicic volcanic rocks in the Tauranga-Kaimai area, New Zealand: dating the transition between volcanism in the Coromandel Arc and the Taupo Volcanic Zone

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/033.pdf

Proximal stratigraphy and event sequence of the c. 5600 cal. yr BP Whakatane rhyolite eruption episode from Haroharo volcano, Okataina Volcanic Centre, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/034.pdf

Towards a record of Holocene tsunami and storms for northern Hawke’s Bay, New Zealand

 

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/036.pdf

Short communication

The source, age, and stabilisation of the Koputaroa dunes, Otaki-Te Horo, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/037.pdf

Macrofossil floras of the Latady Basin, Antarctic Peninsula

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/039.pdf

Late Triassic–Jurassic bivalves from volcanic sediments of the Lhasa block, Tibet

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/040.pdf

 

Volume 48 / Number 4 / December 2005

Optically stimulated luminescence age constraints for fluvial aggradation terraces and loess in the eastern North Island, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/042.pdf

Seismic scattering signatures of small-scale heterogeneities: examples from the Mount Messenger Formation, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/044.pdf

Seismic scattering signatures of small-scale heterogeneities: examples from the Mount Messenger Formation, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/044.pdf

The status of local “stages” in the New Zealand Pliocene-Pleistocene

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/045.pdf

Composition and mineralogy of historic gold processing residues, east Otago, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/046.pdf

Petrography of quartz grains in beach and dune sands of Northland, North Island, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/047.pdf

A Glyptagnostus stolidotus trilobite fauna from the Cambrian of northern Victoria Land, Antarctica

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/048.pdf

The October 1999 Mt Adams rock avalanche and subsequent landslide dam-break flood and effects in Poerua River, Westland, New Zealand

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/049.pdf

Accurate elevation and normal moveout corrections of seismic reflection data on rugged topography

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/050.pdf

Valley morphology and glaciation in the Tararua Range, southern North Island, New Zealand

 

http://www.rsnz.org/publish/nzjgg/2005/051.pdf

 

 

ادامه دارد 

مجله زمین شناسی شیکاگو

---

2006

 

 

 

 

 

 

Ar‐Ar and U‐Pb Geochronology of a Late Paleoproterozoic Rift Basin: Support for a Genetic Link with Hudsonian Orogenesis, Western Churchill Province, Nunavut, Canada

R. H. Rainbird, W. J. Davis, R. A. Stern, T. D. Peterson, S. R. Smith, R. R. Parrish, and T. Hadlari

Abstract-Full Text-PDF Version (4175 kB)

 

---

Filling the North American Proterozoic Tectonic Gap: 1.60–1.59‐Ga Deformation and Orogenesis in Southern Wyoming, USA

Ernest M. Duebendorfer, Kevin R. Chamberlain, and Matthew T. Heizler

Abstract-Full Text-PDF Version (1482 kB)

---

Evidence for Early Mesoproterozoic Arc Magmatism in the Musgrave Block, Central Australia: Implications for Proterozoic Crustal Growth and Tectonic Reconstructions of Australia

B. P. Wade, K. M. Barovich, M. Hand, I. R. Scrimgeour, and D. F. Close

Abstract-Full Text-PDF Version (3875 kB)

---

Thermal History of UHT Metamorphism in the Napier Complex, East Antarctica: Insights from Zircon, Monazite, and Garnet Ages

Satoko Suzuki, Makoto Arima, Ian S. Williams, Kazuyuki Shiraishi, and Hiroo Kagami

Abstract-Full Text-PDF Version (2987 kB)

---

Geomorphic Controls on Andean Denudation Rates

Rolf Aalto, Thomas Dunne, and Jean Loup Guyot

Abstract-Full Text-PDF Version (1465 kB)

---

Moderate Chemical Weathering of Subtropical Taiwan: Constraints from Solid‐Phase Geochemistry of Sediments and Sedimentary Rocks

Kandasamy Selvaraj and Chen‐Tung Arthur Chen

Abstract-Full Text-PDF Version (245 kB)

---

Sedimentation and Lithofacies Paleogeography in Southwestern China Before and After the Emeishan Flood Volcanism: New Insights into Surface Response to Mantle Plume Activity

Bin He, Yi‐Gang Xu, Ya‐Mei Wang, and Zhen‐Yu Luo

Abstract-Full Text-PDF Version (3662 kB)

مقالات مجله زمین شناسی نروژ

2007,Vol.86 

Direct Rhenium-Osmium age of the Oxfordian-Kimmeridgian boundary, Staffin bay, Isle of Skye, U.K., and the Late Jurassic time scale, David Selby

NGT_3-07_Proof_Selby.pdf, 9 pages, 506kB

---

Low-grade sedimentary rocks on Vanna, North Norway: a new occurrence of a Palaeoproterozoic (2.4-2.2 Ga) cover succession in northern Fennoscandia, CSteffen G. Bergh, Kåre Kullerud, Fernando Corfu, Paul E.B. Armitage, Børre Davidsen, Helge W. Johansen, Trine Pettersen & Stian Knudsen
NGT_3-07_Proof_Bergh_et_al.pdf, 18 pages, 1890kB

---

Palaeocurrent data from the Kalak Nappe Complex, northern Norway: a key element in models of terrane affiliation, David Roberts
NGT_3-07_Proof_Roberts.pdf, 10 pages, 327kB

---

Silurian gabbro-diorite-trondhjemite plutons in the Trondheim Nappe Complex, Caledonides, Norway: petrology and U-Pb geochronology, Odd Nilsen, Fernando Corfu & David Roberts
NGT_3-07_Proof_Nilsen_et_al.pdf, 14 pages, 1102kB

---

Interplay between the Scandes and the Trans-Scandinavian Igneous Belt: integrated thermo-rheological and potential field modelling of the Central Scandes profile, Christophe Pascal, Jörg Ebbing & Jan Reidar Skilbrei
Pascal_et_al.pdf, 10 pages, 775kB

---

Isostatic density modelling explains the missing root of the Scandes, Jörg Ebbing
Ebbing.pdf, 8 pages, 550kB

---

Could peridotite hydration reactions have provided a contributory driving force for Cenozoic uplift and accelerated subsidence along the margins of the North Atlantic and Labrador Sea?, Alasdair Skelton & Martin Jakobsson
Skelton_et_al.pdf, 8 pages, 232kB

---

The Lofoten-Vesterålen continental margin: a multiphase Mesozoic-Palaeogene rifted shelf as shown by offshore-onshore brittle fault-fracture analysis, Steffen G. Bergh, Karsten Eig, Oddbjørn S. Kløvjan, Tormod Henningsen, Odleiv Olesen & John-Are Hansen
Bergh_et_al.pdf, 30 pages, 3513kB

---

Fault systems marginal to the Møre-Trøndelag Fault Complex, Osen – Vikna area, Central Norway, Elin Olsen, Roy H. Gabrielsen, Alvar Braathen & Tim F. Redfield
Olsen_et_al.pdf, 15 pages, 1138kB

---

The Molo Formation, deposited by coastal progradation on the inner Mid-Norwegian continental shelf, coeval with the Kai Formation to the west and the Utsira Formation in the North Sea, Tor Eidvin, Tom Bugge & Morten Smelror
Eidvin_et_al.pdf, 68 pages, 2366kB

---

A fission track data compilation for Fennoscandia, Bart Hendriks, Paul Andriessen, Yvette Huigen, Callum Leighton, Tim Redfield, Glen Murrell, Kerry Gallagher & Søren Bom Nielsen
Hendriks_et_al.pdf, 13 pages, 2238kB

---

Automatic detection of circular depressions in digital elevation data in the search for potential Norwegian impact structures, Svein Olav Krøgli, Henning Dypvik & Bernd Etzelmüller
Krogli_et_al.pdf, 10 pages, 459kB

---

Automatic regional classification of topography in Norway, Bernd Etzelmüller, Bård Romstad and Jakob Fjellanger
Etzelmuller_et_al.pdf, 14 pages, 965kB

---

Cenozoic landscape development on the passive margin of northern Scandinavia, Karna Lidmar-Bergström, Jens-Ove Näslund, Karin Ebert, Truls Neubeck & Johan M. Bonow.
Lidmar-Bergstrom_et_al.pdf, 17 pages, 752kB

---

Elevated erosion surfaces in central West Greenland and southern Norway: their significance in integrated studies of passive margin development, Johan M. Bonow, Karna Lidmar-Bergström, Peter Japsen, James A. Chalmers & Paul F. Green
Bonow_et_al.pdf, 10 pages, 1046kB

---

The number, form and origin of sub-horizontal surfaces in north Ceredigion, Wales U.K., Matt Rowberry, Paul Brewer & Mark Macklin
Rowberry_et_al.pdf, 16 pages, 1060kB

---

Origin of the palaeic landforms and glacial impact on the Varanger Peninsula, northern Norway, Jakob Fjellanger & Leif Sørbelf
Fjellanger_Sorbel.pdf, 16 pages, 1202kB

---

Diagenesis and weathering of quartzite at the palaeic surface on the Varanger Peninsula, northern Norway, Jakob Fjellanger & Johan Petter Nystuen
Fjellanger_Nystuen.pdf, 13 pages, 909kB

---

Aeromagnetic mapping of deep-weathered fracture zones in the Oslo Region – a new tool for improved planning of tunnels, Odleiv Olesen, John F. Dehls, Jörg Ebbing, Helge Henriksen, Ola Kihle & Erik Lundin
Olesen_et_al.pdf, 15 pages, 1769kB

---

Cosmogenic nuclide surface exposure ages from Nordland, northern Norway: implications for deglaciation in a coast to inland transect, Henriette Linge, Lars Olsen, Edward J. Brook, Jessica R. Darter, David M. Mickelson, Grant M. Raisbeck & Françoise Yiou
Linge_et_al.pdf, 12 pages, 722kB

---

Late Weichselian ice flow evolution in south-central Norway, Bjørn A. Follestad & Ola Fredin
Follestad_et_al.pdf, 9 pages, 5237kB

 

---

2006, Vol.86

 

Fracture lineaments and their surroundings with respect to groundwater flow in the bedrock of Sunnfjord, Western Norway, Helge Henriksen
Helge_Henriksen_lavoppl.pdf, 14 pages, 681kB

---

Travertines from the Troll thermal springs, Svalbard, Bjørn Jamtveit, Øyvind Hammer, Carin Andersson, Dag. K. Dysthe, Jennifer Heldmann & Marilyn L. Fogel
B._Jamtveit_et_al._lavoppl.pdf, 9 pages, 541kB

---

Tracking polar dinosaurs - new finds from the Lower Cretaceous of Svalbard, Jørn H. Hurum, Jesper Milàn, Øyvind Hammer, Ivar Midtkandal, Hans Amundsen & Bjørn Sæther
J._H._Hurum_et_al_lavoppl.pdf, 6 pages, 412kB

---

Brachiopod bio- and ecostratigraphy in the lower part of the Arnestad Formation (Upper Ordovician), Oslo Region, Norway, Jesper Hansen & David A. T. Harper
J._Hansen_D._Harper_lavoppl.pdf, 11 pages, 878kB

---

Mineralogy of aegirine from Låven Island, Langesundfjorden, southern Norway, Enver Murad
Enver_Murad_lavoppl.pdf, 4 pages, 481kB

---

Modelling of fluid flow and overpressure - A discussion, Knut Bjørlykke
Knut_Bjorlykke_lavoppl.pdf, 3 pages, 155kB

---

The deglaciation history of Trondheimsfjorden and Trondheimsleia, Central Norway, Leif Rise, Reidulv Bøe, Harald Sveian, Astrid Lyså & Heidi A. Olsen
Leif_Rise_et_al._lavoppl.pdf, 20 pages, 2654kB

---

Submarine mass movements and their consequences, 2nd international symposium: Summary, Anders Solheim
60713_NGT_no_3_06_1.pdf, 4 pages, 89kB

---

Frequency and triggering mechanisms of submarine landslides of the North Norwegian continental margin, Jan Sverre Laberg, Tore O. Vorren, Neil H. Kenyon & Michael Ivanov
60713_NGT_no_3_06_2.pdf, 7 pages, 432kB

---

Mapping of seabed morphology and shallow sediment structure of the Mauritania continental margin, Northwest Africa: some implications for geohazard potential, Sebastian Krastel, Russell B. Wynn, Till J.J. Hanebuth, Rüdiger Henrich, Christine Holz, Helge Meggers, Holger Kuhlmann, Aggeliki Georgiopoulou & Horst D. Schulz
60713_NGT_no_3_06_3.pdf, 14 pages, 868kB

---

Sedimentology, physical properties and age of mass transport deposits associated with the Marquês de Pombal Fault, Southwest Portuguese Margin, Alexis Vizcaino, Eulàlia Gràcia, Raimon Pallàs, Jordi Garcia-Orellana, Carlota Escutia, David Casas, Verónica Willmott, Susana Diez, Alessandra Asioli & Juanjo Dañobeitia
60713_NGT_no_3_06_4.pdf, 10 pages, 691kB

