Скляров Е.В. (ред.) Интерпретация геохимических данных

Подождите немного. Документ загружается.

200

Интерпретация

геохимических

Нч

Остаточная

активность

С,

расп.

мин"

•

г"

А = 13,56+0,07 расп-

мин

•

Активность пробы

Измеренный

возраст

20 30 40

Возраст, тыс. лет

Рис. 5.27. Кривая распада

в ткани растения или животного.

Во

время жизни ткани происходит постоянный обмен молекулами

С0

между

этими

тканями

и атмосферой. После смерти обмен

прекращается,

и концентра-

ция изотопа

начинает сокращаться в результате радиоактивного распада. Вид-

но,

что возраст в 40 тыс. лет фактически является лимитирующим при радиоугле-

родном датировании [76]

Было замечено, что скорость образования радиоуглерода за-

висит от интенсивности солнечной активности. Сопоставление

радиоуглеродных, исторических, а также дендрологических воз-

растов позволило

установить,

вариации удельной активности со

временем, поэтому при расчете радиоуглеродного возраста вводят

поправку на такие вариации [104].

Следует отметить, что после отбора пробы ее необходимо

изолировать от возможной контаминации современным радиоуг-

леродом. Например, если пробу подержать в прокуренной комна-

те, то радиоуглеродная система полностью перезапустится. По

этой

же причине нельзя отмывать органические останки от грязи в

природной воде.

При ранних этапах радиоуглеродного датирования

СО

вы-

делялся из пробы химическим путем, главным образом за счет

его перевода в бензольные соединения с последующим прямым

счетом активности. Эта химическая процедура не только техни-

чески сложна, но и является вредной для здоровья исследователя.

В настоящее время для целей радиоуглеродного датирования

пользуют

тандемные

масс-спектрометры

с ускорителями, о

рых

кратко упоминалось в разделе 5.2. Использование

масс-спек

рометров с ускорителями не только приводит к сохранению зД

ровья персонала, но и повышает точность анализа.

использование

радиогенных

изотопов

201

5.4. Изотопная геохимия

•

5.4.1.

Радиогенные изотопы в магматическом

процессе

Использование радиогенных изотопов при геохимических

исследованиях магматических пород основывается на том прин-

ципе, что отношение изотопов одного и того же элемента оста-

ются неизменными при процессах магматической дифференциа-

ции. Иными словами, изотопные отношения в магме соответству-

ют изотопным отношениям в источнике плавления, независимо

от степени частичного плавления или от степени дифференциро-

ванности магмы. Таким образом, в отличие от микроэлементных

отношений, принцип использования которых был рассмотрен в

главе 3, изотопные отношения несут в первую очередь информа-

цию о составе плавившегося источника. Например, изучение изо-

топного

состава базальтовых магм позволяет судить о процессах,

происходивших в мантии Земли в прошлом, что частично уже

было рассмотрено выше и является ключом к пониманию совре-

менных геодинамических процессов. Изотопные отношения весь-

ма показательны для оценки смешения магм, коровой контами-

нации и ряда других процессов, ответственных за образование ча-

стичных выплавок из коры и мантии.

Интерпретация изотопного состава океанических

базальтовых

магм

Мантийная последовательность и

глобальные

мантийные ком-

поненты (BSE,

DMM,

HIMV,

EMI,

EM2).

Ранние исследования

изотопных

отношений неодима и стронция в некоторых совре-

менных

океанических и континентальных базальтах показали, что

практически

все они формируют общий

линейный

тренд в коор-

рнатах

ENd-

Sr/

Sr,

названный мантийной последовательностью

*?>

121]. Поскольку

eNd,

равный нулю, по определению

соот-

гствует

валовому составу Земли [уравнение

(5.26)],

то соответ-

вующее

значение

Sr/

Sr,

равное 0,7045 в точке пересечения

1а

нтийной

последовательности с

eNd

= 0, было также приписа-

современному

валовому составу Земли (рис. 5.28). По аналогии

(UR

PaMeTpOM

част

ИСПОЛЬЗ

ЮТ

величину

sSr,

где

(

Sr/

Sr)

uniform

reservoir,

т.е. однородный мантийный резервуар)

Р^нимается

равным 0,7045. Следует отметить, что в качестве со-

Интерпретация

геохимических

—-——__

даь|

Ны>

временного отношения

(

Sr/

Sr)

равнозначно может быть

Г"

пользовано значение 0,7050, полученное из модели

эволюц

Земли [202]

(см.

