Общая-геохимия.-Иркутск-2019 (1) (856215), страница 15
Текст из файла (страница 15)
Команом в 1947 г. Нуклид – это вид атомов, характеризующийсясоставом своего ядра, в частности содержащимися в нем протонамии нейтронами. Таким образом, атомы также называются нуклидами,соответственно, выделяют нестабильные и стабильные нуклиды.Общее число известных нуклидов составляет около 1700, из нихстабильны только около 260. Стабильные нуклиды не испытываютрадиоактивных превращений. Нестабильные нуклиды называютсярадионуклидами, они самопроизвольно распадаются до тех пор,пока не достигнут устойчивой ядерной конфигурации. Существующие в природе радионуклиды в основном возникают в сложныхцепочках распадов урана и тория и имеют периоды полураспада вочень широкой области значений: от 3·10−7с для 212Po до 1,4·1010летдля 232Th. Наибольший зарегистрированный период полураспадаимеет изотоп теллура 128Te – 2,2·1024лет.
Однако большинство образованных в реакциях нуклеосинтеза радионуклидов в природеуже не встречаются, так как скорости их распада велики в сравнениис возрастом планет Солнечной системы, и эти нестабильные радионуклиды уже распались.6.2. Диаграмма нуклидовДиаграмма нуклидов – это диаграмма, показывающая положение нуклидов в координатах Z и N (рис. 21). На ней стабильныеизотопы, представленные затемненными квадратами, образуют полосу, окруженную нестабильными нуклидами. Наличие областистабильности означает, что стабильны только нуклиды с определенным соотношением Z и N. Отношение N к Z растет от 1 до ~3 сувеличением А.Каждый квадрат представляет отдельный нуклид, которыйописывается числом протонов Z и нейтронов N, составляющих егоядро. Затемненные квадраты обозначают стабильные атомы, незатемненные – нестабильные или радиоактивные нуклиды.78Рис.
21. Фрагмент диаграммы нуклидовСледствия из диаграммы нуклидов:1. Стабильными являются главным образом те нуклиды, у которых N и Z примерно равны. До Са в ядрах N = Z, эти атомы очевидно стабильны.2. Большая часть стабильных нуклидов имеет четные Z и N.3. Менее распространены стабильные нуклиды с четным Z инечетным N или четным N и нечетным Z.4. Очень редки стабильные нуклиды с нечетными Z и N.Примеры стабильных нуклидов приведены в табл.
4.Таблица 4Характеристики и число стабильных нуклидов O, Be, Li, BAчетноенечетноенечетноечетноеZчетноечетноенечетноенечетноеNЧисло стабильных нуклидовчетноенечетноечетноенечетное15753504Пример168 O104 Be73 Li105 BДля изотопной геохимии и геохронологии интерес представляет небольшая группа природных радионуклидов. Наличие их вприроде объясняется рядом причин: не полностью распались,большой период полураспада (например, 87Rb, 40K, 238U, 235U, 232Th);79образуются при распаде долгоживущих природных радионуклидов(234U, 230Th, 226Ra); образуются в природных ядерных реакциях (14C,10Be, 32Si).6.3.
Rb-Sr, K-Ar, 40Аr/39Аr, U-Th-Pb методыопределения возраста геологических объектовRb-Sr метод. В основе Rb-Sr метода лежит β-распад 87Rb, который превращается в 87Sr с периодом полураспада 48,8·109 млн лет.Rb – щелочной металл группы IА. Он является рассеяннымэлементом и не образует собственных минералов. Его геохимия посути определяется геохимией калия вследствие близости их ионныхрадиусов (у Rb ионный радиус 1,52 Å, у K – 1,38 Å) и, следовательно, возможности замещения калия рубидием во всех калийсодержащих минералах (мусковите, биотите, флогопите, лепидолите, ортоклазе, микроклине, а также глинистых минералах и в сильвине).Rb имеет два природных изотопа: 85Rb (72 %) и 87Rb (28 %).Sr – щелочноземельный элемент группы IIA.
Его ионный радиус 1,18 Å несколько больше, чем у Са (1,00 Å). Он замещаеткальций во многих кальцийсодержащих минералах (плагиоклазы,амфиболы, апатит, карбонаты). Кроме того, ионы Sr2+ могут бытьзахвачены калиевым полевым шпатом вместо ионов К+ с компенсацией зарядов путем замещения Si4+ на Al3+.
Sr имеет четыре стабильных изотопа: 88Sr (82 %), 87Sr (7 %), 86Sr (10 %), 84Sr (0,5 %).Концентрации Rb прямо пропорциональны количествуK-содержащих минералов и в магматических породах нормальногоряда щелочности варьируют от менее чем 1 г/т (ультраосновныепороды) до более 200 г/т в гранитах. Карбонаты обладают низкимиконцентрациями Rb. Геохимия Sr во многом определяется егоизоморфизмом с Ca, который насыщает, прежде всего, плагиоклазыс большой долей анортитового минала. Поэтому Sr варьирует отменее 1 г/т в ультрабазитах до 470 г/т в базальтах.
В кислыхпородах содержания Sr начинают уменьшаться, достигая минимумав комендитах-пантеллеритах и щелочных гранитах (30 г/т). Вкарбонатах наблюдается максимум Sr (до 2000 г/т). В ходефракционной кристаллизации Rb накапливается в расплаве и ведетсебя как типичный некогерентный элемент. У Sr некогерентныесвойства выражены слабее, поэтому при кристаллизационной80дифференциации отношение Rb/Sr в остаточной магме постепенновозрастает.