---

Geotechnical and geochemical investigations of the Marquês de Pombal landslide at the Portuguese continental margin, Marion Minning, Dierk Hebbeln, Christian Hensen & Achim Kopf
60713_NGT_no_3_06_5.pdf, 12 pages, 535kB

---

Initial Results of a new Free Fall-Cone Penetrometer (FF-CPT) for geotechnical in situ characterisation of soft marine sediments, Sylvia Stegmann, Tobias Mörz & Achim Kopf
60713_NGT_no_3_06_6.pdf, 10 pages, 407kB

---

Comparative numerical and analogue shear box experiments and their implications for the mechanics along the failure plane of landslides, Katrin Huhn, Ingo Kock & Achim J. Kopf
60713_NGT_no_3_06_7.pdf, 12 pages, 731kB

---

Varieties of submarine failure morphologies of seismically-induced landslides in Alaskan fjords, Homa Lee, Holly Ryan, Robert E. Kayen, Peter J. Haeussler, Peter Dartnell & Monty A. Hampton
60713_NGT_no_3_06_8.pdf, 10 pages, 1136kB

---

Dating submarine mass movements triggered by earthquakes in the Upper Saguenay Fjord, Quebec, Canada, Christiane L. Levesque, Jacques Locat & Serge Leroueil
60713_NGT_no_3_06_9.pdf, 12 pages, 583kB

---

Behaviour of the sediments in the Storegga Slide interpreted by the steady state concept, ShaoLi Yang, Anders Solheim, Tore J. Kvalstad, Carl F. Forsberg & Michael Schnellmann
60713_NGT_no_3_06_10.pdf, 11 pages, 747kB

---

Mechanisms of tsunami generation by submarine landslides: a short review, Carl B. Harbitz, Finn Løvholt, Geir Pedersen & Doug G. Masson
60713_NGT_no_3_06_11.pdf, 10 pages, 351kB

---

Controls of the behavior of marine debris flows, Alan W. Niedoroda, Christopher Reed, Himangshu Das, Lyle Hatchett & Alisa B. Perlet
60713_NGT_no_3_06_12.pdf, 10 pages, 432kB

---

Understanding the high mobility of subaqueous debris flows, Fabio V. De Blasio, Anders Elverhøi, Lars E. Engvik, Dieter Issler, Peter Gauer & Carl Harbitz
60713_NGT_no_3_06_13.pdf, 10 pages, 439kB

---

Subaqueous sediment gravity flows undergoing progressive solidification, Amiruddin, Hideo Sekiguchi & Shinji Sassa Ivanov
60713_NGT_no_3_06_14.pdf, 9 pages, 667kB

---

On numerical simulations of subaqueous slides: Backcalculations of laboratory experiments of clay-rich slides, Peter Gauer, Anders Elverhøi, Dieter Issler, & Fabio V. De Blasio
60713_NGT_no_3_06_15.pdf, 6 pages, 485kB

---

Small scale simulations of outrunner blocks, Lars Engvik, Fabio V. De Blasio & Anders Elverhøi
60713_NGT_no_3_06_16.pdf, 7 pages, 386kB

---

A simple model for submarine slope stability analysis with gas hydrates, Mark F. Nixon & Jocelyn L.H. Grozic
60713_NGT_no_3_06_17.pdf, 8 pages, 298kB

---

Impact of debris flows and turbidity currents on seafloor structures, Roberto Bruschi, Sabrina Bughi, Maurizio Spinazzè, Enrico Torselletti & Luigino Vitali
60713_NGT_no_3_06_18.pdf, 20 pages, 1419kB

---

Human impact on sediment mass movement and submergence of ancient sites in the two harbours of Alexandria, Egypt, Jean-Daniel Stanley, Thomas F. Jorstad & Franck Goddio
60713_NGT_no_3_06_19.pdf, 14 pages, 1027kB

---

Challenges to geo-scientists in risk assessment for submarine slides, Farrokh Nadim
60713_NGT_no_3_06_20.pdf, 12 pages, 635kB

---

Natural catastrophes: causes, trends and risk management. The challenge of submarine mass movements – an insurance perspective, Anselm Smolka
60713_NGT_no_3_06_21.pdf, 10 pages, 374kB

---

 

Depositional facies and reservoir quality of deep-marine sandstones in the Norwegian Sea, Trond Lien, Ruth Elin Midtbø & Ole J. Martinsen
071-092_NGT_print.pdf, 22 pages, 4854kB

---

Triassic lithostratigraphy of the Northern North Sea Basin, Kjell-Sigve Lervik
093-116_NGT_print-2.pdf, 24 pages, 8758kB

---

A Late Triassic dinosaur bone, offshore Norway, Jørn Harald Hurum, Morten Bergan, Reidar Müller, Johan Petter Nystuen & Nicole Klein
117-123_NGT_print-3.pdf, 7 pages, 1616kB

---

Multidisciplinary stratigraphy across the Permian-Triassic boundary in deep-water environment of the Dongpan section, south China, Fan Zhang, Qinglai Feng, Weihong He, Youyan Meng & Songzhu Gu
125-131_NGT_print-4.pdf, 7 pages, 638kB

---

The Late Neoproterozoic Smalfjord Formation of the Varanger Peninsula in northern Norway: a shallow fjord deposit, B. Gudveig Baarli, Rebekah Levine & Markes E. Johnson
133-150_NGT_print.pdf, 18 pages, 1864kB

---

Determination of overpressures in sandstones by fluid-flow modelling: The Haltenbanken area, Norway, Eigill Nysæther
57686_NGT_kap.1_print.pdf, 27 pages, 5259kB

---

The Mesoproterozoic sub-Røynstaul unconformity, central Telemark, Norway, Kauko Laajoki & Jarkko Lamminen
57686_NGT_kap.2_print.pdf, 12 pages, 3797kB

---

Polycyclic aromatic hydrocarbons (PAHs) in Norwegian and Russian Arctic marine sediments: concentrations, geographical distribution and sources, Salve Dahle, Vladimir Savinov, Vera Petrova, Jarle Klungsøyr, Tatiana Savinova, Galina Batova & Anna Kursheva
57686_NGT_kap3_print.pdf, 10 pages, 3477kB

---

The myodocope ostracod Entomozoe from the Early Silurian of Severnaya Zemlya, Russian Arctic, David J. Siveter & Olga K. Bogolepova
57686_NGT_kap.4_print2.pdf, 8 pages, 1448kB

---

Age constraints on the late Caledonian (Scandian) deformation in the Major Bergen Arc, SW Norway, Haakon Fossen & W. James Dunlap
57686_NGT_kap.5_print.pdf, 12 pages, 2028kB

---

 

قابل توجه زمین شناسان محترم:

جهت مشاهده مقالات بیشتر برروی موضوعات داده شده درپیوندها کلیک کنید.از شما بازدید کننده محترم از این سایت تقاضا می شود در صورت داشتن مقالات زمین شناسی آن را به آدرس زیر برای ما ارسال کنید.در صورت داشتن مقالات فارسی و یا کتابهای زمین شناسی،فایل آنرا برای ما ارسال کنید.

[e-mail]

 

ژئوترمومتری سیالات درگیر

  

1980

1. Bodnar RJ & Beane RE (1980) Temporal and spatial variations in hydrothermal fluid characteristics during vein filling in preore cover overlying deeply buried porphyry copper-type mineralization at Red Mountain, Arizona.  ECONOMIC GEOLOGY, 75, 876-893.

2. Roedder E & Bodnar RJ (1980) Geologic pressure determinations from fluid inclusion studies. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 8, 263-301.

1982

3. Zolensky ME & Bodnar RJ (1982) Identification of fluid inclusion daughter minerals using Gandolfi X-ray techniques. American Mineralogist, 67, 137-141.

1983

4. Bodnar RJ (1983) A method of calculating fluid inclusion volumes based on vapor bubble diameters and P-V-T-X properties of inclusion fluids. ECONOMIC GEOLOGY, 78, 535-542.

1984

5. Bodnar RJ & Bethke PM (1984) Systematics of stretching of fluid inclusions. I. Fluorite and sphalerite at 1 atmosphere confining pressure. ECONOMIC GEOLOGY, 79, 141-161.

6. Sterner SM & Bodnar RJ (1984) Synthetic fluid inclusions in natural quartz. I. Compositional types synthesized and applications to experimental geochemistry. Geochimica et Cosmochimica Acta, 48, 2659-2668.

1985

7. Bodnar RJ & Sterner SM (1985) Synthetic fluid inclusions in natural quartz. II. Application to PVT studies. Geochimica et Cosmochimica Acta, 49, 1855-1859.

8. Bodnar RJ, Burnham CW & Sterner SM (1985) Synthetic fluid inclusions in natural quartz. III. Determination of phase equilibrium properties in the system H2O-NaCl to 1000?C and 1500 bars. Geochimica et Cosmochimica Acta, 49, 1861-1873.

9. Bodnar RJ, Reynolds TJ & Kuehn CA (1985) Fluid inclusion systematics in epithermal systems.in  Society of Economic Geologists, Reviews in Economic Geology, 2, Geology and Geochemistry of Epithermal Systems, B.R. Berger and P.M. Bethke, eds., 73-98.

1986

10. Pasteris JD, Kuehn CA & Bodnar RJ (1986)  Applications of the laser Raman microprobe RAMANOR U-1000 to hydrothermal ore deposits: Carlin as an example. ECONOMIC GEOLOGY, 81, 915-930.

 

1987

11. Bodnar RJ & Sterner SM (1987) Synthetic fluid inclusions. in  Hydrothermal Experimental Techniques, G.C. Ulmer  and H.L. Barnes, eds., Wiley-Interscience, New York. p.423-457.

 

1988

12. Hall DL, Sterner SM & Bodnar RJ (1988) Freezing point depression of NaCl-KCl-H2O solutions.  ECONOMIC GEOLOGY, 83, 197-202.

13. Haynes FM, Sterner SM Bodnar RJ (1988) Synthetic fluid inclusions in natural quartz. IV. Chemical analyses of fluid inclusions by SEM/EDA: Evaluation of method.  Geochimica et Cosmochimica Acta, 52, 969-978.

14. Ulrich MR & Bodnar RJ (1988) Systematics of stretching of fluid inclusions.  II. Barite at one atmosphere confining pressure. ECONOMIC GEOLOGY, 83, 1037-1046.

15. Sterner SM, Hall DL & Bodnar RJ (1988) Synthetic fluid inclusions. V. Solubility relations in the system  NaCl-KCl-H2O under vapor-saturated conditions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 52, 989-1006.

16. Vanko DA, Bodnar RJ & Sterner SM (1988) Synthetic fluid inclusions. VIII. Vapor-saturated halite solubility in part of the system NaCl-CaCl2-H2O, with application to fluid inclusions from oceanic hydrothermal systems.  Geochimica et Cosmochimica Acta, 52, 2451-2456.

1989

17. Bodnar RJ (1989) Synthetic fluid inclusions: A novel technique for experimental water-rock studies. Proceedings of the 6th International Water-Rock Symposium, D. L. Miles, ed., A. A. Balkema Publishing Co., Rotterdam, pp. 99-102.

18. Bodnar RJ, Binns PR & Hall DL (1989)  Synthetic fluid inclusions. VI. Quantitative evaluation of the decrepitation behavior of fluid inclusions in quartz at one atmosphere confining pressure. Journal of Metamorphic Geology, 7, 229-242.

19. Bodnar RJ, Sterner SM & Hall DL (1989)  SALTY: a FORTRAN program to calculate compositions of fluid inclusions in the  system NaCl-KCl-H2O. Computers & Geosciences, 15, 19-41.

20. Knight CL & Bodnar RJ (1989) Synthetic fluid inclusions. IX. Critical PVTX properties of NaCl-H2O solutions.  Geochimica et Cosmochimica Acta, 53, 3-8.

21. Sterner SM & Bodnar RJ (1989) Synthetic fluid inclusions. VII. Reequilibration of fluid inclusions in quartz during laboratory-simulated metamorphic uplift. Journal of Metamorphic Geology, 7, 243-260.

22. Hames WE, Tracy RJ & Bodnar RJ (1989) Postmetamorphic unroofing history deduced from petrology, fluid inclusions, thermochronometry, and thermal modeling: An example from southwestern New England.  Geology, 17, 727-730.

23. Knight CL, Williamson MA & Bodnar RJ (1989) Raman spectroscopy of zeolites: Characterization of natural zeolites with the laser Raman microprobe. Microbeam Analysis-1989, PE Russell, ed., San Francisco Press, 571-573.

24. O'Grady MR, Bodnar RJ, Hellgeth JW, Conroy CM, Taylor LT & Knight CL (1989) Fourier transform infrared microprobe (FTIRM) analysis of individual petroleum fluid inclusions in geologic samples.  Microbeam Analysis - 1989, PE Russell, ed., San Francisco Press, 579-582.

25. Hall DL & Bodnar RJ (1989) Comparison of fluid inclusion decrepitation and acoustic emission profiles of Westerly granite and Sioux quartzite.  Tectonophysics, 168, 283-296.