рис. 5.18):

sSr

[(«

5г/

8б

5г)

нач

5гГ5г)

ик

-I]

(5.45)

Долгое время изотопные вариации стронция и неодима в оке-

анических базальтах интерпретировались, как смешение магм, име-

ющих нижнемантийные изотопные характеристики валового со-

става Земли, с верхнемантийными магмами типа срединно-океа-

нических базальтов. Конечные компоненты в этих моделях смеще-

ния получили соответственно название BSE (Bulk Silicate Earth

валовый состав Земли) и DM (Depleted Mantle,

деплетированная

или обедненная мантия). Впоследствии с накоплением изотопных

данных по современным базальтовым породам практически всех

основных регионов мира стало ясно, что существует большее число

конечных компонентов. Фактически все изотопные вариации

мо-

sNd

+ 10

+5h

-10

Базальты

срединно-

океанических

хребтов

Тристан-'

да-Кунья

0,5132

0,5130

0,5128

0,5126

0,5124

0,5122

0,704 0,7045

Sr/

0,705

0,706

0,702 0,703

Рис. 5.28. Мантийная последовательность на диаграмме

изотопных

отношений

нео

дима и стронция. Показаны фигуративные поля базальтов некоторых

океани

ких

островов

срединно-океанических

хребтов,

соответствующих

этому

треНДУ-

Характер мантийной последовательности позволяет равнозначно принимать

современного валового состава Земли

(BSE)

значение

"'Sr/^Sr,

равное 0,7045

0,705. Тем не менее традиционно используется первое из них

(модифициро

ва

после работы

[76]).

использование

радиогенных изотопов

203

""-

ггь

объяснены на основе смешения четырех конечных ком-

онентов

(рис. 5.29). Рассмотрим их по порядку.

0,706

ь-

</)

0,704

0,702

EMI

PREMA

DMM

-Г

Т~

т^Л

ЕМ2

(0,725; 19)

F FOZO

—1

16,1

,о

15,9

2J.

vj,t

15,5

PREMA

ЕМ2

<'""">

(

HIMU

~ш@г>.

FOZO

s^\

15 16 17 18 19 20 21 22

0,5134

•v

?0,5130

ZQ.5126

0,5122

FOZO

_ HIMU

PREMA • С

EM2

0,5136

ЕМ2

(0,725;

0,5115)

^,5128

- 0,5126

0,5120

15 16 17 18 19 20 21 22 0,702 0,704 0,706 0,708

FOZO I

PREMA

Рис. 5.29. Конечные и

внутритетраэдровые

компоненты в координатах изотопных

отношений стронция, неодима и свинца [56]

Компонент DM. Базальты срединно-океанических хребтов ха-

рактеризуются обедненными изотопными характеристиками и

представляют собой результат плавления остаточной обедненной

мантии

Земли (см. рис.

5.17

5.18).

По-другому

этот компонент

называют компонентом обедненной мантии MORB (Middle Oceanic

R'dge

Basalts) или сокращенно DMM (от англ. Depleted MORB

Mantle).

Компонент HIMU. Этот компонент характеризуется

радио-

Ге

иным

составом свинца вследствие высокого значения

(т.е.

вы-

окого

отношения U/Pb) в источнике (см. выше). Природа такого

'оогащения

ураном до конца не выяснена. Предполагается, что

могло произойти в результате субдуцирования либо

океани-

ес

кой

коры, либо океанической литосферы в целом. Достаточно

°Дробный

обзор различных моделей обогащения мантии ураном

реден

А. П.

Диккиным

(Dickin,

1995).

204

Интерпретация

геохимических

Компоненты обогащенной мантии 1 и 2 (ЕМ — Enriched Mann

Наилучшее объяснение происхождения компонента с

умереннь

ми изотопными отношениями

Sr/

Sr,

низкими значениями

еКи

и нерадиогенным свинцом

[236]

связано с допущением о

вовлр

чении в

субдукционный

процесс нижней части континентальной

литосферы. Компонент ЕМ2, характеризуясь высокими

отнощ

ниями

Sr/

Sr,

низкими значениями

eNd

и относительным обо-

гащением радиогенным свинцом, связывается с

субдуцировани-

ем в мантию

терригенных

осадков [123].

Допуская, что компоненты

EMI,

EM2 и

HIMU

связаны со-

ответственно с субдуцированием нижних частей континенталь-

ной литосферы, терригенных осадков и океанической литосфе-

ры, появление этих компонентов в современных базальтовых по-

родах срединно-океанических хребтов и континентальных окраин

может быть объяснено с позиций тектоники плит [241] (рис. 5.30).

Факторный анализ большой выборки изотопных данных по

базальтам океанических островов и срединно-океанических хреб-

тов показал, что все составы могут быть объяснены смешением в

координатах

х—у—

z, где в качестве осей должны быть использова-

ны изотопные отношения

Nd/'

Nd,

Sr/

206

РЬ/

РЬ

[85,

152].

Соотношение четырех конечных компонентов мантии Земли

с этими осями показано на рис.

5.31.

Эта диаграмма получила на-

звание мантийного тетраэдра.

Континент Островная

Область

задугового

рифтогенеза

Среди

нно-

океаничес- Аккреционная

кий хребет призма

Континент

,Л

<->

в^нм

JT4

А.

*<?!

Рис. 5.30.

Плито-тектоническая

модель, объясняющая формирование обога

ных

конечных компонентов

(EMI,

EM2 и H1MU) в мантии Земли.