В целом оно в магматических породах варьируют вшироких пределах от 0,06 (базальты) до 1,7 (граниты).Датирование минералов в магматических породахНакопление радиогенного 87Sr в богатом Rb минералеописывается уравнением:87Sr = 87Sri +87Rb·(eλt – 1) ,где 87Sr – число атомов изотопа в единице массы минерала внастоящее время; 87Sri – число атомов изотопа в единице массыминерала в момент его образования; 87Rb – число атомов изотопа вединице массы минерала в настоящее время; λ – современнаяпринятая постоянная распада Rb, которая составляет 1,42·10–11 год–1;t – возраст минерала, г.Можно преобразовать уравнением путем деления на числоатомов стабильного 86Sr: 87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)i+ 87Rb/86Sr ( eλt – 1).Это уравнение является основой для определения возраста RbSr методом.Для того чтобы решить уравнение относительно t, необходимоподставить кроме измеренных величин соответствующее значениепервичного отношения 87Sr/86Sri на момент образования минерала.Если датируемый минерал сильно обогащен Rb и, соответственно,радиогенным Sr, то значение t не чувствительно к выбору 87Sr/86Sri.Например, можно задать его равным 0,704, что соответствует современным основным вулканитам, содержащим Sr, происходящийнепосредственно из мантии Земли.
После этого уравнение можетбыть решено относительно t:t = 1/λ·ln {(87Sr/86Sr – (87Sr/86Sr)i)/ 87Rb/86Sr + 1}Полученное значение t отвечает возрасту минерала, если онявляется замкнутой системой и выбрано приемлемое значениепервичного отношения.В идеале все минералы магматической породы должны даватьодну и ту же датировку, которая может рассматриваться как возраст породы.
При этом минеральные датировки для серии комагматичных пород являются согласующимися. К сожалению, расхождение датировок возникает чаще, чем согласие, поскольку нарушаетсяусловие замкнутой системы и происходят потери (или привнос) Rb81и Sr. Такое нарушение может происходить как на магматическойстадии (смешение магм, ассимиляция), так и на постмагматической(гидротермально-метасоматические преобразования). В таких случаях минеральные датировки не являются показателями возраста породы.Изохронный метод датирования магматических породФракционная кристаллизация магмы приводит к образованиюсерии пород с различным химическим составом и разными Rb/Sr,но все породы, образовавшиеся из одной первичной магмы, имеютодно и то же первичное отношение 87Sr/86Sr (рис.
22). Кроме того,мы можем принять, что время, требуемое для кристаллизации магмы, было относительно непродолжительным, и все образовавшиесяпороды имели практически одинаковый возраст. При этих условияхдляэтойсериикомагматичныхобразцовуравнение:878687868786λtSr/ Sr = ( Sr/ Sr)i+ Rb/ Sr·(e – 1) представляет собой уравнение прямой линии y = b + mx в координатах 87Sr/86Sr(y) –87Rb/87Sr(x).Точка пересечения с осью х отвечает значению b и характеризует первичное отношение (87Sr/86Sr)i, а тангенс угла наклона прямой m связан с возрастом пород формулой m = eλt – 1.Точки всех образцов этой комагматичной серии пород надиаграмме в координатах 87Sr/86Sr–87Rb/87Sr будут лежать на прямойлинии (если каждый член серии имел одинаковое (87Sr/86Sr)i и еслипороды после кристаллизации были замкнутыми системами поотношению к Rb и Sr).
Эта линия называется изохроной, так как всеточки на ней имеют один и тот же возраст. Необходимо взятьсерию образцов, охватывающую максимальный интервал значенийRb/Sr, чтобы надежно определить наклон изохроны.Изотопная эволюция Sr в серии образцов магматических пород может быть продемонстрирована графически (рис. 23).
Породысформировались из одной магмы, которая дифференцировала, иимели на момент времени t = 0 одинаковое 87Sr/86Sr, но разное количество Rb и, следовательно, разное 87Rb/86Sr. Каждый акт распада87Rb уменьшает отношение 87Rb/86Sr и увеличивает 87Sr/86Sr в равной мере, следовательно, отношения сдвигаются вдоль линий с тангенсом угла наклона, равным 1. Количество образовавшегося 87Srтем больше, чем больше исходное содержание 87Rb. Чем большевозраст серии пород, тем больше угол наклона изохроны.82Рис. 22. Изохронный Rb-Sr метод датирования магматических пород(HyperPhysics ©C.R.
Nave, 2017)Рис. 23. Rb-Sr изохрона для трахириолитов-комендитов районаЗуун-Салаа [Воронцов, Ярмолюк, Сандимирова, 2008]К-Ar метод. В основу традиционного К-Аr метода положенпринцип радиоактивного распада 40К с превращением его в 40Аr.Зная константы распада, можно достаточно точно измерить концентрацию родительского и дочернего изотопов в породах или минералах и вычислить их возраст. Исходное уравнение для расчетавозраста имеет следующий вид:40ArλK=×(e(λK+λβ)t – 1),40KλK+λβ83где λK = 0,0557 млрд лет – постоянная радиоактивного распада12 % радиоактивного изотопа 40K, который превращается в 40Ar;λβ = 0,472 ‒ постоянная радиоактивного распада 88 % радиоактивного изотопа 40K, который превращается в 40Ca.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