26. Sheets RW, Ausburn K, Rbodnar RJ, Craig JR & Law RD (1989) Geology and precious metal mineralization at the Morning Star deposit, San Bernardino County, California. U.S. Department of the Interior - Bureau of Land Management, California Desert Mineral Symposium Compendium, 219-231.

1990

27. Oakes CS, Bodnar RJ & Simonson JM (1990) The system NaCl-CaCl2-H2O. I. The vapor-saturated ice liquidus.  Geochimica et Cosmochimica Acta, 54, 603-610.

28. Hall DL & Bodnar RJ (1990) Methane in fluid inclusions from granulites: A product of hydrogen diffusion?  Geochimica et Cosmochimica Acta, 54, 641-651.

29. Bodnar RJ (1990) Petroleum migration in the Miocene Monterey Formation, California, U.S.A. : Constraints from fluid-inclusion studies. Mineralogical Magazine, 54, 295-304.

30. Oakes CS, Simonson JM & Bodnar RJ (1990) The system NaCl-CaCl2-H2O. II. Densities for ionic strengths 0.1 to 19.2 mol kg-1 at 298 and 308 K and 0.1 MPa. Journal of Chemical and Eng. Data, 35, no. 3, 304-309.

 

 

 صفحه بعدی

Geochemical processes controlling the elevated fluoride concentrations in groundwaters of the Taiyua

عنوان مقاله:

Geochemical processes controlling the elevated fluoride concentrations in groundwaters of the Taiyuan Basin, Northern China

شناسنامه مقاله:

Qinghai Guo, Yanxin Wang , Teng Ma, Rui Ma

انتشارات:

Journal of Geochemical Exploration 93 (2007) 1–12

دریافت فایل/PDF

 

جستجوی کتاب و مقاله

https://www.google.com/cse/publicurl?cx=014832324310110787999:szyuq-zn2uu

انواع ساخت و بافت در کانسارها

مقدمه

مطالعه ساخت و بافت در كانسارها، اطلاعات مهمي را در خصوص منشأ و تاريخچه حوادث پس از تشكيل آن ها را در اختيار ما قرار مي دهد. به عنوان مثال، مطالعه بافت ها مي تواند شواهدي از ماهيت فرايندهايي نظير رسو بگذاري اوليه ماده معدني، تعادل مجدد پس از رسوب گذاري، دگرگوني، دگرشكلي و هوازدگي را در اختيار ما قرار دهد. به طور كلي، بافت هاي ذخاير معدني ر ا مي توان به دو گروه اوليه و ثانويه تقسيم بندي نمود.

2-2 بافت هاي اوليه

1-2-2 بافت هاي اوليه ته نشيني ماگمايي

معمولاً رشد كانه ها در مذاب هاي سيليكاته منجر به تشكيل بلورهاي خود شكل تا نيمه شكل دار مي گردد. به عنوان مثال، كانه هاي، كروميت، مگنتيت و ايلمنيت را مي توان به صورت بلورهاي خودشكل درون سن گهاي ميزبان پريدوتيتي به همراه كان يهايي همچون پيروكسن، اوليوين و پلاژيوكلاز ملاحظه نمود (شكل 2- 1)، البته در بعضي موارد، بلورها به صورت اسكلتي نيز رشد مي كنند (شكل 2- 2). به علاوه، رشد پويكيليتيك سيليكات ها درون اكسيدها (شكل 2- 3) و يا رشد اكسيدها درون سيليكات ها ( شكل 2- 4) نيز غيرمعمول نيست.

2-2-2 بافت اوليه پركننده فضاي خالي

رشد كانه ها درون حفرات و رگ ههاي باز، اغلب با تشكيل كاني هاي با سطوح بلوري خوب توسعه يافته اي مشخص مي گردند كه معمولاً بافت منطقه بندي (شكل 2- 5)، قلوه اي شكل  و رشد نواربندي هم مركز  (شكل 2- 6) را از خود نشان مي دهند.

 

شكل 2- 1 بلورهاي خودشكل كروميت درون سن گهاي فوق بازي معدن كروميت فارياب، نور عادي، عرض ميدان ديد 1200 ميكرون (نجف زاده، 1386 ).

 

شكل 2- 2 بلورهاي اسكلتي شكل كروميت (سيا هرنگ) درون دوني تهاي معدن كروميت فارياب، نور عادي، عرض ميدان ديد 3600 ميكرون (نجف زاده، 1386 ).

 

شكل 2- 3 رشد پويكيليتيك بلور پيروكسن درون كروميت هاي تيره رنگ سنگ هاي فوق بازي معدن كروميت فارياب، نور عادي، عرض ميدان ديد 1200 ميكرون (نجف زاده، 1386 ).

 

شكل 2- 4 بلور خودشكل كروميت سياه درون كلريت كرو مدار روشن سنگ هاي فوق بازي معدن كروميت فارياب، نور عادي، عرض ميدان ديد 3000 ميكرون (نجف زاده، 1386 ).

 

شكل 2- 5 بافت منطقه بندي (زونينگ). الف) در يك بلور اسفالريت از معدني در آلمان، نور پلاريزه، ب) در بلور كلرآرژيريت AgCl) ) از معدن بروكن هيل  در استراليا، نور پلاريزه، (پراسجوس 3، 2008 ).

 

شكل 2- 6 رشد نواربندي هم مركز در يك بلور بيرنسيت واقع در جزيره كانگورو. الف) نور عادي، ب) نور پلاريزه، عرض ميدان ديد مساوي با 1.5 ميلي متر (پراسجوس 2، 2008 ).

 

به علاوه، ته نشيني از محلول هاي گرمابي در شكاف هاي باز، مي تواند منجر به تشكيل ساختمان هاي شانه اي  (شكل 2- 7) و رگه هاي داراي نواربندي هاي متقارن  و يا غيرمتقارن (شكل 2- 8) گردد. اين بافت ها از مقياس ميكروسكوپي تا مقياس ماكروسكپي قابل مشاهده هستند.

 

شكل 2- 7 ساختار شانه اي كه در آن، رشد بلورها به سمت خارج ديواره هاي شكاف باز شده نشان داده شده است (كريگ و ووگان، 1994 ).

 

شكل 2- 8 رگه هاي داراي نواربندي. الف) غيرمتقارن، ب) متقارن (جنسن و بيتمن، 1981 ).

اكسيد و هيدروكسيدهاي آهن و منگنز اغلب در نتيجه چرخش آ بهاي جوي درون شكاف هاي باز تشكيل مي شوند. اين كاني ها (ب هعنوان مثال گوتيت، پيرولوسيت و كريپتوملان) ممكن است دسته بلورهايي به شكل رشته اي و شعاعي را در طول اين شكستگي ها تشكيل دهند (شكل 2- 9).

 

شكل 2- 9 بلورهاي رشته اي شعاعي. الف) از كاني روتيل واقع در معدني از برزيل، نور پلاريزه، ب) از كاني اكسيد منگنز (كالكوفانيت) از كانسار بروكن هيل، استراليا. نور پلاريزه (پراسجوس، 2008 ).

2 بافت هاي ثانويه

1-3-2 بافت هاي ثانويه حاصل از جانشيني

جانشيني يك كانه توسط كانه يا كاني ديگر، از جمله فرايندهايي است كه در طي هوازدگي بسياري از كان سنگ ها رخ مي دهد. از جمله بافت هاي جانشيني كه به راحتي قابل تشخيص هستند مي توان به جانشيني سولفيدهاي فلزي (نظير پيريت، ماركازيت و كالكوسيت) يا اكسيدها (نظير هماتيت، گوتيت و ليمونيت) به صورت اشكال دروغين به جاي پوسته هاي فسيل ها يا قطعات چوب درختان اشاره نمود. به علاوه، جانشيني اكسيدهاي آهن به جاي مكعب هاي پيريت يا تيغه هاي ماركازيت در طي هوازدگي نيز به راحتي قابل تشخيص است. جانشيني ممكن است در اثر فرايندهاي زير رخ دهد:

الف) انحلال و رسوب گذاري مجدد

ب) اكسيداسيون

ج) انتشار در حالت جامد

مرز جديد بين كاني جانشين شده و كاني جانشين شونده معمولاً ناگهاني ، نامنظم و يا پخشي  است. فرايند جانشيني در نتيجه واكنش هاي شيميايي سطحي رخ مي دهد و از اين رو شكستگي ها، رخ ها و مرز بين دانه ها از جمله اولين مكان هاي مناسب جهت آغاز اين فرايند به شمار مي آيند. در ابتدايي ترين مراحل جانشيني، اين فرايند را مي توان به راحتي تشخيص داد، زيرا بخش اعظم كاني اصلي هنوز باقي مانده و به علاوه شكستگي ها، رخ ها و مرز دانه هاي اوليه هنوز قابل مشاهده اند (شكل 2- 10 ).

يكي از بافت هايي كه شباهت زيادي با بافت جانشيني در طول شكستگي ها يا فضاهاي خالي دارد، بافت پركننده شكستگي ها است. بافت پركننده شكستگ ي ها در واقع، حاصل از ت هنشيني يك فاز (كاني) بعدي و يا تزريق آن فاز در حين دگرگوني است. با مشاهده دقيق، مي توان بين بافت جانشيني در طول شكستگي ها و بافت پركننده شكستگي ها تفاوت قائل شد. بدي ن صورت كه در طي فرايند جانشيني، بعضي از كاني هاي اوليه، مصرف مي شوند كه اين امر منجر به ايجاد يك سري حاشيه هاي گردشده و نامنظم گرديده، درحالي كه در طي فرايند پرشدگي، حاشيه شكستگي هاي اوليه دست نخورده باقي مي مانند. به علاوه بعد از عمل جانشيني، حاشيه دو طرف شكستگي با يكديگر منطبق نمي شوند (شكل 2- 11 الف)، درحالي كه بعد از پرشدگي، حاشيه دو طرف شكستگي ها بر يكديگر قابل انطباق هستند (شكل 2- 11 ب). پديده جانشيني مي تواند درون ساختمان بلوري نيز ايجاد شود . ب ه عنوان مثال مي توان از اكسيداسيون مگنتيت نام برد كه معمولاً منجر به جانشي نشدن هماتيت در طول سطوح ( 111 ) به جاي مگنتيت مي گردد (شكل 2- 12 ). اين پديده را مارتيتي شدن  مي نامند. تركيب شيميايي فاز اوليه ممكن است تركيب شيميايي فازي كه جانشين آن مي شود را نيز كنترل نمايد. به عنوان مثال مي توان از جانشيني كالكوپيريت يا بور نيت توسط كووليت نام برد. همچنين از موارد كنترل جانشيني مي توان به رسوب بورنيت در اطراف يك بلور اوليه پيريت اشاره نمود كه توسط سيال غني از مس رخ مي دهد (شكل 11-2 الف).

 

شكل 2- 10 بلورهاي ريز كالكوسيت (خاكستري متمايل به آبي)، در طول مرز دانه ها و شكستگي ها جانشين پيريت (سفيد) شده است، ناميبيا، نور عادي، (پراسجوس، 2008 )

 

شكل 2- 11 الف) بلور نيمه شكل دار پيريت (سفيد) در طول شكستگي ها توسط كالكوپيريت (خاكستري روشن) جانشين شده است. كاني زمينه، بورنيت است. كالكوپيريت در نتيجه واكنش پيريت با سيالي كه بورنيت را راسب نموده است تشكيل گرديده است، آريزونا، عرض ميدان ديد مساوي با 2000 ميكرون، ب) شكستگي هاي موجود در پيريت كه توسط نفوذ پيروتيت پر شده است، ويرجينيا، عرض ميدان ديد مساوي با 520 ميكرون (كريگ و ووگان، 1994 ).

 

شكل 2- 12 مارتيت كه در آن، هماتيت (سفيد) به واسطه اكسيداسيون در طول سطوح كريستالوگرافي مگنتيت توسعه يافته است، عرض ميدان ديد مساوي با 240 ميكرون (كريگ و ووگان، 1994 ).

بافت هاي ثانويه حاصل از سردشدن كانسارها در درجه حرارت هاي مختلفي تشكيل مي شوند كه از جمله مي توان به تشكيل ذخاير سرب- روي موجود در سن گهاي كربناتي در دماهايي كمتر از 100 درجه سانتي گراد و تشكيل ذخاير Fe-Ni-Cu موجود در سن گهاي فوق بازي در دماهايي بيش از 1000 درجه سانتي گراد اشاره نمود. بعضي از كانه هايي كه در دماهاي بالا تشكيل مي شوند، با سردشدن، تعادل مجدد تركيبي و بافتي پيدا نموده و بافت هاي جديدي در آن ها تشكيل مي شود كه از مه مترين آن ها مي توان به بافت برو نرستي يا ناآميختگي يا اكسلوشن 1 اشاره نمود. در اين حالت، يك فاز از فاز ديگر به خارج رانده مي شود و اغلب يك الگوي خاص را به نمايش مي گذارد. به عنوان مثال مي توان به اكسلوشن اولويت  و تيتانومگنتيت (شكل 2- 13 ) يا هماتيت و ايلمنيت (شكل 2- 14 ) اشاره نمود. به علاوه در بعضي موارد، بافت اكسلوشن به صورت ميرمكيتي  يا كرمينه اي نيز ظاهر مي گردد كه از آن جمله مي توان به بافت ميرمكيتي آرسنيت و استيب آرسن (SbAs) اشاره نمود.