Компон

ЕМ2

формируется при круто

падающей

субдукции, тогда как компонент ЕМ

пологопадающей

(изменено после работы [234]

Использование

радиогенных изотопов

205

Самоа

Тристан-да-Кунья

Острова Сообщества

Азорские острова

строва

Зеленого Мыса

Камерунская линия

Гавайи

Базальты

срединно-

океанических

хребтов

Остров Святой Елены

Тубайи

Мангайа

Рис.

5.31. Мантийный тетраэдр: конечные компоненты

DMM,

EMI, EM2 и

H1MU

расположены в его вершинах; тренды изотопных отношений стронция, неодима

и свинца показывают основной вклад

тех

или иных изотопных отношений при

выделении этих компонентов; относительное смещение составов многих базаль-

тов различных океанических островов от линии смещения компонентов ЕМ2 и

HIMU может быть объяснено существованием некоего гипотетического компо-

нента мантийных плюмов FOZO

[152]

Универсальный компонент мантийных плюмов (BSE,

PHIR,

, FOZO,

С,

F). Одной из преобладающих гипотез, объясня-

ющих

проявление внутриплитного вулканизма, является гипотеза

мантийных

плюмов. Сформулированная У. Дж. Морганом в

1971

г.

и получившая дальнейшее развитие в работах зарубежных

[180]

гечественных

исследователей

[13,

14] гипотеза мантийных плю-

°в

предполагает перенос вещества в виде узких субвертикальных

(

олонн

плавучего, горячего вещества, поднимающегося к повер-

'Иости

Земли с различных уровней глубоких горизонтов мантии.

нтийные

плюмы,

поднимающиеся с границы ядро — нижняя

Нт

ия,

получили название

суперплюмов.

Учитывая, что в нижней

Нт

ии

вещество должно быть достаточно однородно по своему

206

Интерпретация геохимических

составу, логично предположить существование единого

компг,

нента нижней мантии во всех проявлениях вулканизма, связан

ных

с суперплюмами. В предыдущем разделе упоминалось, что

ранних

работах'компонент

валового состава Земли (BSE)

прини

мался

в качестве компонента нижней мантии. В этом разделе

крат-

ко рассмотрим другие изотопно-геохимические компоненты Пред-

положительно нижнемантийного генезиса. Все они располагаются

внутри мантийного тетраэдра. Важно отметить, что иногда ком-

понент

ЕМ1

также рассматривается как первичный компонент

мантийных плюмов.

Первичный гелиевый изотопный резервуар (PHIR — Primordial

Helium

Isotope

Reservoir). Гелий в природе представлен двумя ста-

бильными изотопами (рис.

5.1),

из которых

Не

имеет космоген-

ную

природу,

Не

является промежуточным продуктом распада урана

и тория (см. разделы

5.1

и 5.3.2). В современной атмосфере

отноше-

ния

Не/

Не

являются постоянными и составляют 1,4 •

10~

[36]. От-

ношение изотопов гелия, измеренное в

каком-либо

из природ-

ных объектов, выражают в единицах

R/R

где R — измеренное

значение

Не/

Не,

— атмосферное значение

Не/

Не.

Базальты океанических островов обычно имеют более высо-

кое отношение

R/R

чем базальты срединно-океанических хреб-

тов

с максимальным значением > 30, характерным для вулкана

Лоихи, Гавайской цепи в Тихом океане (рис. 5.32). Высокоточный

анализ изотопного состава гелия и других благородных газов в

базальтах океанических островов был недавно выполнен М. Трие-

лофом [240]. Учитывая, что один из двух мантийных

суперплю-

мов, прослеженных сейсмической томографией от границы ядра

и нижней мантии [167] находится под Гавайскими островами, то

максимальные значения

Не/

Не

в лавах вулкана Лоихи могут от-

ражать первичный изотопный состав гелия Земли, сохранившего-

ся в ядре или в нижней мантии, которые характеризуются низки-

ми концентрациями урана и тория, а следовательно и низкими

концентрациями продукта их распада

"Не.

На рис. 5.32 наряду

базальтами срединно-океанических хребтов показаны вулканиты

различных океанических островов, происхождение которых

Д°

таточно достоверно связано с

плюмовыми

структурами в мантиИ-

Можно видеть, что выделяется, по крайней мере, два типа ком

понентов мантийных плюмов (PHIR и BSE), которые

смешива-

ются между собой и с компонентом

DMM.

„

Другие

внутритетраэдровые

компоненты

(PREMA,

FOZO,

F). Был предпринят ряд попыток выделения мантийного

5. Использование

радиогенных

изотопов

207

Влк.

Лоихи, Гавайи

Хребет

Рейкъянес

Исландия

Самоа

.,•

Реюньон

Влк.

Килауэа,

Гавайи

Таити

Гоф

Срединно-

Азорские острова

океанические •

хпебты

,/<

Тристан-

ЭТЫ

™

да-Кунья

0,702

0,703

0,704

Sr/

0,705

0,706

Рис. 5.32. Вариации отношения

Не/

Не

(R/R.) и

Sr/

в некоторых базальтах

океанических островов, чье образование связывается с деятельностью мантийных

плюмов; для сравнения

приведены

данные по базальтам срединно-океанических

хребтов, которые выплавлялись из обедненной мантии (компонент DMM); дан-

ные, показанные на диаграмме, позволяют предположить существование двух ти-

пов мантийных плюмов PHIR и BSE, представленных базальтами вулкана Лоихи

и островов Гоф и

Тристан-да-Кунья,

соответственно

(Lupton,

1983)

нента, который бы характеризовал все известные мантийные

плю-

Ь1.

