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

Подождите немного. Документ загружается.

140

Интерпретация

геохимических данных

железистые;

У/116—

карбонатистые,

железистые;

Vllle

—

высоко-

железистые (с =

25—40

%');

карбонатистые (с =

25—50

%);

ферросиаллиты

(с > 40 %

мергели

сиаллитовые;

сиаллитовые

карбонатолиты,

Vllle —

карбонатолиты

с примесью

сиаллитового

материала;

IX—

латериты;

IXa

слабожелезистые'

1X6

— железистые;

1Хв

~ высокожелезистые

(с

25—40

Fe,0

)•

/Хг

—

ферролатериты;

X—

латерит-бокситы:

Ха

— слабожелезис-

тые;

Хб—

железистые; Хв — высокожелезистые

(с

25—40

Fe.,0

);

Хг —

ферролатерит-бокситы;

XI — бокситы:

Х1а

— слабожелезис-

тые;

XI6

— железистые;

Х1в

— высокожелезистые (с =

25—40

На рис. 4.2 приведена диаграмма a— b расположения полей

составов вулканитов и некоторых интрузивных образований. Поля

составов:

1 — ультракислые

липаритоиды

)и

липаритоиды

);

2 -

липарит-дацитоиды

');

2а

—

трахилипарит-дациты

(п

> 0,21);

3 —

дацитоиды

);

За —

трахидациты

(п > 0,21);

— щелочные

дациты

—

бостониты

и др. (п > 0,30);

4—

андезит-дацитоиды

);

4а —

трахиандезит-дациты

(п > 0,17);

46—

андезит-дацитовые

тра-

хиты (п > 0,21); 5 —

андезитоиты

');

5а

—

трахиандезиты

(п >

> 0,17);

56—

трахиты,

фонолитовые

трахиты и др. (п > 0,21);

андезит-базальтоиды

);

6а

—

трахиандезит-базальты

(п > 0,17);

66 — щелочные андезит-базальты (андезит-базальтовые трахиты,

фонолиты

и др., п > 0,21); 6в —

толеитовые

андезит-базальты

(п =

0,07—0,13);

—

базальтоиды

(s\)\

7а

—

трахибазальты,

спилиты

(п

0,17—0,21);

76—

щелочные базальты (базальтовые трахиты,

фонолиты и др., п =

0,21—0,40);

7в — толеитовые базальты, трап-

пы (п < 0,10); 7г — габбро-анортозиты; 7д — анортозиты; 7е -

пикритовые

базальты; 8 —

базанит-базальтоиды

);

—

трахи-

базанит-базальты

(п

0,17—0,21);

86—

щелочные

базанит-базаль-

ты

(п > 0,21); 8в — лунные

базанит-базальты

(а > 0,400); 8г

толеитовые базанит-базальты; 8д — пикритовые базанит-базаль-

ты; 9 —

базанитоиды

(s,

);

9а

—

умереннощелочные

оливиновые

базаниты

(«щелочные оливиновые базальты» океанов), п —

0,10'

0,13;

9б~

трахибазаниты

(п =

0,13—0,17);

9в — щелочные базани-

ты (п >

0,17);

9г —

пикритовые базаниты;

—

пикритоиды

(sfY*

Юа

—

коматииты

пикритовые,

меймечиты

и их интрузивные

ана-

логи;

106

—

пикриты;

10в и Юг — умереннощелочные

пикриты

(анкаромиты,

лимбургиты

и др.);

10д

~ щелочные пикриты

(не-

фелиниты,

авгититы

и др.), п =

0,13—0,30;

10е —

габбро-анорто

зиты

лунные;

10ж

— анортозиты лунные;

—

меймечитоиды

Использование

геохимических данных при

изучении

метаморфических пород

141

- кимберлиты (а > 0,1,

= 0,25-0,45),

лерцолиты;

116

меймечиты;

lie

— перидотиты,

гарцбургиты,

дуниты,

серпенти-

иты,

малоглиноземистые меймечиты;

Иг—

щелочные меймечи-

тоиды

(нефелин-мелилитовые,

мелилитовые

и др.).

4.2. Диаграмма FAK

А. А. Предовский

[51]

предложил диаграмму FAK для рекон-

струкции первичного состава

метаморфизованных

алюмосиликат-

ных

магматических и осадочных пород, основанную на общих

чертах различий составов осадочных и магматических пород (рис.

4.3). Данная диаграмма имеет вид сдвоенной бинарной диаграммы

с координатами

и AF, где

F—

фемичность породы, А — част-

ная глиноземистость, К — соотношение щелочей: F =

(Fe

+ FeO +

MgO)/SiO

;

А1

(К

СаО');

СаО'

= СаО —

CO.,

— поправка на карбонатность породы; К =

К,О

—

Na,O.