 

شكل 2- 13 الف) اكسلوشن تيغ ههاي اولويت (خاكستري تيره) TiFe₂O₄ درون تيتانومانيتيت (خاكستري روشن)، نور عادي و ب) نور پلاريزه، سوئد، (پراسجوس، 2008 ).

 

شكل 2- 14 اكسلوشن بلورهاي هماتيت (خاكستري روشن) و ايلمنيت (خاكستري  متمايل به قهوه اي)، گينه، نور عادي، (پراسجوس، 2008(

 

شكل 2- 15 بافت ميرمكيتي بين كوپريت (خاكستري متمايل به آبي) و گالن  (خاكستري روشن)، نور عادي، (پراسجوس، 2008 ).

عوامل مختلفي نظير رشد سريع، تبلور مجدد و يا تبلور شبه اوتكتيكي 1 مي توانند در تشكيل اين نوع بافت مؤثر باشند (مقدسي و خاكراه، .(1388

2 بافت هاي ثانويه حاصل از دگرشكلي

بسياري از كانه ها بافت هايي را از خود نشان مي دهند كه شواهدي از دگرشكلي را در خود حفظ نموده اند. درجه دگرشكلي كان هها به عواملي همچون نوع كانه، نرخ كرنش ، ماهيت دگرشكلي، كاني هاي همراه، درجه حرارت، زمان دگرشكلي و تاريخچه حوادث پس از دگرشكلي بستگي دارد. از جمله مهم ترين سيماهاي دگرشكلي مي توان به انواع ماكل ساده و پلي سنتتيك، نوارهاي شكنجي يا كينك باند  و تيغ ههاي فشاري  اشاره نمود. به عنوان مثال مي توان از تشكيل ماكل ساده در آرسنوپيريت (شكل 2- 16 )، ماكل دگرشكلي در پيروتيت (شكل 2- 17 )، ماكل پلي سنتتيك در بيسموت و نوارهاي شكنجي در پيروتيت نام برد. نوارهاي شكنجي به تيغه هاي نيمه موازي خميده اي اطلاق مي شود كه كه خاموشي موجي نشان مي دهند. تيغه هاي فشاري در مواردي ايجاد مي شوند كه بخش هايي از كانه، اندكي جابه جا شده كه در نتيجه، بخ شهاي جابه جا شده يا خاموشي موجي داشته و يا اندكي خاموشي متفاوتي با ساير قسم تها نشان مي دهند (كريگ و ووگان، 1994 ).

 

شكل 2- 16 ماكل كارلسباد در ارسنوپيريت، نور پلاريزه متقاطع، نروژ، (پراسجوس، 2008 ).

 

شكل 2- 17 ماكل دگرشكلي در پيروتيت، نور عادي، معدن كاراتونك 1، چين، (پراسجوس، 2008 ).

 

منبع: زمین شناسی اقتصادی تالیف علیرضا نجف زاده، شهرام خلیلی مبرهن و جمشید احمدیان

اشكال مختلف ذخاير معدني

اشكال مختلف ذخاير معدني
ذخاير معدني بر حسب منشأ و شرايط تشكيل، به اشكال مختلفي ديده مي شود. توده هاي معدني بر حسب اين كه با لايه بندي سنگ هاي ميزبان به صورت هم شيب  و يا غيرهم شيب 3 قرار گرفته باشند، به دو گروه مختلف تقسيم مي گردند )ايوانز، (2000 . توده هاي معدني هم شيب نيز به دو گروه توده هاي معدني با شكل منظم و غيرمنظم قابل تقسيم اند كه در ادامه، آن ها را مورد بررسي قرار خواهيم داد.
 
1-    توده هاي معدني غير هم شيب
 
1-1-        توده هاي معدني با شكل منظم
بعضي از انواع توده هاي معدني، واجد اشكال خاص مي باشند كه به اشكال هندسي بسيار شبيه اند. از جمله آن ها مي توان به تود ههاي معدني صفحه اي شكل  و لوله اي شكل  اشاره نمود.
 
الف) توده هاي معدني صفحه اي شكل:
اين قبيل از توده هاي معدني در دو بعد، گسترش وسيع داشته اما در بعد سوم معمولاً گسترش چنداني ندارند. از جمله توده هاي معدني صفحه اي شكل مي توان به رگ هها  اشاره نمود. رگه ها به اشكال مختلفي همچون رگه هاي موازی، رگه هاي شعاعي، رگه هاي بادبزني ، رگه هاي متقاطع، رگه هاي حجره اي شده ، رگه هاي اتساعي، رگه هاي پلكاني و رگه هاي متصل ديده مي شوند. در بعضي موارد، ممكن است رگه هاي ضخيم موجود در يك سنگ سخت ( نظير گرانيت) با ورود به سنگ هاي نرم (نظير شيست) به رگه هاي فرعي باريكي تقسيم شده و شكل دم اسبي به خود بگيرد.
 
ب) توده هاي معدني لوله اي شكل: توده هاي معدني لوله اي شكل در دو بعد، كوتاه و در بعد سوم، طويل مي باشند. چنين اشكالي از ذخاير معدني، هنگامي كه به صورت قائم يا تقريباً قائم باشند، اصطلاحاً دودكش يا پايپ و در مواردي كه افقي يا تقريباً افقي باشند، ذخيره تخت يا مانتو ناميده مي شوند.
 

 انواع سيستم هاي شكافي و رگه هاي حاصل از آ نها. الف) رگه هاي موازي، ب) رگ ههاي بادبزني ، ج) رگ ههاي شعاعي ، د) رگه هاي متقاطع

 

انواع شكاف ها و رگ ههاي حاصل از آن ها. الف) رگه هاي حجره اي، ب) رگه هاي اتساعي درون شيست، ج) رگه هاي نردباني درون شيست، د) رگه هاي الحاقي

ورود رگه هاي ضخيم مواد معدني از سنگ سخت گرانيتي به درون شيست هاي نرم و تشكيل رگه هاي باريك و دم اسبي شكل

 

شمايي از توده معدني قلع به شكل دودكش از معدني واقع در استراليا

توده هاي معدني با شكل نامنظم:

اين دسته از ذخاير معدني هيچ گونه شكل منظمي نداشته و به اشكال افشان  و به صورت جانشيني نامنظم 1 ديده مي شوند.
 
الف) كانسارهاي افشان: در اين دسته از كانسارها، كان هها به صورت پراكنده در بخش هاي مختلف توده معدني حضور دارند. از جمله اين كانسارها مي توان به الماس موجود در كيمبرليت ها و يا ذخاير مس- نيكل موجود در گابروهاي لاي هاي اشاره نمود. در دسته اي ديگر از ذخاير اين گروه، شكل افشان كانه ها ممكن است در طول رگچه هاي متراكم كه سنگ ميزبان را قطع نمود هاند ديده شود، كه در اين حالت شبكه اي درهم، تحت عنوان كاني سازي رگچه اي سه بعدي يا استوك ورك 2 را تشكيل مي دهد.از جمله مهمترين كانسارهاي داراي بافت استو كورك مي توان به ذخاير معدني مس و موليبدن پورفيري و در بعضي موارد به ذخاير قلع، طلا، نقره، جيوه و اورانيم اشاره نمود.

نقشه افقي و مقطعي از يك توده معدني به شكل مانتو واقع در ايالت يوتا در آمريكا (ايوانز، 2000 ).

كاني سازي رگچه اي استوك ورك قلع در معدن مس- طلاي گراسبرگ واقع در اندونزي (تيلور 2، 2009 )

 
ب) كانسارهاي جانشيني با شكل نامنظم: بسياري از ذخاير معدني، در نتيجه جانشيني ماده معدني درون سنگ هاي قبلي، به ويژه رسوبات غني از كربنات به وجود آمده اند. اين فرايند جانشيني، اغلب در دماهاي بالا و در محل تماس با تود ههاي آذرين نفوذي متوسط تا بزرگ رخ مي دهد. چنين ذخايري كه تح تعنوان ذخاير دگرگوني مجاورتي، پيرومتاسوماتيك يا اسكارن از آن ها نام برده مي شود، شكل كاملاً نامنظمي داشته و اغلب واجد عناصري نظير آهن، مس، تنگستن، گرافيت، روي، سرب، موليبدن، قلع و اورانيم مي باشند از انواع ديگر كانسارهاي جانشيني با شكل نامنظم مي توان به نهشته هاي تخت يا فلت ها  اشاره نمود. اين نهشت هها، از توده هاي افقي يا تقريباً افقي از ماده معدني تشكيل مي شوند كه از رگه ها منشعب شده و در درون سنگ هاي ميزبان كربناته و در زير يك پوشش غيرقابل نفوذ نظير شيل جاي م يگيرند. نكته قابل ذكر آن است كه بين سيماهاي رسوبي و فرايندهاي جانشيني، هميشه ارتباطي منطقي وجود دارد. به عنوان مثال، اين ارتباط مي تواند با سنگ آهك هاي ميان لايه اي، با سطح لايه بندي  و يا با لايه غيرقابل نفوذ بالايي وجود داشته باشد.

كانسار اسكارن واقع در ايالت يوتا، آمريكا (ايوانز، 2000 ).

 

 

تشكيل كان سنگ هاي پيرومتازوماتيك با اشكال نامنظم درون سنگ آهك هاي مجاور توده نفوذي (پلومر و م كگيري، 1991 )

تشكيل ماده معدني درون سنگ آه كهاي واقع در زير شيل هاي نفوذناپذير (پاركر، 1987 ).

 توده هاي معدني سرب- روي در يك طاقديس چي نخورده واقع در روسيه. به توسعه رگه ها در امتداد گسل ها و تشكيل فلت هاي منشأگرفته از آن ها در زير لايه هاي غيرقابل نفوذ شيل توجه نماييد (ايوانز، 2000 ).

 

ارتباط تشكيل ماده معدني جانشيني با ساختارهاي رسوبي. الف) ارتباط با طبقات سنگ آهك بي نلايه اي، ب) ارتباط با سطح لايه بندي، ج) ارتباط با طبقات غيرقابل نفوذ بالايي (جنسن و بيتمن 1، 1981 ).

.2-    توده هاي معدني هم شيب
2-1- سنگ ميزبان رسوبي
توده هاي معدني هم شيب موجود در رسوبات، از جمله منابع مهم بسياري از فلزات گوناگون نظير فلزات پايه و آهن به شمار رفته و به صورت هم شيب با لايه بندي تشكيل شده اند و به همين دليل، آن ها را ذخاير لايگون (استراتيفرم) مي نامند. از جمله مهمترين سنگ ميزبان هاي رسوبي، مي توان به سنگ ميزبان آهكي ، سنگ ميزبان رسي و سنگ ميزبان ماسه اي اشاره نمود.
 

تشكيل كاني سازي سرب و روي به شكل تود ههاي معدني لايه اي شكل همزاد درون توالي سنگ آهك در معدن سيلورماين واقع در ايرلند (ايوانز، 2000 ).

 

تشكيل توده معدني سرب و روي به شكل ه مشيب درون سنگ ميزبان آرژيليتي، معدن سوليوان، كانادا (ايوانز، 2000 ).

3-     سنگ ميزبان آذرين
الف) سنگ ميزبان آتشفشاني: از مهم ترين كانسارهاي موجود در سنگ هاي آتشفشاني مي توان به كانسارهاي موجود در حفرات سن گهاي آذرين و كانسارهاي سولفيد توده اي 1 (ماسيوسولفيد) همراه با سن گهاي آتشفشاني اشاره نمود. گروه اول، از اهميت اقتصادي چنداني برخوردار نبوده، اما كانسارهاي گروه دوم از جمله منابع مهم فلزات پايه به همراه محصولات فرعي طلا و نقره به شمار مي روند. كانسارهاي گروه اول، عموماً درون حفرات گدازه هاي بازالتي كه نفوذپذيري آن ها توسط فرايند برش يشدن افزايش يافته است تشكيل مي شوند. كانسار مس كويناو  واقع در ايالت ميشيگان آمريكا از جمله كانسارهاي اين گروه به شمار مي رود. در ذخاير سولفيد توده اي همراه با سنگ هاي آتشفشاني، بيش از 90 درصد از ماده معدني را معمولاً كاني پيريت به خود اختصاص داده، اگر چه پيروتيت نيز در بعضي از ذخاير ديده مي شود. اين كانسارها به صورت تود ههاي لايگون (استراتيفرم)، عدسي شكل و صفحه اي شكل مي باشند  و در حد واسط بين واحدهاي آتشفشاني يا در حد فاصل واحدهاي آتشفشاني- رسوبي تشكيل مي گردند.
 