Проблема с выделением такого компонента связана с тем,

что

он может быть получен в результате смешения четырех конеч-

bix

компонентов, рассмотренных выше, и, следовательно, весь-

сложно найти жесткий критерий для такого выделения. Связь

Ма

нтийных

плюмов с

внутритетраэдровыми

компонентами оста-

лся

неопределенной, поэтому ниже мы просто перечислим эти

°зможные

компоненты. Их положение в изотопных координатах

°Казано

на рис. 5.29.

PREMA

(PREvalent

MAntle

— преобладающая мантия). Этот ком-

°нент

был выделен исходя из допущения о смешении различных

рнечных

компонентов в истории Земли, что в конечном итоге

Ривело

к появлению еще одного компонента в виде

преобладаю-

мантии

[257].

208

Интерпретация геохимически

FOZO

(FOcus

ZOne — фокусная зона). Анализируя тренды

к"""

зальтов

океанических островов в мантийном тетраэдре, С. р.

[152]

предположил, что видимое смещение трендов по

направп

нию к компоненту DMM на самом деле сфокусированы в

напра

лении ранее неизвестного компонента FOZO (см. рис.

5.31).

С (Common — общий). В отличие от компонента

FOZO,

ком

понент Сбыл выделен как общий изотопный компонент для ба-

зальтов срединно-океанических хребтов. Предполагается, что этот

компонент может находиться либо в нижней мантии на границе с

ядром, либо на 660-км глубине на границе нижней и верхней

мантий [148].

F (Focal — фокальный). В результате статистического анализа

большой выборки данных об изотопном составе океанических

базальтов Д. В.

Рундквист

[56] получил пять кластеров, четыре из

которых соответствуют смесям конечных компонентов DMM

EMI,

EM2 и

HIMU

с пятым кластером, получившим название

фокального. Компонент F характеризует некий преобладающий

состав мантии, т.е. по своей сути он соответствует компоненту

PREMA.

Интерпретация изотопного состава кислых магм

Отношения радиогенных изотопов очень показательны при

рассмотрении генезиса кислых магм.

Известно,

что кислые магмы

могут образовываться двумя путями: 1) при фракционировании

базальтовой магмы; 2) при переплавлении

коровых

пород.

Поскольку отношения радиогенных изотопов не изменяют-

ся при процессах фракционирования, то в первом случае кислые

магмы будут характеризоваться такими же изотопными характе-

ристиками, что и

родоначальные

базальтовые магмы. Например,

изотопные данные показывают, что трахиты и

риолиты

рифта Гре-

гори в Восточной Африке имеют двойной генезис. Часть из них об-

разовалась в результате фракционной кристаллизации из базальто-

вых магм с подчиненным значением ассимиляции коровых

пород,

а часть из них формировалась при плавлении коры [171].

Во втором случае, как видно из рис. 5.16, 5.18, кислые

аг

мы должны характеризоваться высокими изотопными отношени-

ями стронция и пониженными значениями изотопных

отноШ

ний неодима. Очень показательны в этом смысле

исследовани

изотопного состава палеозойских гранитов

/и

^У-типа

юго-восто

ка Австралии (для определения типов гранитов см. гл. 2),

про

использование

радиогенных изотопов

209

М. Т.

МакКаллохом

и Б. У. Чаппеллом [186]. На рис. 5.33

видеть, что весь спектр изотопных составов гранитов

мо-

быть объяснен смешением магм, выплавлявшихся из

сиали-

ской

коры

(5-тип)

с магмами, формировавшимися из мантий-

ног

источника.

Линия смешения, показанная на рис. 5.33, рассчитывается

из

уравнения:

*'(!

(5-46)

где

^к~

изотопные отношения

/-го

элемента, соответ-

ственно,

в смеси, в мантийном и коровом смешивающихся ком-

понентах;

Х^

~ концентрации

/'-го

элемента, соответствен-

но,

мантийном и коровом компонентах; F— доля корового ком-

понента в смеси, определяемая из соотношения F —

К/(К

+ М)

(вывод уравнения

[76]).

Как видно из рис. 5.33, линия смешения имеет вид гипербо-

лы. В случае если отношение концентраций

[(Sr/Nd)

/(Sr/Nd)J

то гипербола вогнутая, а если < 1, то гипербола выпуклая.

