Химия - Фракционирование химических элементов в земной коре - Уровни изучения фракционирования
01 марта 2011Оглавление:
1. Фракционирование химических элементов в земной коре
2. Уровни изучения фракционирования
3. Экспериментальные фракционирования
Можно выделить два уровня изучения фракционирования.
Первый уровень обусловлен теоретическим анализом условий этого фракционирования, описанным в . В советской геохимии эти исследования представлены прежде всего в работах С. З. Рогинского и А. И. Бродского]. Бигелейзен и Ботинга довели эти исследования до логического конца, то есть до методики использования их на практике. Относительно U и Pb теоретические исследования проведены только H.C. Urey.
Второй уровень обусловлен анализом фактического распределения РГИИ в природных условиях.
Результаты исследований позволили выделить группы тем, которые отражают возможность фракционирования изотопов и изобаров.
Природное фракционирование радиогенных изотопов и изобаров
Она включает анализ распределений радиогенных изотопов в экзоконтактах интрузий, совместного поведения их со стабильными изотопами лёгких элементов и в отдельных минералах.
Фракционирование в экзоконтактах интрузий
Эти исследования проведены преимущественно для стабильных изотопов лёгких элементов. Было изучено поведение не только изотопов кислорода и углерода, но и Li, K, Mg и Ca, B и др. Как правило у Li и K происходит обогащение лёгким изотопом центральных частей метасоматических зон и отгонка тяжёлых разностей в краевые части. У Mg и Ca отмечается чёткая зависимость от концентрации самого элемента, соответствуя правилу Бачинского . Ю. П. Шергина и А. Б. Каминский установили относительное увеличение изотопа B по мере удаления от полиметаллического рудного тела. Подобное поведение отмечает Т. Е. Ловеринг для изотопа O по мере удаления от рудной брекчии. Он же наблюдал облегченеие изотопного состава C в кальцитах по мере приближения к интрузии.
Что касается радиогенных изотопов и изобаров, то таких данных намного меньше. Э. Л. Ланда и др. наблюдали изменение изотопов Sr в апатитах и апатитоносных породах карбонатитовых комплексов Ковдорского и Гулинского массивов. Харт С. Р. установил псевдоомоложение возраста на контакте интрузии Эльдора и Одубан-Альбия. Возраст интрузии Эльдора по БИ по методу Ar K оценивается в 68 80 млн лет. Возраст роговой обманки изменяется в зависимости от расстояния от контака: на расстоянии 1 76 м колеблется от 120 до 1150 млн.лет с максимумом в 1160 млн лет на отметке 41 м. Аналогичная ситуация отмечается по биотиту около интрузии Одубан-Альбия по данным Rb-Sr- метода; близкие ситуации описывал и Г. Ш. Ашкинадзе в экзоконтакте интрузии Озёрная Варака.
Поведение изотопов Pb в экзоконтактовых зонах кварц-монцонитовой интрузии Eldora Stock в Colorado описали Dow B.R. et al. . В ортоклазах изменяется не только валовое количество Pb, но и величины изотопных отношений: с удалением от контакта величина отношений Pb/Pb и Pb/Pb существенно уменьшается. Детальный анализ поведения изотопов в термальном поле провёл Hart S.R. на основе изучения биотита, полевого шпата и горнблендита методами Ar K и Rb Sr. По этим данным почти для всех минералов собственно в зоне контакта происходит псевдоомоложение пород, которое необходимо рассматривать как проявление миграции изобаров в температурном поле.
Таким образом на формирование соотношений радиогенных изотопов и изобаров существенным образом влияет фактор температуры и весьма возможно давления.
Сораспределение со стабильными изотопами лёгких элементов
При анализе СИЛЭ установлено существенное влияние на их распределение температурных условий образования минералов. Показано, что в этом случае распределение изотопов пары сосуществующих элементов, например, С О, Н О и др, или изотопов одного элемента в сосуществующих минералах, например, для кислорода Кварц Биотит или серы в Галенит Пирит, в изотермических условиях описывается уравнением прямой линии. При решении обратной задачи если в изотермических условиях распределение изотопов в паре с изотопами известного элемента в качестве эталона описывается уравнением прямой линии, то можно говорить о влиянии температуры на распределения изотопов обоих элементов. Поэтому в этом случае и рассматривается совместное поведение РГИИ и СИЛЭ в каком-нибудь температурном поле. В относительно большом количестве описывается совместное поведенение отношения Sr/Sr и величиной δО. Известны единичные работы для систем Pb S и -δО.