ب) سنگ ميزبان دروني: بسياري از توده هاي آذرين دروني ب ه ويژه توده هاي آذرين بازي واجد لايه بندي هاي موزون  بوده و در بعضي موارد، ممكن است كاني هايي نظير كروميت، مگنتيت و ايلمنيت در بين كمپلك سهاي لايه اي مذكور، ذخاير قابل استخراجي را تشكيل دهند. به عنوان مثال، مي توان از تشكيل لايه هاي كروميتيت درون سنگ هاي فوق بازي نظير دونيت نام برد كه ممكن است ده ها تا صدها متر امتداد داشته باشد در كمپلكس بازي- فوق بازي بوشولد واقع در آفريقاي جنوبي، گاهي لايه هاي كروميتيت درون سنگ هاي فوق بازي تا چند كيلومتر امتداد دارند.

مقطع شماتيك از يك كانسار سولفيد تود هاي همراه با سنگ هاي آتشفشاني كه در آن رگچه هاي استوك ورك تغذيه كننده ماده معدني ( Py. پيريت، sp. اسفالريت، ga. گالن، cp. كالكوپيريت) نشان داده شده است (ايوانز، 2000 ).

باندهاي كروميتيت به طول چند صد متر واقع در دوني ت هاي معدن كروميت فارياب، جنوب شرق كرمان (نجف زاده، 1386).

منبع: زمین شناسی اقتصادی تالیف علیرضا نجف زاده، شهرام خلیلی مبرهن و جمشید احمدیان

حضور میکروارگانیزمهای کهن در نمک - Ancient microorganisms in salt

Ancient microorganisms in salt

Natural salt deposits contain microorganisms reported to be up to hundreds of millions of years old. Recent studies have concluded that salt-loving (halophilic) microbes living in ancient surface environments became trapped inside salt crystals and survived in a dormant state within the buried deposits. Protracted survival of microorganisms in ancient salt formations and other materials has redefined views of long-term survival and led to the realization that the biosphere on Earth and perhaps other parts of the solar system extends well into the solid subsurface.

 

Deposition of evaporites

Salt deposits, called evaporites, form from the evaporation of water at the Earth's surface in marine and inland lake environments with arid climates. Settings with modern evaporites include coastal lagoons, saline lakes such as the Great Salt Lake, Utah, and the Dead Sea, Israel and Jordan, and desiccated “pans” such as Salar de Atacama, Chile. Chemical species dissolved in seawater or nonmarine waters, such as sodium (Na+), calcium (Ca2+), magnesium (Mg2+), potassium (K+), sulfate (SO4 2−), bicarbonate (HCO3 −), and chloride (Cl−) are concentrated during evaporation until the waters become supersaturated with particular minerals. Typically, the salts formed during evaporative concentration of natural waters precipitate in reverse order of their solubility; that is, relatively insoluble CaCO3 (calcite) and CaSO4 (gypsum) crystallize first, followed by NaCl (halite). The so-called bittern salts composed of magnesium and potassium chlorides and sulfates precipitate last before the brine dries out completely. Ancient evaporites, buried underground and accessible in mines and from borehole cores, can underlie large areas with impressive thicknesses. These deposits are exploited today as economic minerals used for production of fertilizer, road salt, and a host of other applications. Buried evaporites may remain in an undisturbed state or may undergo physical and mineralogical changes due to the increased pressures and temperatures of burial.

 

Fluid inclusions in halite

Fluid inclusions are tiny fluid-filled cavities within crystals. Primary fluid inclusions are so named because they are trapped during crystal growth and may remain in an undamaged state, as a closed system with respect to their surroundings, for millions of years. Secondary fluid inclusions form after crystal growth from healing of tiny fluid-filled cracks within crystals. Fluid inclusions in the mineral halite are particularly abundant and have been studied since the nineteenth century. Primary fluid inclusions in halite are cubic, rectangular prism, or irregular in shape, typically <1 to several hundred micrometers in size, and contain brine incorporated during crystal growth (Fig. 1). Such fluid inclusions found in halite crystals formed in ancient oceans, for example, contain evaporated seawater.

 

 

Fig. 1  Cubic and rectangular-prism-shaped brine inclusions in halite crystal. Horizontal field of view is 0.5 mm. (Courtesy of T. Lowenstein)

 

 Halophilic microorganisms in modern saline environments

Halophilic prokaryotes, notably the halophilic Archaea (haloarchaea) and less abundant halophilic Bacteria, may exist in large numbers (greater than 1 million cells per milliliter) in present-day surface brines, even at salinities greater than 30%, which is ten times more saline than normal seawater (Fig. 2). Halite crystals precipitating in these environments trap halophilic microorganisms in the water column, preferentially in brine-filled inclusions (Fig. 3). These halite crystals, and the contained microorganisms, may form layered sedimentary deposits that have been buried and preserved for millions of years. Fluid inclusions in halite are an ideal environment for the long-term survival of microorganisms because the dissolved oxygen is low, high salinities decrease the degradation of proteins and nucleic acids including DNA (deoxyribonucleic acid), and with burial microbes are removed from solar radiation.

 

 

Fig. 2  Pink-orange brine color of the water is produced by halophilic microorganisms, Saline Valley, California. (Courtesy of M. Timofeeff)

 

Fig. 3  Brine inclusion with trapped microorganisms in halite crystallized in 2004 from Saline Valley, California. Inclusion is 40 × 20 μm in size. (Courtesy of T. Lowenstein)

 

Microorganisms in ancient halite

Microorganisms in salt deposits, specifically halite, have been reported since the beginning of the twentieth century. Many recent studies have focused on fluid inclusions in halite. Research falls into two categories. “Reviving” microorganisms trapped inside crystals using culturing methods is by far the most common approach. A second technique involves amplification of DNA fragments that are trapped inside fluid inclusions using the polymerase chain reaction (PCR). In both cases, the largest issue is whether the microorganisms or DNA recovered are as old as the halite in which they are found. Halite crystals must be retrieved from mines or borehole cores and then handled in the laboratory. Therefore, contamination by younger organisms is an important concern. This issue has not been fully resolved, and therefore all reports of ancient microorganisms in halite should be viewed as controversial.

Halite samples analyzed for ancient microorganisms range from 500-g blocks to individual crystals, and in some cases single fluid inclusions within a crystal. In all cases, work is performed in clean laboratory conditions, commonly under a laminar-flow hood, using sterilized equipment. Halite samples must be treated to sterilize the crystal surfaces and destroy surface nucleic acids. Several methods are used. Halite crystals may be soaked in ethanol, which is then burnt off using a flame. Another procedure involves immersing the halite crystals in concentrated sodium hydroxide (NaOH) and then hydrochloric acid (HCl). Once the crystals surfaces are sterilized, they are then dissolved in growth media, if using culturing methods on whole crystals. Growth media vary, but all contain high salt concentrations and a carbon source such as yeast extract, casein-derived amino acids, or glucose, to name a few. If individual fluid inclusions are targeted, then a microdrill is used to breach a fluid inclusion cavity. The brine is then removed with a micropipette and inoculated into growth medium. One study used surface-sterilized halite crystals to sample DNA in fluid inclusions, followed by purification, amplification of 16S ribosomal RNA (ribonucleic acid) genes, and DNA sequencing.

A number of haloarchaea have been cultured from 200–300-Ma halite samples collected from evaporites in England, Germany, and Austria. One of these species, Halococcus salifodinae, isolated from geographically separated areas, was interpreted by H. Stan-Lotter and colleagues as a vestige from the marine brines that once covered western Europe. R. H. Vreeland and colleagues reported a spore-forming bacterium, Virgibacillus strain 2-9-3, extracted and cultured from a 250-Ma salt crystal found in the Permian Salado Formation of New Mexico. That study has been widely cited because the laboratory work was done using rigorous sterilization techniques. M. R. Mormile and colleagues discovered a halophilic microorganism, identical in its 16S rDNA gene to the Archaeal species Halobacterium salinarum, in a fluid inclusion in halite from a 100,000-year-old deposit 85 m below the surface of Death Valley, California. Haloarchaeal and bacterial DNA were recovered by S. A. Fish from halite crystals in evaporite deposits between 11 and 425 million years old from Poland, Thailand, and the United States. These reports of culturing halophilic Archaea and Bacteria and isolating DNA from ancient halites have raised debate on the long-term preservation of microorganisms and DNA. Critics of these studies have argued that recrystallization of halite, movement of brine, and contamination by modern organisms are the most likely explanations for the microbes and DNA recovered in these studies. Others question the results because it is widely believed that DNA molecules should break down to more stable components after millions of years. In addition, the 16S rDNA sequences from the ancient microorganisms are nearly identical to modern organisms, which indicate to some that the ancient organisms may actually be modern laboratory contaminants. For example, the 16S rDNA sequence from the ancient bacterium Virgibacillus strain 2-9-3 is nearly identical (differs by only three out of 1559 nucleotides) to a near-modern organism recovered from the Dead Sea named Virgibacillus marismortui. The similarities in 16S rDNA of ancient microorganisms and contemporary relatives may, however, also be explained by slow rates of evolution in the stable saline environments that these microorganisms inhabit, and long generation times. Additional reports of ancient microorganisms, particularly with replication of results in separate laboratories, will strengthen the evidence against laboratory contamination. The question of long-term survival of microorganisms has recently taken on extraterrestrial significance because fluid inclusion–bearing halite has been discovered in a meteorite and salts exist on the surface of Mars. That raises the fascinating question of whether it is possible to transport microorganisms encapsulated in fluid inclusions in halite across the solar system.

For background information  See also: Archaebacteria; Bacteria; Bacteriology; Halite; Halophilism (microbiology); Saline evaporites; Solar system in the McGraw-Hill Encyclopedia of Science & Technology

 

Bibliography

•S. A. Fish et al., Recovery of 16S ribosomal RNA gene fragments from ancient halite, Nature , 417:432–436, 2002 DOI:10.1038/417432a

•T. J. McGenity, R. T. Gemmell, W. D. Grant, and H. Stan-Lotter, Origins of halophilic microorganisms in ancient salt deposits, Environ. Microbiol. , 2(3):243–250, 2000 DOI:10.1046/j.1462-2920.2000.00105.x

•M. R. Mormile et al., Isolation of Halobacterium salinarum retrieved directly from halite brine inclusions, Environ. Microbiol. , 5(11):1094–1102, 2003 DOI:10.1046/j.1462-2920.2003.00509.x

•R. H. Vreeland, W. D. Rosenzweig and D. W. Powers, Isolation of a 250 million-year-old halotolerant bacterium from a primary salt crystal, Nature , 407:897–900, 2000 DOI:10.1038/35038060

•[e-mail] = egeology.blogfa.com

 

 

میکروارگانیسم های باستان در نمک

ذخایر نمک طبیعی حاوی میکروارگانیسم ها گزارش می شود تا به صدها میلیون ساله . مطالعات اخیر نشان داده اند که میکروب های نمک دوست ( نمک دوست ) زندگی در محیط های سطح کهن در داخل کریستال های نمک به دام افتاده شد و در حالت خفته در رسوبات به خاک سپرده شد جان سالم به در برد . بقای طولانی از میکروارگانیسم ها در تشکل های نمک باستانی و مواد دیگر تا به تعریف نمایش بقای طولانی مدت است و منجر به تحقق است که زیست کره زمین و شاید از دیگر نقاط منظومه شمسی گسترش خوبی را به زیر سطحی جامد .

 

رسوب و تبخیر

سپرده های نمک، تبخیر نامیده می شود، فرم را از تبخیر آب در سطح زمین در محیط های دریاچه داخلی و دریایی با آب و هوای خشک . تنظیمات با تبخیر مدرن شامل تالابهای ساحلی ، دریاچه های شور مانند دریاچه بزرگ نمک ، یوتا ، و دریای مرده ، اسرائیل و اردن ، و خشکی » ، سینی های باری، مانند سالار د آتاکاما ، شیلی . گونه های شیمیایی محلول در آب دریا یا آب nonmarine ، مانند سدیم ( سدیم + ) ، کلسیم ( CA2 + ) ، منیزیم ( MG2 + ) ، پتاسیم ( K + ) ، سولفات ( SO4 2 - ) ، بی کربنات ( HCO3 - ) ، و کلرید ( کلر ، ) در طول تبخیر متمرکز شده تا آب تبدیل به فوق اشباع با مواد معدنی خاص . به طور معمول، نمک تشکیل شده در طول غلظت تبخیری از آبهای طبیعی در جهت معکوس حلالیت آنها را تسریع ، که شده است، نسبتا نامحلول CaCO3 ( کلسیت ) و CaSO4 (گچ ) متبلور اول، به دنبال توسط نمک طعام ( هالیت ) . نمک به اصطلاح بوتیمار متشکل از منیزیم و کلرید پتاسیم و سولفات رسوب قبل از خشک آب نمک به طور کامل. تبخیر باستان، به خاک سپرده شده در معادن زیرزمینی و در دسترس و از هسته های گمانه ، می تواند زمینه های زیادی با ضخامت چشمگیر زمینه . این نهشته ها به عنوان مواد معدنی اقتصادی مورد استفاده برای تولید کود ، نمک جاده، و میزبان از برنامه های کاربردی دیگر مورد سوء استفاده قرار گیرد . تبخیر مدفون ممکن است در یک حالت دست نخورده باقی می ماند و یا ممکن است تغییرات جسمی و کانی شناسی با توجه به دما و فشار افزایش دفن تحت .