Следует отметить, что породы промежуточного состава (на-

пример, андезиты и трахиты) могут образовываться в результате

смешения кислых и базальтовых магм. В изотопных координатах

линии такого смешения подобны линии смешения, показанной

на рис. 5.33. Схожий вид также имеют линии, образованные вслед-

ствие коровой контаминации базальтовых магм (иди ассимиля-

ции корового вещества базальтовыми магмами). Для того

чтобы

eNd

-4

BSE

I(Sr/Nd)y(S,-/Nd)J

/-тип

гранитов

S-тип

гранитов

Кора

-50

100

150

200

eSr

Hie,

-I-*

Лц

•*•

eSr

в /- и

Л'-типах

палеозойских гранитов юго-восточной Австра-

Ульт

ЗОТОПНЫе

ва

иации

этих

типах гранитов могут быть объяснены

ре-

°м

смешения

коровых выплавок и дифференциатов мантийных выплавок

Chappel,

1982)

ш.

210

Интерпретация

геохимических

решить вопрос, какой процесс ответственен за генезис тех

Ил

иных магматических пород, необходимо использовать комплекс

геохимических данных, включающих породообразующие

компо-

ненты и элементы-примеси.

5.4.2. Радиогенные изотопы в осадочном процессе

Принципиальная возможность датирования осадочных по-

род методами абсолютной геохронологии является одной из

фу

даментальных

проблем в науках о Земле. Фактически только

Pb-

РЬ

метод датирования позволяет получать надежные, геологичес-

ки значимые возрастные определения по осадочным породам (на-

пример, Семихатов и др., 2000), при этом в качестве материала

для датирования используют биогенные и хемогенные карбонаты

или фосфориты. Существуют единичные работы по Sm-Nd дати-

рованию фосфатных отложений [255].

Биогенные и хемогенные породы формировались напрямую

из морской воды, следовательно, они не содержат примеси дет-

ритового материала, т. е. в случае получения изохроны можно быть

уверенным, во-первых, в том, что она не является

результатом

смешения разнородного материала и, во-вторых, в том, что вы-

полняется условие одинаковых начальных отношений во всех из-

меряемых фракциях.

Rb-Sr датирование глинистых сланцев, глауконитов и ил-

литов, характеризующихся высокими содержаниями рубидия, к

сожалению, очень трудны для интерпретации [55]. Получаемые

значения возраста отражают время раннего диагенеза, который

может отстоять от времени седиментации пород от 5 до 60 млн. лет.

В то же время получаемые изохроны зачастую не несут информа-

ции о возрасте пород вообще, так как представляют собой линии

смешения. В этом смысле очень заманчивой является

перспектива

Rb-Sr

датирования

хемогенных

биогенных карбонатных

осад-

ков. К сожалению, карбонаты имеют очень низкие

концентраШ

рубидия, что при современном уровне аналитических

исследов

ний не позволяет применять обычный

Rb—Sr

метод. Однако

ее

знать кривую эволюции изотопных стронциевых

отношения

морской воде, то возраст отложений может быть вычислен

меренных отношений

Sr/

Sr,

подобно как при модельном S

Nd датировании.

Кривая эволюции

отношений

Sr/

в морской воде,

Б|

становленная

по результатам исследований изотопного

со<

польэование

радиогенных

изотопов

211

ски

карбонатов, помимо

своего

«прикладного» значения

не-

важную

информацию о динамике поступления стронция в

пскук»

воду из земных пород. Изменение изотопных отношений

он

ция

в морской воде будет являться следствием ряда причин,

оказанных на рис. 5.34. Например, усиление вулканизма спре-

нгов

ых

центров будет приводить

снижению изотопных

отно-

шений

стронция

воде,

увеличение

скорости

денудации конти-

нентальных масс — к увеличению. В этом смысле интересна кор-

пел

иро

ванн

ость эволюционной кривой

Sr/

в морской воде с

эпизодами оледенения (рис. 5.35).

•'

Речной сток

3 •

|1(

г/млн,

лет

Sr/

0,711

Морская вода

1,12-10"

г/млн,

лез

= 0,709236

пс-

ере

кристаллизация

иомен в

карбонатов

срединно-океанических

хребтах

Sr = 0,5 •

10'"

г/млн,

лет

= 1 •

10'*

г/млн,

лет

Н7

8гЛЗг

= 0,709

"ЗгЛЗг

= 0,703

Рис. 5.34. Факторы,

влияющие

на эволюцию изотопного состава стронция в мор-

ской воде (De Paolo,

1987,

с изменениями)

0,709

0,708 -

0,707

Кривая эволюции

изотопного

состава

стронция в

морской воде

•

Интенсивность

100 200 300 400 500

Возраст, млн. лет

^оррелированность

эволюции изотопного состава стронция в морской

фанерозое

с пиками интенсивности оледенения (Armstrong,

1971)

212

Интерпретация

геохимических

—

.—.

*лаН

Первые два раздела гл. 5 содержат общую информацию

торая, как мы надеемся, полезна для восприятия всего

изло

ного материала. Объяснены общие понятия, такие как

изотопы

изобары, радиоактивность, возраст и т.п., рассмотрены методы

масс-спектрометрических измерений, кратко дана история воп-

роса.