Проведённые работы по изучению совместного поведения изотопов стронция и кислорода в базальтах Коста Рики, в кимберлитах Якутии, карбонатитов, смектитах , минералах гранитов Альп и пр., а также изотопов Pb и S в галенитах выявили довольно высокую корреляцию между изотопами этих элементов.Часто описывалась прямая зависимость между С и δC,.
В отдельных работах сравнивался изотопный состав кислорода с возрастом пород и минералов, определённым K-Ar-методом.
Во всех случаях выявление линейных зависимостей объясняется исключительно явлениями смешения. Более правдоподобно предположение о наличии здесь изотермического перераспределения изотопов.
Влияние давления не однозначно. На изотопы, размерные параметры атомов которых слабо отличаются, давление слабо влияет при значениях до 1 кбар. Эти выводы подтверждены экспериментальными исследованиями R.N.Claton и P.Harting и др. Изобары существенно отличаются друг от друга, поэтому давление на их распределение влияет значительно.
Фракционирование между минералами
В геохронологических уравнениях содержания элементов выражаются количеством атомов без уточнения единицы измерения, хотя правильнее числом атомов в единице объёма вещества. В современной аналитике содержания элементов определяются в относительных единицах %, г/т и пр. Поэтому последние необходимо перевести в систему единиц геохронологических уравнений.
В системе физических величин основными параметрами, характеризующими количество вещества, являются масса и объём d этого вещества. Пусть N число атомов в единице объёма, С относительная концентрация этого элемента в соединении, М масса одного атома этого вещества. Тогда N= Cd/М. Так как М принципиально не влияет на последующие выводы, то опуская его получим равенство N = Cd, показывающее общую массу атомов изотопа в единице объёма. Дальнейший анализ проведём для изотопа Pb, для которого имеем . Сокращённо это уравнение перепишем в виде
-
- ,
где N- число атомов изотопа Pb, образовавшихся за время t, N число атомов урана U, оставшихся после распада; постоянная распада атомов урана U; So-функция времени. При t = const, уравнение представляет собой уравнение изохроны с угловым коэффициентом So. В билогарифмических координатах это уравнение принимает вид:
-
- .
После преобразований уравнение приводится к виду
-
- .
В случае изучения одной пробы величина d сокращается. Однако для надёжной оценки возраста необходимо использовать две пробы для построения изохроны с измеренными плотностями d1 и d2. В этом случае угловой коэффициент S квазиизохроны определяется из равенства
Это равенство свидетельствует о зависимости углового коэффициента изохроны от плотности минералов. Это положение иллюстрируется таблицей 1 и рис.2.
Таблица 1. Зависимость изотопных отношений от плотности минералов в изобарных системах. |
||||||
---|---|---|---|---|---|---|
Минералы | Породы | Плот- ность, г/см³ |
Отношения содержаний изотопов |
Источник анализов |
||
Rb/Sr | Rb/Sr | Sr/Sr | ||||
Калишпат | Сиенит | 2,56 | 0,1584 | 0,4587 | 0,70606 | |
Нефелин | 2,60 | 0,0614 | 0,1777 | 0,70454 | ||
Арвфедсонит | 3,45 | 0,0057 | 0,0166 | 0,70372 | ||
Сфен | 3,56 | 0,0002 | 0,0007 | 0,70367 | ||
Калишпат | Уртит | 2,56 | 26,55 | 79,56 | 1,1121 | |
Нефелин | 2,60 | 2,61 | 7,69 | 0,744 | ||
Эвдиалит | 2,92 | 0,0012 | 0,0034 | 0,70386 | ||
Калишпат | Метапелит | 2,59 | 0,102 | 0,468 | 0,71552 | |
Плагиоклаз | 2,76 | 0,030 | 0,0872 | 0,71532 | ||
Калишпат | Гранулит | 2,56 | 0,857 | 2,47 | 0,77341 | |
Плагиоклаз | 2,76 | 0,244 | 0,708 | 0,71980 | ||
Примечание: калишпат сокращённо от калиевого полевого шпата. |
Дополнительную информацию о разделении изотопов и изобаров даёт анализ распределений изотопных отношений между минералами. Пример подобных распределений приведён на рис. 2. В этих случаях экспериментальные точки располагаются на прямых с угловым коэффициентом s ≠ 1.