Все параметры рассчитывают в молекулярных количествах.

На диаграмме А. А. Предовского состав породы отображается

фигуративными точками в зонах

AFw

KF,

при этом поле

^/•'явля-

ется основным, а поле

— вспомогательным и контрольным.

Следует иметь в виду, что диаграмма должна применяться только

в совокупности с комплексом геологических данных, а эффек-

тивность ее использования повышается при исследовании серии

анализов пород, а не единичных образцов. В пределах основных

зон диаграммы (KF

AF)

на основе обработки большого количе-

ства опубликованных материалов и оригинальных данных (около

5000 анализов магматических пород, более 4000 анализов

немета-

морфизованных

слабометаморфизованных

1500

метаморфизо-

ванных осадочных пород) А. А. Предовский выделил поля пород

различного состава.

На диаграмме

FAK

наблюдается поле перекрытия кислых

кластогенных

алюмосиликатных

осадочных пород (субграувакк и

ркозов)

и магматических пород близкого им состава. Для их раз-

Деления А. А. Предовский предложил диаграмму в координатах

А1

(К

Na,O)

(рис. 4.4), основанную на том, что при разруше-

ии

кислых магматических пород продукты их разрушения {арко-

ЗЬ

всегда обогащаются кварцем. В 1996 г. Я. Э. Юдович [81] опуб-

ликовал

диаграмму для разделения метааркозов и метариолитов,

°торая

рассматривается ниже.

142

Ингерпретация

геохимических данных

;

O-Na

+я

-и-10'

-/НО'

•

Рис. 4.3. Диаграмма

FAJC

для реконструкции первичного состава

метам

орфизован-

ных

алюмосиликатных

магматических и осадочных пород (Предовский, 1980):

точки составов: / — изверженные породы; 2 — осадочные породы; 3 — минералы;

4 — границы поля зернистых осадочных пород (в правой части диаграммы) и

объединенного поля обломочных пород и глин (в левой части); 5 —

граница

поля

хемогенных

силицитов; 6 — границы полей магматических пород (снизу вверх

ультраосновных, основных, средних и кислых, кислых);

границы поля

ще-

лочных магматитов. Поля осадочных и

вулканогенно-осадочных

пород: / - зерни-

стые осадочные и смешанные породы;

— пелиты;

///—

хемогенные

силиииты;

•

4.3. Диаграмма

ФМ

- сумма щелочей

На основе петрохимического изучения

метааркозов

и мета-

риолитов

рифейских

толщ Приполярного Урала Я. Э.

Юденичем

[81]

была предложена общая модульная диаграмма для

разделе-

ния этих пород (рис. 4.5). Диаграмма строится в координатах:

мический модуль ФМ =

(Fe

+ FeO +

MgO)/SiO

— сумма

щел°'

чей

(Na

О),

содержания оксидов

—

в массовых процентах.

аа

д.

Использование геохимических данных при изучении метаморфических пород

AIA-(CaO'+K

O+Na,O)

•А

143

ГВ-

граувакки;

СГВ-

субграувакки;

АРК~

аркозы;

КА~

каолинит;

ИЛ~

гидро-

слюды;

ВК

— вермикулит; ГС — гиббсит;

ДП

— диаспор. Точки средних составов

изверженных пород:

—дунит;

2— верлит;

3—

пикрит; 4 —

диаллагит;

5—

эклогит;

б— кимберлит; 7— лейцитит; 8— габбро; 9— спилит; 10— эссексит;

— бесквар-

цевый диорит; 12 - кварцевый диорит; 13 —

гранодиорит;

14 — дацит; 15 — олигок-

лазовый

гранит; 16 —

известково-щелочной

гранит; 17— комендит; 18—

трондь-

емит;

19 - аплит; 20 - риолит; 21 —

пегматоидный

гранит; 22 — витербит; 23 —

средний

известково-щелочной

сиенит; 24 — трахит; 25 — луяврит; 26 —

уртит;

27—

мариуполит;

28—

анортозит

На диаграмме выделены поля метааркозов (включая

«субаркозы»)

Метариолитов,

под которыми авторы понимают все кислые ме-

таэффузивы.

Кроме того, для сравнения на диаграмме пунктир-

линиями показаны поля

метаграувакк

и кварцитов, однако

их диагностики Я. Э. Юдович предлагает использовать диаг-

в координатах ГМ (глиноземистый модуль) - НКМ (на-

о-калиевый

модуль). Более подробное описание модулей при-

144

Интерпретация

геохимических

дац

170

150

130

+Андезит

+ Дацит

Кварцевый диорит

Риодацит

+ Делленит

+ Риолит

Щелочные

граниты

Субграувакк

20 40 60 80 100 120 140

(К,О + Na,O), мол. кол.