В разделе 3 рассмотрены основные

принципы

применения

радиогенных изотопов для абсолютного датирования. Естествен-

но, были затронуты только наиболее распространенные методы

Как можно было видеть, интерпретация изотопных данных часто

оказывается сложной и неопределенной, поэтому для качествен-

ной интерпретации данных

специалист-изотопист

должен обла-

дать хорошими познаниями в геологии или, наоборот, геолог дол-

жен понимать сущность используемого изотопного метода дати-

рования. Особо следует подчеркнуть, что при датировании како-

го-либо объекта информация о геологических соотношениях яв-

ляется первостепенной.

Несмотря на то, что все методы абсолютного датирования

основаны на одном и том же принципе радиоактивного распада,

ни один из рассмотренных методов не может быть использован

для решения всего круга геологических задач. Другими словами,

каждый метод оказывается подходящим для датирования либо

определенного типа пород, либо для какого-то конкретного воз-

растного интервала. Для удобства восприятия все рассмотренные

методы датирования помещены в табл. 5.10, в которой геологи-

ческий интервал времени разбит на ряд возрастных

интервалов

не являющихся равновеликими по продолжительности; тем не

менее они, вероятно, являются равновеликими по значимости.

Например, датирование

голоценовых

пород (т.е. возрастом

моло

же 12 тыс, лет) является необходимым при решении

палеоклима-

тических

задач, тогда как датирование

раннедокембрийскихоор

зований (т.е. возрастом в несколько млрд. лет) позволяет получи

информацию о генезисе и эволюции Земли в целом. Эти две

блемы

никак не перекрываются между собой, однако обе им

как фундаментальное, так и прикладное значение при

геоло

ческих исследованиях. Данные, представленные в табл.

5.ДО.

зволяют сориентироваться в выборе подходящего метода

ат

вания при геологических исследованиях.

В разделе 4 показан принцип применения

изотопны*

ных

при геохимических исследованиях. Не случайно особое

с.

Использование

радиогенных изотопов

213

Таблица 5.10

Области применения методов абсолютного датирования, рассмотренных

в разделе 5.3

""""

Метод

Геологическая шкала

времени

MZ-

RtPsT" v +

Sm-Nd

v +

Re-Os

U-Pb

Pb-Pb

„Аг ?

+ v

«VAr v

+ V

PR-

воз-

раст.

Земли

Тип геологических объектов и задач

магма-

тичесие

породы

+ + +

+ +

+ + +

+ +, м

? ? +

V V +

мета-

морфи-

ческие

породы

V, М

осадоч-

ные

no-

роды

М, V

ме-

тео-

риты

термо-

хро-

ноло-

гия

+ + м

Примечание.

—

область традиционного применения

метода,

v — примене-

ние метода возможно при определенных условиях или же метод является менее

надежным для решения рассматриваемых задач, чем обозначенный плюсом. ? —

использование

метода возможно, однако интерпретация связана со значительны-

ми

неопределенностями,

м — модельные возрасты. Пустая строка — метод не при-

меняется.

мание было уделено магматическим породам, поскольку именно

Для них геохимия радиогенных изотопов получила широкое

рас-

пространение. Достаточно подробно рассмотрен вопрос глобаль-

ных

мантийных компонентов на примере океанических базаль-

тов,

так как для океанических пород эта систематика разработана

наиболее полно. Следует отметить, что изотопная систематика

онтинентальных

.базальтовых

и ультраосновных магм является

эолее

сложной и менее определенной. Магмы, выплавляющиеся

подлитосферной

мантии,

при прохождении сквозь литосферу

0г

Ут

смешиваться с

внутрилитосферными

выплавками и/или

симилировать

вещество коры и мантии в промежуточных очагах.

вою

очередь, литосферная часть мантии под континентами имеет

минеральный, микроэлементный и, следовательно,

изо-

>Ш

состав в результате ее неоднократного плавления и

мета-

I-

Таким образом, чем больше возраст литосферы и слож-

тектоническая история, тем микроэлементный и изотоп-

Кен

Состав

пе

рвичных

магм, формирующихся

пределах конти-

[ц.

^ьной

литосферы, будет сильнее зависеть от состава плавя-

субстрата. Изотопные составы

внутриконтинентальных

магм

214

Интерпретаций

геохимических

не всегда могут быть проинтерпретированы в смысле

смещен

конечных компонентов

DMM,

EMI,

EM2

HIMU.

Это

объясняет*

ся тем, что при процессах метасоматоза дифференциация

микр

элементных отношений, таких как Rb/Sr,

Sm/Nd

Th/U/Pb,

Вли

яющих

на изотопную систематику, во многом контролируется

минеральным составом, а типом флюида.

В заключение следует отметить, что более подробно многие

аспекты использования радиогенных изотопов при геологических

исследованиях были рассмотрены в учебниках, монографиях и

научных публикациях. Несмотря на краткость

изложения,

мы по-

старались показать наряду с основами методов последние разра-

ботки и области их применения. Для самостоятельного прочтения

рекомендуются учебники Г. Фора [76] и А. П. Диккина [123],

которых информация об использовании радиогенных изотопов при-

ведена в систематическом и достаточно полном виде.

