Химия - Фракционирование химических элементов в земной коре - Уровни изучения 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

Рис.1.Зависимость возраста минералов, определённого различными методами, от расстояния до контакта интрузии в зоне контактового метаморфизма.

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; S_o-функция времени. При t = const, уравнение представляет собой уравнение изохроны с угловым коэффициентом S_o. 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.

Рис.2. Зависимость изотопных отношений от плотности минерала. Числа у названий минералов-их плотности. Установлены по положению квазиизохрон. Исходные анализы взяты из:1- ; 2-; 3—; 4 — ; 5 — . Минералы: АП-апатит;БИ-биотит;ДИ-диопсид; КШ-калиевый полевой шпат, МН-монацит; МТ-магнетит;ОЛ-оливин;ПЛ-плагиоклаз;ЭН-энстатит.

Рис.3.Распределение отношений концент-раций радиогенных изотопов и изобаров ме-жду минералами. Изотопные системы:А-распределение отношений содержаний изо-топов свинца в минералах гнейсов Гренлан-дии; зависимости 1-Pb/Pb; 2-Pb/ Pb;3-Pb/Pb.4-наблюдённые прямые,5-предполагаемые, исходя из одновозрастнос-ти Pb. Б-ln в гранитах. Изобарные системы:В-ln в грани-тах. В-ln в гранитоидах и гнейсах

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:

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.