Рис. 4.4. Диаграмма

А1

—

(К

;

(мол. кол.) для отличия обычных суб-

граувакк и аркозов от средних и кислых магматитов

[51].

Тренд на диаграмме ука-

зывает направление изменения состава нормальных субграувакк и аркозов при

уменьшении содержания кварца

Рис. 4.5. Модульная диаграмма ФМ

(Na,O

К,О)

для отличия

метааркозов

метариолитов

[81]

лава 4. Использование

геохимических

данных при

изучении

метаморфических

пород

1 45

4.4. Диаграмма Н. де Ля Роша и М. Рубо

Н. де Ля Рош и М. Рубо [170] предложили диаграмму в коор-

динатах х —

А1/3

— Na, у =

А1/К,

которые рассчитаны в атомных

количествах

(рис. 4.6). На основании различного дифференциро-

ванного геохимического поведения натрия, калия и алюминия в

магматических и осадочных процессах на диаграмме выделены поля

различных типов магматических и осадочных пород, а также тен-

денции эволюции составов вулканических и осадочных серий.

А1/3

-200

^N-рахиты,

\ЙЭ6.

щелочи;

рйолит.

№>К

-VONb

Кварц,

карбонатш;

оксиды Fe

,Биотит/

-»

Сектор осадочных

пород

ис.

4.6. Диаграмма

Н.деЛя

Роша и М. Рубо

[170]:

оля

составов: / - базальты;

спилиты;

3—

вулканиты

щелочного-натрового

тлантического

типа (и

соответствующих

щелочных интрузивных пород); 4—

вул-

ниты

известково-щелочного

тихоокеанского типа (и

известково-щелочных

ин-

Рузивных

пород); 5 — вулканиты промежуточного типа (и интрузивных пород

°го же состава)

146

Интерпретация

геохимических

данны

Использование

геохимических

данных при изучении

метаморфических

пород

147

4.5. Диаграммы Н. А. Доморацкого

Для выяснения первичной природы метаморфических пород

Н.

А. Доморацкий

[15]

предложил серию диаграмм в координатах,

учитывающих ряды подвижности компонентов [24] и типы мета-

морфизма, характеризующиеся определенными инертными ком-

понентами (рис. 4.7,

а—г).

Всего им выделено пять типов

метамор-

физма, при которых инертными компонентами являются: /— SiO

СаО

20 10

5 10

1520

FeO

;

Рис. 4.7. Диаграммы

CaO-A!

-SiO

(A), CaO-FeO +

Ре

)-А1

(Б),

(Fe

FeO)-(SiO

А1

)

(Я),

(Na

K,O)-(CaO)-(MgO

+ FeO +

)

(

для выяснения первичной природы магматических пород

[15]:

А — поля пород: а - осадочных;

б—г

~ магматических; б — участок

ультраосноБ'

ных пород: в

участок кислых пород; г - участок основных, средних и

щелочнЫ

пород; д ~ поле неопределенности;

Б — поля пород: а - осадочных;

б—д

— магматических: б — участок

ультраосно

ных пород; в — участок кислых пород; г — участок щелочных пород; д -

участ°

), СаО,

Si0

;

У-

О,

MgO,

FeO, СаО,

*>j6

А1

Поля составов магматических и осадочных пород на

диаграммах нанесены с учетом обработки большого количества

MgO

•

+ FeO + Fe

средних и щелочных пород; е - поле неопределенности;

поля пород: а - осадочных; б—д — магматических:

участок ультраоснов-

пород; в - участок кислых пород; г - участок щелочных пород; д - участок

ных,

средних и щелочных пород; е — поле неопределенности;

По

Поля

пород:

а -

осадочных;

б~е

—

магматических:

б-участок

ультраосновных

«Ых

участок

кислы

пород;

г -

участок основных пород;

д -

участок

щелоч-

пород;

в - участок средних пород; ж

поле

неопределенности

148

Интерпретация

геохимических

данных

материала. Всего на диаграммах выделяются три поля: поле магма-

тических пород с участками ультраосновного, основного, сред-

него, кислого и щелочного составов; поле осадочных пород и поле

неопределенности, где располагаются фигуративные точки как

магматических, так и осадочных пород. Порядок определения пер-

вичной природы метаморфических пород при помощи диаграмм

Н. А. Доморацкого [15] следующий:

1. Определяется характер поведения компонентов при

мета-

морфизме.