•

Глава 6. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СТАБИЛЬНЫХ

ИЗОТОПОВ

Большинство встречающихся в природе элементов имеет

несколько

стабильных изотопов. Однако реально можно изучать

изотопные отношения весьма ограниченного числа элементов в

св

язи

с тем, что определение изотопных соотношений сталкива-

ется в большинстве случаев со значительными трудностями. В чем

здесь причина? При фракционировании изотопов используется

различие масс разных изотопов, и чем значительнее будет это

различие, тем технически проще осуществлять разделение изото-

пов. Чем тяжелее элемент, тем меньше будет различие атомной

массы изотопов. При существующих аппаратурных возможностях

удается определять изотопные соотношения только для элемен-

тов с атомной массой < 40 (легче, чем кальций). Но даже из этих

40 элементов в геохимии стабильных изотопов реально использу-

ются только такие элементы, как Н, С, N, О и S. Эти элементы

часто

являются

важными составляющими флюидов, что позволя-

ет давать характеристику последних, а также оценивать эффекты

взаимодействия флюид — порода. Кроме того, стабильные изото-

пы

можно использовать в качестве индикаторов первичных ис-

точников

элементов, для

палеотермометрии,

а также для изуче-

ия

механизмов диффузии и характера реакций в геологических

процессах.

В этой главе рассмотрим только четыре элемента, ста-

Эи

льные

изотопы которых давно и результативно используются

РИ

описании разнообразных геологических

процессов:

водород,

кислород,

углерод и сера.

6.1.

Общие положения

Прежде чем приступить к описанию конкретных изотопных

ассмот

им

некоторые общие положения, касающиеся

°Дологии

изучения стабильных изотопов.

ст

ношение

стабильных

изотопов

измеряется

по

отношению

Ндарту

и выражается в частях на 1000 (промилле,

°/

). Это

216

Интерпретации

геохимически*

отношение обозначается величиной 5 (дельта). Напримеп

г-

ДЛя

кислорода это отношение определяется следующим

образом-

5'Ю°/

- Н'Ю/'Ю -

/00

"-V

^(o6pajeu>

-'Ю/

О,

1/'Ю/

<ст;|нд[1рт)"

1000,

'(стандарт)"

"(стандарт)

(0.1)

т.

е.,

значение б, равное +10 будет означать, что образец

обогэ

щен изотопом

по отношению к стандарту на 1 %. Аналогично

вычисляется отношение изотопов и других рассматриваемых эле-

ментов. Обращаем внимание, что для стабильных изотопов

любых

элементов очень важным является использование стандарта. Что

такое стандарт

данном случае? Это некоторый природный объект

(порода, вода и др.), количество которого весьма значительно

(чтобы не было проблем с получением материала) и который

исследован самым тщательным образом в разных лабораториях.

Последнее позволяет использовать изотопные соотношения не-

обходимых элементов в качестве эталона,

Главной целью изучения стабильных изотопов является изу-

чение процессов в природе, которые приводят к разделению изо-

топов на основании различия их масс, а не на основании разли-

чия химических процессов. Процесс разделения называется изо-

топным фракционированием и обычно осуществляется в природе

тремя способами:

1. Изотопные обменные реакции. В этом случае изотопное

фракционирование контролируется силой химических связей в

соответствии с главным правилом: более легкие изотопы облада-

ют менее сильными связями по сравнению с тяжелыми.

2. Кинетические процессы. Кинетически контролируемое изо-

топное фракционирование отражает готовность конкретного изото-

па к реагированию на какой-либо фактор. Кинетические

эффекты

можно оценить только в случае, когда реакция не завершена.

3. Физико-химические процессы, такие как

эвапоритизация

и конденсация, плавление и кристаллизация, а также

диффУ

зИЯ

Фракционирование изотопов между веществами А и Б

(

пример, кварц и магнетит) может определяться как фактор

фР

ционирования

а,

которое

для

кислорода может выглядеть

слеДУ

ющим

образом:

(

о/

О)

/СЮ/'Ю)

(

'в

кварце'

*•

'и

магнетите'

где значения

'Ю/'Ю

являются

измеренный

кварце

и магнетите

для сосуществующих кварца и магнетита.

пользование

стабильных

изотопов

217

фактор фракционирования между сосуществующими мине-

ялами

может также определяться по формуле:

lOOOlna

, =

Д10У7

)

+ Л,

(6.3)

минерал

—минерал

температура

выражена в градусах Кельвина, А и В — констан-

ты определяются экспериментально.

Существует

очень важный для геологических исследований

температурный контроль изотопного фракционирования. Это свой-

ство

применяется в изотопной термометрии. Относительное изме-

рение

объема в изотопных обменных реакциях несущественно,

поэтому влияние изменения давления на реакции незначительно.

В некоторых случаях изотопное фракционирование контро-

лируется кинетическими факторами. Например, бактериальное

восстановление сульфатов морской воды в сульфидную фазу про-

исходит на 2,2 % быстрее для легкого изотопа

чем для тяже-

лого изотопа

При изотопном фракционировании в результате диффузии

происходит обогащение легким изотопом по отношению к тяже-

лому

направлении транспорта.