 

اجزاء مایع در نمک طعام

آخال سیالات کوچک حفره پر از مایع در درون بلورهای . آخال مایع اولیه تا به نام چرا که آنها در طول رشد بلور به دام افتاده است و ممکن است در یک دولت سالم باقی می ماند ، به عنوان یک سیستم بسته با توجه به محیط اطراف خود ، برای میلیون ها سال . آخال سیال ثانویه بعد از رشد بلور از بهبود زخم ها و ترک های کوچک پر از مایع در داخل کریستال تشکیل می دهند. اجزاء سیالات در نمک طعام معدنیبه خصوص فراوان است و از قرن نوزدهم مورد مطالعه قرار گرفته است . آخال مایع اولیه در نمک طعام مکعب، منشور مستطیل شکل، و یا نامنظم در شکل ، معمولا < 1 تا چند صد میکرومتر در اندازه و شامل آب نمک گنجانیده شده در رشد بلور (شکل 1 ) . آخال مایع موجود در بلورهای نمک طعام تشکیل شده در اقیانوس های باستان، برای مثال ، شامل آب دریا تبخیر .

 

 

شکل 1 مکعب مستطیل منشوری شکل آخال آب نمک در کریستال نمک طعام است . زمینه افقی از 0.5 میلی متر است . (حسن نیت ارائه میدهد T. Lowenstein )

 

افزودن به ' تصاویر ذخیره شده من '

 میکروارگانیسم های نمک دوست نسبی در محیط های شور مدرن

پروکاریوتها نمک دوست ، به ویژه آرکی های نمک دوست ( haloarchaea ) و باکتری های نمک دوست نسبی کمتر فراوان ، ممکن است در اعداد بزرگ در سطح شور امروزی وجود داشته باشد ( بیشتر از 1 میلیون سلول در هر میلی لیتر ) ، حتی در شوری بیشتر از 30 ٪ است که ده برابر بیشتر سالین از آب دریا نرمال ( شکل 2) . بلورهای نمک طعام تسریع در این محیط های تله میکروارگانیسم های نمک دوست در ستون آب ، ترجیحا در آخال آب نمک پر شده (شکل 3) . این بلورهای نمک طعام ، و میکروارگانیسم های موجود ، ممکن است نهشته های رسوبی لایه لایه که به خاک سپرده شد و برای میلیون ها سال حفظ شده اند ، تشکیل می دهد. اجزاء مایع در نمک طعام یک محیط ایده آل برای بقای طولانی مدت از میکروارگانیسم ها به دلیل اکسیژن محلول کم است ، شوری بالا کاهش تخریب پروتئین ها و اسیدهای نوکلئیک شامل DNA ( اسید دئوکسی ریبونوکلئیک ) ، و با میکروب های دفن از تابش خورشیدی حذف شده است .

 

 

شکل 2 آب شور رنگ صورتی نارنجی از آب توسط میکروارگانیسم های نمک دوست ، دره شور ، کالیفرنیا تولید می شود. (حسن نیت ارائه میدهد از M. Timofeeff )

 

افزودن به ' تصاویر ذخیره شده من '

 

 

 

 

 

شکل 3 شور گنجاندن با میکروارگانیسم های به دام افتاده در نمک طعام از شور دره، کالیفرنیا در سال 2004 متبلور است . ورود به مطالعه 40 × 20 میکرومتر در اندازه است . (حسن نیت ارائه میدهد T. Lowenstein )

 

افزودن به ' تصاویر ذخیره شده من '

 

 

 

 

میکروارگانیسم ها در نمک طعام باستان

میکروارگانیسم ها در رسوبات نمک، به طور خاص هالیت ، از آغاز قرن بیستم گزارش شده است. بسیاری از مطالعات اخیر بر روی اجزاء مایع در نمک طعام متمرکز شده است. تحقیقات می افتد به دو دسته است . " احیای " میکروارگانیسم ها به دام افتاده در داخل کریستال با استفاده از روش های کشت است تا حد زیادیرویکرد شایع ترین است . روش دوم شامل تکثیر قطعات DNA است که در داخل اجزاء مایع با استفاده از واکنش زنجیره ای پلیمراز (PCR) به دام افتاده است . در هر دو مورد ، بزرگترین مسئله این است که آیا میکروارگانیسم ها و یا DNA بازیافت ، به عنوان قدیمی به عنوان نمک طعام که در آن یافت می شوند . بلورهای نمک طعام باید از معادن یا هسته گمانه بازیابی و سپس در آزمایشگاه به کار گرفته شده است . بنابراین ، آلودگی توسط ارگانیسم های جواناهمیت زیادی برخوردار است . این مسئله به طور کامل حل و فصل نشده و بنابراین تمام گزارش از میکروارگانیسم های باستانی در نمک طعام را باید به عنوان بحث برانگیز شده است .

نمونه های نمک طعام برای محدوده میکروارگانیسم های باستانی از بلوک 500 گرم به بلورهای فردی تجزیه و تحلیل ، و در برخی موارد اجزاء تک سیال در یک کریستال . در تمام موارد ، کار در شرایط آزمایشگاه پاک انجام ، معمولا در زیر یک هود جریان آرام ، با استفاده از تجهیزات سترون . نمونه های نمک طعام را باید درمان شود برای استریل کردن سطوح کریستال و نابود کردن اسیدهای نوکلئیک سطح . چند روش استفاده می شود . بلورهای نمک طعام ممکن است در اتانول، است که پس از آن با استفاده از یک شعله سوخته خیس. روش دیگر شامل غوطه ور کردن بلورهای نمک طعام در هیدروکسید سدیم غلیظ ( سود ) و اسید هیدروکلریک ( هیدروکلراید ) . هنگامی که سطوح بلورهای سترون، آنها هستند و سپس در رسانه های رشد حل می شود ، اگر با استفاده از روش های کشت در بلورهای کامل . رسانه های رشد متفاوت است، اما همه حاوی غلظت بالای نمک و یک منبع کربن مانند عصاره مخمر، اسیدهای آمینه کازئین مشتق شده ، یا گلوکز ، به نام چند . اگر آخال مایع فردی را هدف قرار داده ، سپس یک microdrill است مورد استفاده قرار گیرد به نقض یک حفره شمول مایع . آب نمک است و سپس با یک میکروپیپت حذف شده و تلقیح به محیط رشد است . یک مطالعه مورد استفاده قرار گیرد سطح سترون بلورهای نمک طعام به DNA نمونه در آخال های مایع ، و پس از تصفیه ، تقویت ژن 16S RNA ریبوزومی ( اسید ریبونوکلئیک ) ، و توالی DNA است.

های تعدادی از haloarchaea از 200 -300 -MA نمونه نمک طعام جمع آوری شده از تبخیر در انگلستان، آلمان، و اتریش کشت شده است. یکی از این گونه ها ، Halococcus salifodinae ، جدا شده از مناطق جغرافیایی از هم جدا شده ، توسط H. استن - Lotter و همکارانش به عنوان یک ذره از شور دریایی که زمانی اروپای غربی پوشانده تفسیر شد. RH و Vreeland همکارانش گزارش یک باکتری اسپور Virgibacillus فشار 2-9-3 استخراج و کشت از یک کریستال نمک 250 -MA که در پرمین سازند Salado نیومکزیکو یافت . این مطالعه ذکر شده است به طور گسترده ای به خاطر کارهای آزمایشگاهی با استفاده از تکنیک عقیم سازی دقیق انجام شد . MR Mormile و همکارانش کشف یک میکروارگانیسم نمک دوست ، به در ژن rDNA 16S خود را یکسان به بهگونه Archaeal Halobacterium سالیناروم ، در گنجاندن مایع در نمک طعام از سپرده 100،000 ساله 85 متر پایین تر از سطح دره مرگ، کالیفرنیا . دی ان ای Haloarchaeal باکتریایی و به توسط ماهی SA از کریستالهای نمک طعام در نهشته های تبخیری بین 11 و 425 میلیون ساله از لهستان، تایلند و ایالات متحده کشف شد. این گزارش از کشت نمک دوست و آرکی باکتری ها و DNA جدا از halites باستان بحث در مورد نگهداری طولانی مدت از میکروارگانیسم ها و DNA را مطرح نموده اند . منتقدان این مطالعات استدلال کرده اند که تبلور مجدد نمک طعام ، حرکت آب نمک ، و آلودگی توسط ارگانیسم های مدرن می باشدتوضیحات به احتمال زیاد برای میکروب ها و DNA در این مطالعات بهبود . دیگر به سؤال نتایج به دلیل آن است که به طور گسترده ای بر این باور بودند که مولکول های DNA باید به اجزای پایدار تر پس از میلیون ها سال شکستن . علاوه بر این، توالی 16S rDNA می از میکروارگانیسم های باستانی هستند تقریبا یکسان به موجودات زنده مدرن، که نشان می دهد برخی که موجودات زنده در باستان در واقع ممکن است آلاینده های آزمایشگاهی مدرن است . به عنوان مثال، توالی 16S rDNA می در از باکتری باستانی است فشار Virgibacillus 2-9-3 نزدیک بود که یکسان ( متفاوت تنها سه نفر از 1559 نوکلئوتید ) تا یک ارگانیسم نزدیک به مدرن از دریای مرده به نام Virgibacillus marismortui بهبود است . شباهت در 16S rDNA می میکروارگانیسم های باستانی و بستگان معاصر ممکن است، با این حال ، نرخ تحول و تکامل آهسته در محیط های شور پایدار است که این میکروارگانیسم های ساکن ، و زمان طولانی نیز توضیح داده شود . گزارش های اضافی از میکروارگانیسم باستان ، به خصوص با تکرار نتایج در آزمایشگاه های جداگانه ، به شواهد در برابر آلودگی آزمایشگاهی را تقویت می کند. سوال بقای طولانی مدت از میکروارگانیسم ها اخیرا بر اهمیت فرازمینی گرفته زیرا مایع نمک طعام تحمل گنجاندن در یک شهاب سنگ کشف شده است و نمک در سطح مریخ وجود دارد . این سوال جالب آن است که آیا ممکن است به حمل و نقل میکروارگانیسم های محصور شده در اجزاء مایع در نمک طعام در سراسر منظومه شمسی را افزایش می دهد .

برای اطلاعات پیش زمینه ای نیز نگاه کنید به: Archaebacteria ، باکتری، باکتری ، نمک طعام ، Halophilism ( میکروبیولوژی ) ، تبخیر شور ؛ سیستم خورشیدی در دایره المعارف های مک گرو هیل را میسر می سازد علم و صنعت

کتاب شناسی

• S. A. ماهی و همکاران، بازیابی 16S ریبوزومی قطعات ژن RNA از نمک طعام باستانی ، طبیعت، 417:432-436 ، 2002 DOI : . 10.1038/417432a

• T. J. McGenity ، RT جمل ، WD گرانت ، و H. استاندارد Lotter ، منشاء میکروارگانیسم های نمک دوست نسبی در رسوبات نمک باستان ، محیط زیست . Microbiol . ، 2 (3) :243-250 ، 2000 DOI: 10.1046/j.1462-2920.2000.00105.x

• M. R. Mormile و همکاران، جداسازی Halobacterium سالیناروم به طور مستقیم از نمک طعام آخال آب شور، محیط زیست بازیابی . Microbiol . ، 5 (11) :1094-1102 ، 2003 DOI: 10.1046/j.1462-2920.2003.00509.x

• R. H. Vreeland ، WD یک Rosenzweig و قدرت DW ، جداسازی یک باکتری 250 میلیون ساله هالوتولرانت از یک کریستال نمک اولیه ، طبیعت ، 407:897-900 ، 2000 DOI : 10.1038/35038060

• [e-mail] = egeology.blogfa.com ،

 

 

سازند آهن نواری - Banded iron formation - BIF

Banded iron formation

A sedimentary rock that was commonly deposited during the Precambrian. It was probably laid down as a colloidal iron-rich chemical precipitate, but in its present compacted form it consists typically of equal proportions of iron oxides (hematite or magnetite) and silica in the finely crystalline form of quartz known as chert. Its chemical composition is 50% silicon dioxide (SiO2) and 50% iron oxides (Fe2O3 and Fe3O4), to give a total iron content of about 30%. Banding is produced by the concentration of these two chemical components into layers about 1–5 cm (1/2–2 in.) thick; typical banded iron formation consists of pale silica-rich cherty bands alternating with black to dark red iron-rich bands (Fig. 1). These contrasting layers are sharply defined, so that the rock has a striped appearance; banded iron formation is normally a hard, tough rock, highly resistant both to erosion and to breaking with a hammer.

Folded banded iron formation from the Ord Range, Western Australia. The distance between top and bottom...