2. Вычисляются относительные массовые содержания инерт-

ных компонентов для данного и предшествующих типов метамор-

физма, причем сумма всех компонентов, являющихся координа-

тами диаграммы, принимается за 100

3. По вычисленным относительным содержаниям фигуратив-

ные точки наносятся на диаграмму, соответствующую данному

типу метаморфизма, и все предшествующие диаграммы. При этом

могут быть четыре случая расположения фигуративных точек на

диаграммах: а) в поле магматических пород или в поле магмати-

ческих пород и поле неопределенности — первичная природа маг-

матическая; б) в поле магматических пород или в поле неопреде-

ленности и в поле осадочных пород — первичная природа осадоч-

ная; в) в поле осадочных пород — первичная порода осадочная;

г) в поле неопределенности — природу первичной породы

подан-

ным диаграммам определить невозможно.

* *

Таким образом, использование геохимических данных при

изучении метаморфических пород сводится к определению пер-

вичной природы метаморфизуемого субстрата. При его коррект-

ном определении в дальнейшем применяются методики для оса-

дочных или магматических пород, рассмотренные в гл. 2 и 3.

Глава 5. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ РАДИОГЕННЫХ

ИЗОТОПОВ

Использование радиогенных изотопов в геологии основано

на

принципе

радиоактивного превращения элементов. Поскольку

скорость радиоактивного распада является постоянной величи-

ной и не зависит от температуры и давления, то этот процесс

может служить в качестве геологических часов. В то же время соот-

ношения изотопов некоторых элементов чрезвычайно важны для

решения вопросов образования пород различного генезиса. Таким

образом, в целом выделяются два основных направления исполь-

зования радиогенных изотопов: абсолютная геохронология и изо-

топная

геохимия.

Перед тем как перейти к рассмотрению этих двух

направлений следует кратко остановиться на базовых принципах

и понятиях, а также на аналитических методах.

5.1.

Базовые принципы и понятия

Атом каждого элемента включает ядро и электронную оболоч-

ку. Ядро атома сложено положительно заряженными частицами —

протонами и незаряженными частицами — нейтронами. В состав

ядра входят также ряд других элементарных частиц, но для нас

Достаточна упрощенная модель. В атоме, находящемся в электро-

нейтральном состоянии, число протонов и электронов одинаково.

Синонимом атома является термин нуклид (от лат. нуклеус — ядро).

Поскольку масса покоя электрона очень мала, то масса ато-

ма

зависит от числа протонов

(Z)

и нейтронов

(N)

в ядре. Число

^ротонов

соответствует атомному номеру элемента в Периоди-

ческой

системе элементов Д. И. Менделеева и определяет заряд

ат

ома.

Сумма протонов и нейтронов называется массовым числом.

большинство

химических элементов имеют различное число ней-

ронов

в ядре и, следовательно, характеризуются различными мас-

°БЫМИ

числами. Различные массовые числа одного

того

же

эле-

нта

называются изотопами (от греч. то же

место,

поскольку

^И

находятся на одном и том же месте в Периодической системе

^Ментов).

150

Интерпретация

геохимически

Атомы одной и той же массы, но с различным

количество^

протонов называются изобарами. Рис. 5.1 дает наглядный пример

изотопов и изобар. Для удобства строение атома записывается

сим-

волами. Например, запись

^JAr

означает, что данный изотоп явля-

ется атомом аргона (порядковый номер в Периодической

системе

элементов Д. И. Менделеева 18) с массовым числом 40, т.е. он

имеет в своем составе 22 нейтрона. Так как у всех изотопов одного

и того же элемента число протонов остается постоянным, ту

запись можно сделать в более краткой форме —

Аг.

Всего известно около 1700 изотопов, из которых только 264

являются стабильными. Ядра неустойчивых атомов самопроизволь-

но распадаются до тех пор, пока не достигнут стабильной формы.

Такой самопроизвольный распад, сопровождающийся эмиссией

различных частиц, излучением энергии и приводящий к

образо-

ванию новых атомов, называется радиоактивностью. В зависимос-

ти от типа излучения выделяется

альфа-,

бета- и гамма-радиоак-

тивность, обозначаемые соответственно а,

у.

Альфа-частицы

представляют собой один атом гелия с зарядом 2 и массой 4, т.е.

Не.

Бета-частицы идентичны электронам в случае отрицательно-

го заряда

(негатронный

распад, р~) и позитронам в случае поло-

жительного заряда

(позитронный

распад,

Гамма-излучение

19 -

17 -

15 -

11 -

9 -

3 -

1 -

' 1

С 9

В 8 9

BojT 7 71

Li 5

не aUJs 6

н|'1-

№

А1

•IB

[21

щ»

18 19

ТтКГ

1617

15116

Н|15

ш~

•

Аг

2В

Са

Изотопы

углерода

464

45 +

7«|49

Природные

изотопы

Стабильные

Радиоаиивнне

Короткожявущис

радиоактивные

изотопы,

не

встречающиеся

природе

О 2 4 6

10 12 14 16 18 20 22 24 26 28

Рис. 5.1. Фрагмент таблицы атомов.