При

дистилляции

пар

обогащает-

ся легким изотопом. Это свойство используется при изучении про-

цессов

эвапоритизации

или конденсации метеорных вод.

Химический состав пород, как правило, весьма незначительно

влияет

на процессы изотопного фракционирования, в то же вре-

мя отмечается, что в некоторых случаях тяжелые изотопы пред-

почтительнее ассоциируют с элементами, имеющими высокий

ионный потенциал.

Теперь перейдем к рассмотрению возможностей использова-

ния конкретных стабильных

элементов.

6.2. Использование изотопов кислорода

В природе существуют три изотопа кислорода, которые рас-

Р°странены

в следующей пропорции:

"Ю

99,763

-0,0375%;

'Ю

0,1995%.

В изотопии кислорода обычно используются два стандарта. В

Котемпературных

измерениях для геотермии используется стан-

PDB

(белемнит из меловых отложений Южной Каролины),

Орьш

используется

также

качестве

стандарта

изотопов

угле-

„5

°°

всех

остальных случаях используется стандарт SMOW (сред-

Сос

тав

морской воды),

котором отношение изотопов

кис-

Йа

и водорода соответствует расчетному составу морской воды.

218

Интерпретация

геохимических

Между собой вышеотмеченные стандарты

коррелирую-

соответствии с формулами:

б'Ю

97002

-2998

47,170,

(6.4)

Вариации

5'Ю

в разных породах и флюидах весьма значи-

тельны (рис. 6.1). В хондритах и в мантийном веществе значения

5'*О

располагаются в узком интервале около 5,7

и считается

что это значение не изменялось со временем для Земли и

Лунь/

Большинство гранитов, метаморфических пород и осадков обога-

щены

5'Ю

относительно мантии, а морская вода и метеорные

воды, напротив, обеднены.

Теперь перейдем непосредственно к возможностям изотоп-

ных отношений кислорода в геологических исследованиях.

Одной из первых задач при изучении изотопов кислорода

была оценка температур отложения карбонатных пород. В после-

дующем были изучены многие пары кислородсодержащих

мине-

8"0.°/

-40 -30 -20 -10 0 5,7 ]0 20 30 40

Г~

Хондритовые

метеориты

Земля в

целом

MORB

Андезиты и

риолиты

Гранитоиды

Метаморфические породы

1 1

Обломочные отложения

Глинистые отложения

Известняк

Морская вода

Метеорная вода J

Магматическая вода

Метаморфическая вода

Г~

[

]

..—1

Мантийное значение

5,7±0,3

Рис. 6.1. Вариации

5'Ю

в разных типах пород и вол

(Rollinson,

1994)

Использование

стабильных

изотопов

219

ялов.

Существуют

геотермометры с использованием изотопов

Л0

рода

в области как низких, так и высоких температур, обзор

Т0

рьгх

приведен в работе Клейтона

[111].

Низкотемпературные термометры (как правило, по кальци-

там)

используются для определения

палеотемператур

в древних

палеобассейнах

на основании исследований отлагавшихся в тот

момент минералов. Определения температуры отложения разно-

образных

осадков является очень важным не только для палео-

климатологии,

но и для разнообразных тектонических реконст-

рукций. Сам подход основан на предположении, что изотопное

отношение

кислорода в прошлом было таким же, как и в совре-

менной

морской воде. Кроме того,

допускается,

что измеренное

изотопное отношение в кальците является первичным, а сам про-

цесс

отложения кальцита был равновесным. Но оба этих допуще-

ния могут и не быть соблюдены в некоторых типах пород. По-

скольку температура в придонной части бассейнов является фун-

кцией глубины бассейна, то изотопы кислорода можно также ис-

пользовать для глубин бассейнов отложения. При этом необходи-

мо оценить другими методами географическую зону бассейна (тро-

пики, субтропики, арктическая часть и др.). Низкотемпературную

изотопную геотермометрию можно также использовать для оцен-

ки температур диагенеза, низкотемпературного метаморфизма и

геотермальных систем как в континентальной, так и в океаничес-

кой

коре.

Высокотемпературная изотопная геотермометрия. Стабильные

изотопы часто

являются.неравновесными

в породах, образовав-

шихся

при высокой температуре, поскольку равновесие с флю-

идной фазой достигалось уже после кристаллизации, поэтому при

помощи изотопов можно оценить взаимодействие флюид-порода.

°Днако

оценка температур

субсолидусных

реакций или кульми-

нации

метаморфизма

магматических

или

метаморфических

сис-

Те

м.ах

мало реальна.

6.3. Использование изотопов водорода

В природе встречаются два стабильных изотопа водорода, рас-

эеделенные

следующим образом:

'Н

= 99,9844

0,0156 %.

Относительное

различие масс этих двух изотопов весьма су-

Тогт

нное

что

определяет широкий спектр соотношения

изо-

природных минералах. Кроме того, водород в природе

в виде

;

О,

ОН~,

и углеводородов. Расчет изотоп-