Fig. 1 Folded banded iron formation from the Ord Range, Western Australia. The distance between top and bottom of the polished face of the sample is about 15 cm (6 in.). Chert jasper bands alternate with dark magnetite-rich bands. The thin pale layers of irregular thickness are bands of asbestiform amphibole, now replaced by silica, to give the semiprecious material “tiger-eye.” (Photo courtesy of John Blockley)

Varieties and nomenclature

Historically, different names were applied to banded iron formations in different regions. The itabirites of Brazil, the ironstones of South Africa, and the banded hematite quartzites of India are now generally identified as banded iron formations. The iron formations of the Lake Superior area ranges (such as Marquette, Gogebic, Cuyuna, Mesabi, and Gunflint), which were the first to be systematically described, are a special case. In these the banding is usually coarser and less regular, and much of the constituent material consists of fine (1–2 mm) rounded grains of both silica and iron oxides, giving rise to the name granule or pelletal iron formation; the extensive banded iron formations of Labrador are also of this type. This rock is sometimes called taconite by mining engineers.

Global distribution and ages

Banded iron formation occurs in the Precambrian of all continents. The larger individual occurrences lie mainly in the southern continents and include the Carajas and Minas Gerais banded iron formations of Brazil, the Transvaal Supergroup banded iron formations of South Africa, and the Hamersley Group banded iron formation of northwestern Australia (Fig. 2). All of these are individually larger than such Northern Hemisphere banded iron formations as those of North America (Labrador and the Lake Superior ranges), Ukraine (Krivoi Rog), west Africa (Mauritania and Liberia), India (Bababudan), and China (An Shan). While banded iron formations are generally restricted to the Precambrian, more specifically they range in age from about 3800 million years ago (Ma; Isua, Greenland) to less than 1000 Ma (Rapitan, western Canada; Damara Belt, Namibia; Urucum, Brazil). An exceptional banded iron formation also occurs in rocks of Devonian age (350 Ma) in the Altai area of Kazakhstan. Although banded iron formation deposition took place intermittently throughout this vast time range, banded iron formation was particularly abundant, and formed individually larger deposits, between about 2500 Ma and 2000 Ma.

Associated rocks, deposit dimensions, and band continuity

Banded iron formation may be stratigraphically associated in the same depositional basin with a variety of other sedimentary rock types, such as shale, sandstone, and carbonate (dolomite), as well as with volcanic rocks. However, in any one basin, banded iron formation tends to be concentrated in one or two stratigraphic levels, rather than being deposited repetitively throughout the life of the basin. Individual banded iron formations may be as thin as a few meters or over a kilometer thick, and may be traceable along their bedding from distances of one hundred to several hundred kilometers. The minimum depositional area of the Hamersley Group banded iron formations of northwestern Australia has been shown to be 150,000 km2 (58,000 mi2), and the banded iron formations have a total thickness of 700 m (2300 ft). Some thin (about 0.2–2.0 mm) repeated laminae, or microbands, of these banded iron formations have been shown to extend continuously over the whole area of the basin. It has been proposed that each microband, composed of an iron-rich and an iron-poor layer, represents a single year of deposition, and this hypothesis has now been shown to be consistent with the rate of banded iron formation deposition in the basin measured by isotope geochronology.

Origin

The mechanism of formation of most common sedimentary rocks, such as sandstone or limestone, is evident from observation of identical materials now being deposited. However, banded iron formation is not now occurring. A model for its origin must therefore be built up from the application of basic physical and chemical principles to detailed observation of its structure and composition. Early hypotheses mostly appealed to such concentrated sources of iron as local volcanic activity, or iron-rich river discharges resulting from an unusual Precambrian weathering regime. But recent studies suggest that the deposition of even very large banded iron formations could have been precipitated from ocean water containing as little as 10 parts per million iron, with about 30% of this precipitated each year from the water of local offshore basins. In the early Precambrian, when the oxygen content of the atmosphere and oceans was very low, upwelling could have provided an abundant supply of dissolved ferrous iron, leached from ocean-floor volcanic rocks. Seasonal oxidation by photosynthesizing algae in the near-surface water provides a credible precipitation mechanism, and the resultant insoluble ferric precipitate would have accumulated on the basin floor in periods of tectonic stability. This process may have provided a major sink for the oxygen produced by the earliest photosynthesizers, which would have lacked biochemical mechanisms to survive in an oxidizing environment, and whose biological productivity would have been restricted by the need to dispose of the oxygen they produced. The abundance of banded iron formation in the 2500–2000-Ma period may be related to the development of such mechanisms, while the later decrease in abundance probably reflects the fall of ocean water iron concentration to its present low level.

Economic importance

The world's iron and steel industry is based almost exclusively on iron ores associated with banded iron formation. Banded iron formation itself may be the primary ore, from which hematite or magnetite is concentrated after crushing. But the main ore now mined globally is high-grade (greater than 60% iron) material that formed within banded iron formation by natural leaching of its silica content.

Bibliography

* P. W. U. Appel and G. L. La Berge (eds.), Precambrian Iron-Formations, Theophrastus Publications, Athens, 1987

* H. D. Holland and A. F. Trendall (eds.), Patterns of Change in Earth Evolution, Springer-Verlag, Berlin, 1984

* A. F. Trendall and J. G. Blockley, Iron formations of the Precambrian Hamersley Group of Western Australia, with special reference to crocidolite, Western Australia Geol. Surv. Bull., no. 119, 1970

* A. F. Trendall and R. C. Morris (eds.), Iron-Formation: Facts and Problems, Developments in Precambrian Geology 6, Elsevier, Amsterdam, 1983

* [e-mail] = egeology.blogfa.com

شکلگیری آهن نواری

فهرست مندرجات [ مخفی شود ]


-
انواع و نامگذاری
-
توزیع جهانی و سنین
-
سنگ همراه است، ابعاد سپرده، و تداوم باند
-
منشاء
-
اهمیت اقتصادی
- کتابشناسی

نوعی سنگ رسوبی است که معمولا در طول پرکامبرین سپرده شد . این احتمالا به عنوان یک رسوب شیمیایی کلوئیدی غنی از آهن گذاشته شد، اما در فرم فشرده خود آن را به طور معمول شامل نسبت مساوی از اکسید آهن ( هماتیت و مگنتیت ) و سیلیکا در قالب بطور عالی یا ظریف یا ریز کریستالی کوارتز شناخته شده به عنوان چرت . ترکیب شیمیایی آن 50 ٪ دی اکسید سیلیکون (SiO2) و 50 ٪ اکسید آهن ( Fe2O3 و نانو ذرات Fe3O4 ) ، برای دادنمقدار کل آهن در حدود 30٪ است. پیوند با غلظت اجزاء شیمیایی این دو به لایه های حدود 1-5 سانتی متر ( 1/2-2 اینچ) ضخامت تولید ، تشکیل آهن نواری معمولی شامل رنگ پریده باند cherty غنی از سیلیکا متناوب با سیاه و سفید به قرمز تیره غنی از آهن باند ( شکل 1 ) . این لایه های متضاد به شدت تعریف شده است، به طوری که سنگ ظاهر راه راه ؛ شکلگیری آهن نواری است که به طور معمول سخت ، سنگ سخت، بسیار مقاوم در برابر هر دو به فرسایش و به شکستن با چکش .
تاشو شکلگیری آهن نواری از محدوده ORD ، استرالیای غربی . فاصله بین بالا و پایین ...

شکل 1 خورده شکلگیری آهن نواری از محدوده ORD ، استرالیای غربی . فاصله بین بالا و پایین چهره جلا نمونه در حدود 15 سانتی متر ( 6 اینچ) است. چرت یشم باندهای متناوب با باندهای تاریک غنی از مگنتیت . لایه نازک رنگ پریده ضخامت نامنظم باند آمفیبول آزبست ، در حال حاضر که توسط سیلیکا جایگزین ، برای دادن مواد نیمه قیمتی " ببر چشم . " ( عکس . حسن نیت ارائه میدهد جان Blockley )

افزودن به ' تصاویر ذخیره شده من '
انواع و نامگذاری

از لحاظ تاریخی ، نام های مختلف به تشکیلات آهن نواری در مناطق مختلف به کار گرفته شد . itabirites برزیل، ironstones های آفریقای جنوبی ، و کوارتزیت هماتیت نواری هند در حال حاضر به طور کلی به عنوان شکلگیری آهن نواری شناخته شده است. تشکیلات آهن از محدوده دریاچه منطقه برتر ( مانند خاتم ، Gogebic ، Cuyuna ، Mesabi ، و Gunflint ) ، که برای اولین بار به طور سیستماتیک توصیف شده بودند ، یک مورد خاص است . در این نوارها معمولا درشت تر و کمتر به طور منظم ، و بسیاری از مواد تشکیل دهنده شامل خوب ( 1-2 میلی متر) دانه های گرد سیلیس و اکسیدهای آهن ، و ظهور به گرانول نام یا تشکیل pelletal آهن ، آهن گسترده نواری تشکل لابرادور از این نوع هستند . این سنگ است که گاهی اوقات taconite توسط مهندسین معدن نامیده می شود.
توزیع جهانی و سنین

شکلگیری آهن نواری در پرکامبرین از همه قاره ها رخ می دهد. ظهور فردی بزرگتر دروغ عمدتا در قاره های جنوبی و شامل Carajas و میناس Gerais نواری سازند آهن از برزیل، ترانسوال Supergroup نواری سازند آهن آفریقای جنوبی ، و Hamersley گروه نواری تشکیل آهن از شمال غربی استرالیا (شکل 2) . همه این ها به صورت جداگانه بزرگتر از چنین شمالی نیمکره از شکلگیری آهن نواری به عنوان کسانی که از آمریکای شمالی ( لابرادور و محدوده دریاچه برتر ) ، اوکراین ( ROG Krivoi ) ، غرب آفریقا ( لیبریا و موریتانی ) ، هند ( Bababudan ) است ، و چین ( شان ) . در حالی که تشکیلات آهن نواری به طور کلی به پرکامبرین محدود شده است ، به طور خاص آنها در سن از حدود 3800 میلیون سال پیش (MA ؛ Isua ، گرینلند) تا کمتر از 1000 کارشناسی ارشد ( Rapitan ، غرب کانادا ، کمربند Damara ، نامیبیا ، Urucum ، برزیل ) است. شکلگیری آهن نواری استثنایی نیز در سنگها سن دونین ( 350 MA) در منطقه آلتایی قزاقستان رخ می دهد . اگرچه تشکیل رسوب آهن نواری متناوب در سراسر این محدوده زمانی گسترده صورت گرفت ، تشکیل آهن متحد به خصوص فراوان بود ، و به صورت جداگانه تشکیل سپرده بزرگتر، بین حدود 2500 میلی آمپر و 2000 ما .
سنگ همراه است، ابعاد سپرده، و تداوم باند

شکلگیری آهن نواری را ممکن است stratigraphically در همان حوضه رسوبی با انواع دیگر نوع سنگ رسوبی، مانند شیل، ماسه سنگ، و کربنات ( دولومیت ) ، و همچنین با سنگ های آتشفشانی در ارتباط است . با این حال ، در هر یک از حوضه ، سازند آهن نواری تمایل دارد در یک یا دو سطح چینه شناسی متمرکز شده است، به جای اینکه مکرر در طولزندگی از حوضه سپرده شده است . فردی تشکیلات آهن نواری ممکن است به عنوان نازک به عنوان چند متر و یا بیش از یک کیلومتر ضخامت ، و ممکن است در کنار بستر خود را از فاصله صد تا چند صد کیلومتر قابل ردیابی است . نشان داده شده است که حداقل منطقه رسوبی از گروه Hamersley از شکلگیری آهن نواری از شمال غربی استرالیا به 150،000 km2 است ( 58،000 mi2 ) ، و تشکیلات آهن نواری به ضخامت 700 متر ( 2300 فوت ) . برخی از نازک ( حدود 0.2-2.0 میلی متر ) بار تکرار شده laminae ، یا microbands ، این تشکیلات آهن نواری نشان داده شده است به طور مداوم به گسترش بیش از مساحت کل حوضه . پیشنهاد شده است که هر microband ، متشکل از یک غنی از آهن و یک لایه فقیر از آهن ، نشان دهنده یک سال از رسوب ، و این فرضیه را در حال حاضر نشان داده شده است که مطابق با نرخ رسوب تشکیل آهن نواری در حوزه اندازه گیری توسط ایزوتوپ باستان شناسی زمین است .
منشاء