Идя

примера стрелками показаны изотоп

углерода и изобары

С,

'Ю

среди которых только изотоп

являет

стабильным и представлен в природе в значительном количестве

авэ

5. Использование радиогенных изотопов

151

Представляет

собой электромагнитное излучение, подобное

рент-

геновским

лучам.

При альфа-распаде каждая эмиссия одной

а-частицы

приво-

дит

к уменьшению атомного номера на две единицы и снижению

массового

числа на четыре единицы. При негатронном распаде

дцн

нейтрон превращается в протон и электрон, причем

после-

дний выбрасывается из ядра. Следовательно, при эманации одной

р--частицы

атомный номер увеличивается на одну единицу, а

массовое

число остается прежним. При позитронном распаде, на-

оборот, сокращается на одну единицу число протонов в атоме, а

число нейтронов увеличивается на единицу, т.е. массовое число

остается постоянным. Отдельно выделяется радиоактивный рас-

пад в результате захвата орбитального электрона. При таком

рас-

паде, как следует из названия, один электрон внутренней обо-

лочки атома захватывается ядром, при этом происходит анниги-

ляция позитрона и электрона, сопровождающаяся образованием

одного нейтрона и нейтрино. Нейтрино покидает атом. Соответ-

ственно, как и при позитронном распаде, число протонов в ядре

сокращается на единицу, а массовое число остается прежним. После

радиоактивного распада атом обычно находится в возбужденном

состоянии и переходит в основное состояние, сопровождается гам-

ма-излучением.

Бомбардировка атомов стабильных изотопов различными

частицами, такими как протоны, нейтроны, а-частицы и др.,

может привести к тому, что стабильный изотоп перейдет в неста-

бильное состояние. Это явление хорошо известно и широко ис-

пользуется для получения

короткоживущих

изотопов при облуче-

нии

элементов-мишеней

в ядерном реакторе. Например, на

этом'

принципе

основан

Аг/

Аг

метод датирования, который будет

Рассмотрен более детально в одном из последующих разделов.

По-

Лобное

преобразование атомов происходит и в природе под воз-

Действием космического излучения. Наиболее известным приме-

ром

такого преобразования в природе является переход

С,

жащий

в основе радиоуглеродного метода датирования.

Независимо от вида радиоактивного распада, скорость ра-

1и

°активных

превращений нестабильных атомов подчиняется оп-

^Деленному

закону, который был сформулирован Е. Резерфор-

Ф-

Содди

в 1902 г. [76] в результате экспериментальных на-

Л|

°дений

активности солей тория. В окончательном виде

этот

за-

применяемый

для целей абсолютной геохронологии,

выгля-

Ит

следующим

образом:

152

Интерпретация

геохимических

Использование

радиогенных

изотопов

153

где

D/P

— отношение дочернего к материнскому изотопу в

насто.

ящий момент времени;

— постоянная радиоактивного распада

материнского изотопа; t ~ время. Дочерний изотоп

по-другому

называется радиогенным, так как он образовался в результате

ра-

диоактивного распада.

Для определения длительности протекания процесса

выра-

жение (5.1) может быть переписано в следующем виде:

1).

(5.2)

Из уравнения (5.2) видно, что для того, чтобы определить

возраст какого-либо минерала или горной породы, необходимо

знать два параметра: 1) соотношение дочернего и материнского

изотопов; 2) постоянную распада материнского изотопа. Первый

параметр является уникальным для каждого исследуемого образ-

ца и зависит от начальной концентрации материнского вещества

и времени. Соотношение дочернего и материнского изотопов из-

меряется масс-спектрометрическим методом, принцип которого

будет кратко охарактеризован в следующем разделе. Второй пара-

метр является характеристикой радиоизотопной системы.

Обычно используется еще один параметр, называющийся

периодом полураспада

(Г

1/2

Период полураспада соответствует вре-

мени, за которое количество материнского изотопа сокращается

вдвое. Постоянная распада обратно пропорциональна периоду

полураспада

1/2

-1п(2)Д.

(5-3)

Поскольку периоды полураспада большинства

радиоактив-

ных изотопов, применяемых в геохронологии, очень велики, то

их определение сопряжено с определенными трудностями. Долгое

время многие лаборатории пользовались различными константа-

ми, и, таким образом, прямое сопоставление получаемых

возра-

стов было невозможно. В 1976 г. на Международном геологическом

конгрессе в Сиднее была достигнута

договоренность

об использо-

вании одинаковых констант радиоактивности [230]. Далее в текст

и таблицах, где не оговорено дополнительно, приводятся

имени

эти константы.