На практике косвенно фракционирование иллюстрировалось рядами распределения возрастов по минералам и методам определения возраста. Например, построены последовательности: для Карелии ПЛ>МУ>МУ≈Ми>БИ, где МИ- микрклин, МУ- мусковит; для Финляндии- МИ>МУ>БИ≈БИ. Более строго это сопоставление осуществляется на основе сравнения по минералам значений отношений соответствующих изотопов. В качестве примера в таблице № 2 приведены некоторые ряды по величинам этих отношений:
Таблица 2. Частные ряды фракционирования по величинам отношений. | ||||||
---|---|---|---|---|---|---|
Система | Изотопно- изобарные отношения |
Последовательности минералов |
||||
Изотопная | Pb\Pb | СФ > АП,МТ >БИ,ПЛ >КШ | ||||
Pb/Pb | СФ >АП, МТ> БИ, ПЛ >КШ | |||||
Pb/Pb | СФ >АП, МТ> БИ, ПЛ >КШ | |||||
Sr/Sr | БИ> КШ >ПЛ | |||||
Изобарная | Sr/Rb | ПЛ > КШ > БИ ≈ МУ | ||||
Ar/K | АМ > БИ > КШ > МУ,БИ > ПЛ | |||||
Примечание:АМ-амфибол;СФ-сфен |
Картина распределений минералов по этим отношениям выявляется и при сопоставлении ранжированных по величине плотности d последовательностей минералов, расположенных по убыванию плотности, и таковых по изотопным отношениям. В каждой паре минералов на первое место ставился минерал с большей величиной d. Если при этом изотопные отношения оказывались подобны отношениям плотностей минералов, такие пары назывались нормальными, в противном случае- инверсными. Далее по соотношению нормальных и инверсных пар строились генеральные последовательности расположения минералов. Сравнение этих последовательностей с эталонными производилось с помощью показателя различия J. Результаты этих сравнений отображены в таблице № 3 в виде генеральных последовательностей. Для сравнения приведены последовательности минералов по величинам δО.
Проведённые исследования показали, что в изотопных системах тяжёлый изотоп скапливается в минералах с повышенной плотностью, в то же время в изобарных системах эту тенденцию проявляет изобар с минимальными размерами. В более общем случае в более тяжёлом минерале накапливается преимущественно элемент с большей атомной плотностью.
Таблица 3. Генеральные последовательности минералов по величинам отношений. | |||
---|---|---|---|
Система | Изотопно- изобар- ные отношения |
Генеральные последовательности минералов | J |
Изотопная | Эталон | УР > ГН > ПИ > МН > МТ > ЦР > ПХ > ОР > СФ > АП > БИ > КВ > ПЛ > КШ | |
Pb\Pb | УР > > МН ≈ ЦР > > АП > МТ > > > КШ | 0,13 | |
Pb/Pb | УР > ГН > МН ≈ ЦР ≈ ОР > > МТ > АП > > > КШ | 0,15 | |
Pb/Pb | > > МТ ≈ > АП ≈ > > КШ | 0,13 | |
δО | КВ > КШ > ПЛ > АМ > БИ > КП > ОЛ > МТ | 0,95 | |
δО | КВ > КШ > МУ > КИ > АМ > ГР > БИ > ХЛ > ИЛ > МТ | 0,61 | |
Изотопная | Эталон | ГР > СФ > ОЛ > КП > ОП > АМ > АП > БИ > МУ > ФЛ > ПЛ > НЕ > КШ > СЛ | 0 |
Sr/Sr | > МУ > ГР > > > ПЛ > АП > СФ | 0,37 | |
Изобарная | Sr/Rb | ПЛ > АП > СФ > > КШ > МУ > БИ | 0,33 |
КП > ОП > ОЛ > ФМ > БИ | 0,13 | ||
Ar/K | АМ > МУ > > > БИ > ПЛ > КШ > ФЛ | 0,30 | |
Примечание:АФ-арвфедсонит;ГЛ-галенит;ГР-гранат;ИЛ-ильменит;КЛ-кальцит;КВ-кварц;КИ-кианит;КП-клинопироксен;НЕ-нефелин;ОР-ортит;ОП-ортопироксен;ПИ-пирит;ПХ-пирохлор;СД-содалит;УР-уранинит;ФЛ-флогопит;ХЛ-хлорит;ЦР-циркон;ЭВ-эвдиалит;ЭП-эпидот. |
Просмотров: 3712
|