مکانیسم تشکیل سنگهای رسوبی رایج ترین، مانند ماسه سنگ و یا سنگ آهک ، آشکار است از مشاهده مواد یکسان اکنون در حال سپرده است. با این حال ، سازند آهن نواری است که در حال حاضر اتفاق می افتد نیست. بنابراین ،مدل برای منشاء آن باید از استفاده از اصول فیزیکی و شیمیایی اساسی به مشاهده دقیق از ساختار و ترکیب آن ساخته می شود. فرضیه های اولیه اغلب به چنین منابع متمرکز از آهن به عنوان فعالیت های آتشفشانی محلی ، یا ترشحات غنی از آهن رودخانه ناشی ازهوازدگی پرکامبرین رژیم غیر معمول به دادگاه تجدید نظر . اما مطالعات اخیر نشان می دهد کهرسوب سازندهای آهن نواری حتی بسیار بزرگ می تواند از آب اقیانوس که حاوی کمتر از 10 قسمت در میلیون آهن ، با حدود 30 ٪ از این رسوب شده است هر سال از آب حوضه های دریایی محلی رسوب . درپرکامبرین اوایل ، زمانی که میزان اکسیژن اتمسفر و اقیانوس ها بسیار کم بود، بالا آمدن می تواند یک منبع فراوان از آهن آهن محلول ارائه شده، شسته شده از سنگ های آتشفشانی کف اقیانوس . اکسیداسیون فصلی با فوتوسنتز جلبک در آب های نزدیک به سطح فراهم می کند مکانیزم بارش معتبر ، و حاصل رسوب آهن نامحلول در کف حوضه در دوره های ثبات تکتونیکی انباشته است . این فرایند ممکن است یک مخزن بزرگ برای اکسیژن تولید شده توسط اولین photosynthesizers ، که فاقد مکانیسم های بیوشیمیایی برای زنده ماندن در یک محیط اکسید کننده ، و که بهره وری بیولوژیکی آنها می شده اند نیاز به دور از اکسیژن که آنها تولید محدود شده است ارائه شده است. فراوانی از شکلگیری آهن نواری در دوره 2500-2000 -MA ممکن است به توسعه چنین مکانیسم هایی مربوط می شود ، در حالی که بعد از آن در کاهش فراوانی احتمالا منعکس کننده کاهش غلظت آهن آب اقیانوس به حال حاضر سطح پایین خود است .
اهمیت اقتصادی

آهن و صنعت فولاد در جهان است که تقریبا به طور انحصاری در سنگ معدن آهن در ارتباط با شکلگیری آهن نواری است. شکلگیری آهن نواری به خودی خود ممکن است سنگ اولیه ، که از آن هماتیت و مگنتیت پس از خرد کردن متمرکز شده است . اما سنگ معدن اصلی در حال حاضر در سراسر جهان استخراج مواد درجه بالا ( بیشتر از 60 ٪ آهن) که در داخل شکلگیری آهن نواری توسط آبشویی طبیعی میزان سیلیکا در آن تشکیل شده است .
الک فرانسیس Trendall .
کتاب شناسی

* PWU اپل و لا Berge از GL ( ع ) ، پرکامبرین آهن سازند ، انتشارات تئوفراستوس ، آتن، 1987
* HD هلند و از AF Trendall ( ع ) ، الگوهای تغییر در تکامل زمین ، اسپرینگر - ورلاگ ، برلین ، 1984

آندزیت و نحوه تشکیل آن - Andesite

 

Andesite             

A typical volcanic rock erupted from a volcano associated with convergent plate boundaries. The process of subduction, which defines convergent plate boundaries, results in the sinking of oceanic lithosphere beneath either oceanic lithosphere or continental lithosphere. In the oceanic basins, arcuate chains of oceanic islands, such as the Aleutian Islands, the Marianas Islands, and the Izu-Bonin Islands, form oceanic island arcs. The islands of Japan, much of western North and South America, and the Taupo Volcanic Zone of Northern New Zealand (Fig. 1) form continental margin arcs. Andesites are common to all of these settings and are the archetypal volcano of the Pacific “Ring of Fire.”  See also: Lithosphere; Plate tectonics; Volcano

Mount Ruapehu (2797 m; 9140 ft) in the North Island, New Zealand, erupting July 1996. This active andesite...

 

Fig. 1  Mount Ruapehu (2797 m; 9140 ft) in the North Island, New Zealand, erupting July 1996. This active andesite volcano is at the southern end of the Taupo Volcanic zone continental margin arc system. Tephra (volcanic ash) is shown falling from the eruptive column to blanket the landscape to the north (left) of the volcano.

 

Andesite volcanoes have been responsible for some of the most destructive and globally significant eruptions of historic and modern times. Examples include the 1815 eruption of Tambora and the 1883 eruption of Krakatau in Indonesia, the 1902 eruption of Mount Pelée in the West Indies, the 1980 eruption of Mount St. Helens in the United States, the 1991 eruption of Pinatubo in the Philippines, and the 1995–1998 eruption of the Soufriere Hills in the West Indies. The activity of most active andesite volcanoes is monitored continuously, but loss of life can still occur, because eruptions may occur with very little warning or precursor activity. For example, mud flows (lahars) from Nevado del Ruiz volcano in Colombia caused approximately 25,000 deaths in November 1985.

Andesites are mostly dark-colored vesicular volcanic rocks that are typically porphyritic (containing larger crystals set in a fine groundmass). Phenocrysts (the larger crystals) are composed of plagioclase; calcium-rich, calcium-poor pyroxene; and iron-titanium oxides set in a fine-grained, frequently glassy, groundmass (Fig. 2). Some andesites contain phenocrysts of olivine, and some contain amphibole and biotite; these latter rocks generally contain more potassium. The porphyritic nature of andesites is derived from a complicated history of magmatic crystallization and evolution as the melts rise toward the surface from deep in the Earth. Phenocryst minerals commonly are strongly zoned and show evidence for disequilibrium during growth, consistent with an origin involving crystal fractionation and mixing processes. Andesites are readily classified in terms of their silicon dioxide (SiO2) content, between 52 and 63 wt %, and potassium oxide (K2O) content at a given SiO2 content (Fig. 3a; table). They can also be readily discriminated on a total alkali versus SiO2 diagram (the TAS diagram; Fig. 3b). Most andesite volcanoes erupt lavas and tephras (volcanic ash), which range in composition from basaltic andesite to dacite. Eruptions are often explosive, reflecting the relatively high water and gas content of the magmas. During an eruption, a column may rise tens of kilometers above the volcano, leading to stratospheric dispersion of tephra and volcanic gases and generation of pyroclastic flows (for example, Pinatubo). Pyroclastic flows are a particular feature of andesite-type volcanism and are among the most dangerous of volcanic hazards. Indeed, it was a pyroclastic flow from Mount Pelée on the island of Martinique in 1902 the pyroclastic flow engulfed the town of St. Pierre, killing approximately 28,000 people. More recently, in 1997, pyroclastic flows from the still-active Soufriere Hills volcano on the island of Montserrat in the Antilles killed 19 people and similar eruptions on Mount Merapi volcano on Java, Indonesia, killed approximately 150 people in November 2010.  See also: Basalt; Lava; Pyroclastic rocks. Thin section of an andesite lava from Mount Ruapehu, showing phenocrysts of plagioclase (elongate gray...

 

Fig. 2  Thin section of an andesite lava from Mount Ruapehu, showing phenocrysts of plagioclase (elongate gray mineral, right of center, with multiple twinning) and pyroxene (blue, orange, and red crystals, left of center) in a glassy groundmass. The phenocryst minerals crystallized from the cooling magma during ascent to the surface, and the glassy groundmass quenched on eruption. Field of view is 7 mm across crossed polars.

 

Igneous rock and andesite classification. (a) Igneous rocks, in terms of SiO2 versus K2O. Note that...

 

Fig. 3  Igneous rock and andesite classification. (a) Igneous rocks, in terms of SiO2 versus K2O. Note that a continuum exists between basalt, basaltic andesite, andesite, dacite, and rhyolite, and that it is possible to subdivide igneous rocks into low-, medium-, and high-K varieties. The data shown are andesites from Mount Ruapehu, which classify in this diagram as medium-K basaltic andesites and andesites. (b) Andesitic rocks, in terms of SiO2 versus (Na2O + K2O), showing a part of the total alkali versus silica (TAS) diagram. (After M. J. Le Bas et al., A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram, J. Petrol., 27:745–750, 1986)

 

Less commonly, rocks of andesite and basaltic andesite composition are associated with sites of intraplate volcanism, such as Iceland, Galápagos, and Hawaii, and are unrelated to subduction or orogenic processes. These rocks have basaltic-andesite to andesite composition (that is, in the composition range of 52–63% SiO2) and have been called icelandite and hawaiite. They have formed in response to fractional crystallization of basaltic magma.

It is generally recognized that most andesites cannot be direct partial melts of peridotitic mantle. As such, andesites are evolved magmas and the end product of a plethora of processes, including crystal fractionation, magma mixing, mingling, assimilation, and storage, which have acted on primary basaltic magmas produced by partial melting in the mantle wedge (Fig. 4).  See also: Magma

Schematic cross section through a typical subduction system. The major components of a convergent plate...

 

Fig. 4  Schematic cross section through a typical subduction system. The major components of a convergent plate boundary are the arc lithosphere, the subducting lithospheric slab, and the mantle wedge. Note that arc volcanoes overlie the subducting slab by around 110 km (68 mi); the volume of the mantle wedge is determined by arc lithosphere thickness and slab dip; and the mantle wedge is the principal site of magma production. After magmas form by partial melting, they can evolve further by fractional crystallization, mixing, and storage in reservoirs over a range of depths.

 

In more detail, the process of subduction recycles oceanic lithosphere back into the deep Earth; and as such, it complements the process of sea-floor spreading, which generates new basalt crust and oceanic lithosphere at the mid-ocean ridges. The zone, along which subduction takes place, is demarcated at the Earth's surface by a deep oceanic trench and within the Earth by an increase of earthquake intensity along an inclined plane, the Wadati-Benioff zone. This zone derives from the fact that cold, brittle material (the subducting oceanic lithosphere) is pushing into warmer upper mantle, and the earthquakes reflect the contrasting physical properties between the two mediums. The subduction process takes place at rates varying from a few tens to a few hundreds of millimeters per year and at angles of around 20° (shallow subduction) to nearly 90° (steep subduction). Typically, andesite volcanoes are located about 110 km (68 mi) above the surface of the subducting plate (Fig. 4). Between the surface of the subducting plate, which geologists refer to as the subducting slab, and the overlying plate is the mantle wedge, where basaltic melts form by the process of partial melting. Partial melting involves the generation of melt by dissolution of minerals, leaving a residual, more refractory, mineral assemblage. The melts aggregate and then move toward the surface by virtue of their lower density and viscosity. The melting occurs because the subducting slab, which may have spent many millions of years on the ocean floor as oceanic crust, contains minerals with seawater locked into their structure. When the minerals are subjected to higher pressure and temperature as subduction proceeds, chemical reactions in the minerals in the slab lead to loss of water and other volatile constituents, which diffuse upward into the mantle wedge, together with an array of readily soluble elements such as potassium, rubidium, cesium, barium, and uranium. The mantle wedge becomes relatively enriched in these elements. The introduction of water is especially significant as it depresses the melting temperature and facilitates partial melting among constituent mineral grains. Importantly, the mantle wedge is recognized as the source of most arc-related magmas. On rare occasions, where subducting oceanic lithosphere is young, is still hot, and is subducting rapidly, the slab itself may experience partial melting, generating a unique suite of high-silica, low-potassium rocks of andesite composition, called adakites (after Adak Island in the Aleutian island arc chain). Still another unique suite of andesitic rocks, called boninites, which have high-magnesium and typically low-titanium contents, lacking plagioclase phenocrysts but with magnesium-rich, calcium-poor pyroxene phenocrysts, are associated with some suites of island arc rocks (for example, the Izu-Bonin Island arc, which is the type area), where water-saturated melting of depleted mantle peridotite produced partial melts of high-silica and high-magnesium content.  See also: Subduction zones

The bulk composition of typical andesites is similar to that of continental crust (see table), contrasting with oceanic crust, which is basaltic. Over geological time, subduction and the resulting andesite volcanism has proved a means of generating new continental crust, possibly at continental margin arc systems.

 

Bibliography

    * J. Eichelberger, Messy magma mixtures, Nat. Geosci., 3:593–594, 2010 DOI:10.1038/ngeo951

    * P. W. Francis, Volcanoes: A Planetary Perspective, Oxford University Press, New York, 1993

    * J. A. Gamble et al., A fifty year perspective of magmatic evolution on Ruapehu Volcano, New Zealand: Verification of open system behaviour in an arc volcano, Earth Planet. Sci. Lett., 170:301–314, 1999

    * J. B. Gill, Orogenic Andesites and Plate Tectonics, Springer-Verlag, New York, 1981

    * A. J. R. Kent et al., Preferential eruption of andesitic magmas through recharge filtering, Nat. Geosci., 3: 631–636, 2010 DOI:10.1038/ngeo924

    * M. J. Le Bas et al., A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram, J. Petrol., 27:745–750, 1986

    * A. R. McBirney, Igneous Petrology, Jones and Bartlett, Sudbury, MA, 1993

    * O. Reubi and J. Blundy, A dearth of intermediate melts at subduction zone volcanoes and the petrogenesis of arc andesites, Nature, 416: 1269–1274, 2009 DOI:10.1038/nature08510

    * R. L. Rudnick, Making continental crust, Nature, 378:571–578, 1995 DOI:10.1038/378571a0

    * B. M. Wilson, Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach, Springer, New York, 1989

    * [e-mail] = egeology.blogfa.com