С развитием масс-спектрометрической техники назрела на

сущная

потребность в уточнении констант распада многих

ко используемых в геохронологии радиоактивных изотопов.

На-

пример,

при современных исследованиях аналитическая точность

пределения

большинства изотопных отношений достигает 0,5 %

возраста

породы, а при специальных исследованиях — 0,1

Т0

же время неопределенность в определении постоянных распа-

да,

как правило, составляет несколько процентов. Более того, гео-

логи

и физики до сих пор пользуются различными константами

радиоактивного

распада [218]. На рис. 5.2 показано, как ошибка в

определении

возраста датируемого образца растет по мере удрев-

ения

в зависимости от неопределенности констант радиоактив-

ного распада. Наиболее известны константы радиоактивного рас-

пада урана. Пересмотр констант радиоактивного распада

IK7

при-

вел

к их улучшению, тогда как новые константы радиоактивного

распада

указывают на более реалистические

ббльшие,

погреш-

ности. Рис. 5.2 модифицирован после П. Р. Ренне [218] с учетом

новых данных.

2 з

Возраст, млрд. лет

Ис

5.2. Зависимость погрешности при абсолютном датировании от возраста да-

тирования объекта (растет

вследствие

неопределенности определения констант

Радиоактивности)

Наиболее часто встречающимися являются два понятия: точ-

ность

и погрешность измерения возраста (в английском варианте

^ответственно

precision и accuracy). Под точностью измерения

'°

Раста

понимают ошибку, связанную с аналитическими при-

Инами,

такими как, например, чувствительность измерительной

"Паратуры.

В расчет погрешности определения возраста, помимо

1а

литических

причин, включаются геологические

причины,

та-

как неоднородность образца, частичное перераспределение

опов

и т.д. Таким образом, при чтении геологической литера-

154

Интерпретация геохимических

лэ

Использование радиогенных изотопов

155

туры, в которой используются абсолютные датировки,

нухц

обращать

внимание на то, что подразумевается под ошибкой в

определении возраста.

Следует остановиться на таких понятиях, как истинный воз-

раст, кажущийся

возраст,

закрытость

и температура

закрытия

изотопной системы. Под истинным возрастом породы (или мине-

рала) понимают промежуток времени между ее кристаллизацией

и настоящим временем. Очевидно, что измеренный возраст поро-

ды, т.е. рассчитанный по формуле (5.2) из измеренного

отноше-

ния материнского к дочернему изотопов, может не

соответство-

вать истинному возрасту породы. Такой измеренный возраст на-

зывается кажущимся. Если измеренный (кажущийся) и истинный

возрасты соответствуют друг

другу,

то это означает, что исследу-

емая изотопная система оставалась закрытой, т.е. не происходило

обмена изотопов с окружающей средой на всем промежутке

вре-

мени с момента образования минерала. Под температурой закры-

тия изначально было предложено понимать некую температуру

медленно остывающего минерала, которая соответствует кажу-

щемуся возрасту этого минерала. Следует отметить, что кажущий-

ся возраст в медленно остывающем минерале не соответствует

моменту закрытия изотопной системы. Подробно понятие и смысл

температуры закрытия будут рассмотрены ниже.

В литературе часто можно встретить такое понятие, как мо-

дельный возраст. Модельный возраст по магматическим породам

характеризует отрезок времени с момента поступления вещества

из мантии независимо от того, какие преобразования (плавле-

ние, метаморфизм и др.) эти породы претерпели в последующем.

По сути дела, модельный возраст не несет информации о возрас-

те самой исследуемой породы, а указывает на возраст

плавящего-^

ся субстрата или, по-другому, возраст

протолита.

Модельный

возраст по осадочным породам дает информацию о нижней воз-

растной границе размывавшихся

верхнекоровых

пород, в источ-

нике сноса осадочных бассейнов. В этом случае наряду с термином

возраст

протолита,

обычно используется другой термин

возрв

провинции.

5.2. Mace-спектрометрические измерения

Впервые

существование

изотопов было

экспериментальН

подтверждено Дж. Дж. Томпсоном в 1914 г., он анализировал

по"

ток заряженных частиц газообразного неона и обнаружил лини

интенсивности

20 и 22 масс. Несколько позже трудами

Ф.

В. Асто-

было положено начало новой области знания —

масс-спект-

ммемрии-

Прототипом современных масс-спектрометров являет-

ся конструкция, созданная в 1940 г. А. О. Ниром [76, 123]. Им же

были определены изотопные составы большинства природных эле-

ментов,

широко используемых сейчас в абсолютной геохро-

нологии.

.Масс-спектрометрические

измерения основываются на прин-

ципе

разделения потока движущихся заряженных частиц (ионов)

под действием силы Лоренца. Ускоренные в вакууме ионы,

про-

ходя через постоянное магнитное поле, начинают двигаться по

окружностям различного радиуса

(/•)

в зависимости от массы и

заряда иона:

(m/e)2V/№,

(5.4)

•

где

т/е

— отношение массы иона к его заряду; V — потенциал

ионизации; Я — напряженность магнитного поля. Легкие массы

отклоняются больше, а тяжелые меньше.

На рис. 5.3 показана принципиальная схема масс-спектро-

метра секторного типа, иногда называемого

нировским

масс-спек-

трометром, он включает: 1) ионный источник, в котором проис-

ходит ионизация частиц и их ускорение под действием разности

потенциалов на катоде и фокусирующих пластинах; 2) трубу (ка-

меру) анализатора, проходящую сквозь постоянное магнитное

поле, создаваемое электромагнитом; 3) приемник ионов.

Из формулы (5.4) видно, что, зная геометрию трубы анали-

затора,

легко подобрать такие параметры ускоряющего напряже-

ния

(обычно несколько киловольт) и напряженности магнитного

поля, чтобы на коллектор попадали только ионы с необходимой

Электромагнит

Ионный

источник

°г

блока

Нап

Ряжения

К вакуумному

Катод

и система насосу

фокусирующих

пластин—«линз»

Приемник

- ионов

ком-

пьютеру

'3.

Схематическое изображение масс-спектрометра секторного типа

156

Интерпретация

геохимических

ан

g 5,

Использование

радиогенных изотопов

157

массой.

Для

исследования нескольких изотопов напряженность

маг~

нитного поля медленно изменяется и, таким образом, произво-

дится сканирование спектра масс. Масс-спектрометры с

одниц

коллектором называются сканирующими. Возможно также исполь-

зование нескольких коллекторов для одновременного приема ион-

ных пучков с различными массами. Такая система называется

мно~

гоканалъной.

При анализе изотопов газов, газовая фракция из анализи-

руемого образца выделяется отдельно, например, путем его плав-

ления в высоковакуумной печи. Затем выделившийся газ очища-

ется от примесей

активных

компонентов и вводится в ионный

источник. Система для анализа изотопного состава газов получила

название газового масс-спектрометра. Фотография комплекса для

выделения и последующего изотопного анализа благородных га-

зов и гелия при помощи сканирующего газового масс-спектро-

метра приведена на рис. 5.4.

•

Рис. 5.4. Сканирующий газовый масс-спектрометр

МАР-216,

приспособлен^

для

41)

Аг/*'Аг

датирования. Слева от электромагнита виден ионный источник,

которому через систему высоковакуумных вентилей присоединены:

ИОННЫЙ

сое

для поддержания высокого вакуума в камере анализатора (на переднем

не) и трубки,

идущие

от высоковакуумной печи и камеры лазерной абляции,

производится выделение газа из датируемого

образца

(находятся за

снимка).

Справа от магнита находится приемник ионов. Прибор установлен

боратории изотопной геохимии аргона фламандского Свободного

Брюсселя (снимок воспроизведен с

разрешения

доктора А. Бовена)

В случае изотопного анализа элемента, находящегося в твер-

дом

состоянии, этот элемент изначально выделяется в чистом виде

утем

химического разделения на

хроматографических

колонках.

Выделение

чистого элемента необходимо по ряду причин. Во-пер-

вых,

это делается для избежания изобарных наложений. Напри-

мер, самарий и неодим имеют общие изобары 144, 148 и 150 масс.

Во-вторых, присутствие других элементов может приводить к уве-

личению

потенциала ионизации и снижению стабильности изме-

рений. Выделенный чистый элемент наносится на катод ионного

источника.

Ионизация происходит в результате испарения веще-

ства при нагреве катода. Такая система получила название

масс-

спектрометра с термальной ионизацией (сокращенно TIMS, от англ.

thermal

ionisalion

mass spectrometer). Многоканальный масс-спект-

рометр с термальной ионизацией, предназначенный для

иссле-

дования изотопного состава стронция, неодима и свинца, пока-

зан на

рис.

5.5.

Во многих случаях необходимо знать не только изотопный

состав того или иного элемента, но и абсолютные количества рас-

сматриваемого состава. Для этого в пробу вносят известное коли-

чество того же элемента с известным изотопным составом. Такой

метод измерения концентраций вещества получил название изо-

топного разбавления. Следует отметить, что метод изотопного раз-

бавления является наиболее точным при определении малых ко-

личеств вещества.

При химическом выделении элементов предъявляют особые

требования к чистоте реагентов и

условиям

работы. Например,

Для изотопного анализа свинца в минералах с его низкой концен-

трацией

даже обыкновенный атмосферный воздух будет являться

загрязнителем,

ухудшая качество анализа и затрудняя интерпре-

тацию

полученных значений.

Чтобы избежать проблемы пробоподготовки, в настоящее

ремя

для изотопного анализа минералов широко используют

И|

Фозондовые

масс-спектрометры. В этом случае поверхность

"'Инерала

испаряется обычно при воздействии пучка отрицатель-

заряженных

атомов кислорода, после чего испаренную пробу

°РИчно

ионизируют и затем анализируют. В зависимости

оттех-

ческого

исполнения такая система называется:

масс-спектро-

с вторичной ионизацией (сокращенно

SIMS,

от

англ.

Secondary

s Spectrometer) или чувствительный ионный зонд высокого

ия

(

сок

а1

нно

SHRIMP,

от

англ.

Sensitive

High

Resolution

icroProbe). Использование

микрозондовых

масс-спектромет-

158

Интерпретация

геохимических

с Использование радиогенных изотопов

159

Рис. 5.5. Многоканальный масс-спектрометр

Finnigan

MAT262, приспособленный

для анализа изотопов

стронция,

неодима и

свинца.

Слева от магнита

находится

источник ионов в виде камеры с барабаном,

содержащим

тринадцать катодов,

что позволяет анализировать до тринадцати проб без разгерметизации системы.

Снизу к ней прикреплен

турбомолекулярный

насос для поддержания высокого

иакуума.

Справа от магнита иидна камера с заключенными в нее приемниками

ионов. Прибор используется в рамках Центра коллективного пользования инсти-

тутов земной коры СО РАН, геохимии СО РАН и Бурятского геологического

института СО РАН

ров позволяет проводить датирование по единичным зернам

ми-

нералов и анализировать изотопный состав включений

микро-

ного размера.

Для изотопного анализа ряда элементов также

используй

современные модели (например — Element 2)

масс-спектр^

ров с

индуктивно

связанной

плазмой

(1CP-MS,

от

англ.

Inctiv

Coupled Plasma Mass

Spectrometer),

которые традиционно

няют при определении абсолютных концентраций широкого

тра микроэлементов.

Для изучения

космогенных

изотопов (см. ниже) применяют-

тандемные

масс-спектрометры с ускорителями (сокращенно

дМ5,

от англ. Accelerator Mass

Spectrometer).

В такой системе ион-

ыЙ

луч после разделения в магнитном поле ускоряется электри-

ческим

полем, а затем вновь разделяется во втором масс-спектро-

метре-

Это позволяет избежать изобарических перекрытий, что не-

возможно

сделать в обыкновенном масс-спектрометре. Например,

таким

способом отделяют

от

при радиоуглеродном датиро-

вании.

5.3. Методы абсолютной геохронологии

5.3.1-

Методы датирования, основанные на принципе

изохронных построений

(Rb-Sr,

Sm-Nd

и Re-Os)

В этом разделе рассмотрены три различных метода абсолют-

ной геохронологии, которые, однако, могут быть объединены,

поскольку в их основу положен один и тот же принцип изохрон-

ных построений. Для начала вернемся к формуле

(5.1),

переписав

ее в следующем виде:

(5.5)

Поскольку гораздо удобнее иметь дело не с абсолютными

концентрациями, а с отношениями изотопов, правую и левую

части уравнения (5.5) нормируют по какому-нибудь стабильному

изотопу (5), концентрация которого в минерале остается неиз-

менной во времени:

(D/S)

=(P/S)

[exp(?J)

I].

(5.6)

'ЮМ

'IIJM'

На момент запуска радиоизотопных часов, например, после

РИсталлизации

минерала, система может характеризоваться не-

<им

количеством изотопа, идентичного дочернему изотопу, т. е.

^иэм

®pJS

(^/^ч-

связи

эти

выражение (5.6) должно

Ь]

ть

переписано следующим образом:

/S=(D/S)

+(P/S)

(ехрЯ.Г-1),

(5.7)

рад'

нич

' 'HJM*

Индексы

«изм»

«нач»

соответствуют отношениям на момент

чепр.мма

по

прошествии времени

и в момент формирования си-

а индекс «рад» указывает на радиогенную

составляющую,

-j,

^равнение

(5.7) аналогично уравнению линейной регрессии

ШУ—a

bx.

Следовательно, если рассмотреть систему одновоз-