Общая-геохимия.-Иркутск-2019 (1) (856215), страница 17
Текст из файла (страница 17)
Информация по ним может указывать на возраст древних источников вещества, добавленных в область магмообразования.6.4. Стабильные изотопы H, O, S, CОбщая характеристика стабильных изотоповБольшинство встречающихся в природе элементов имеетнесколько стабильных изотопов. Больше всего их у олова – 10, а всреднем – около трех на элемент. В природных процессах изотопыодного и того же элемента практически не разделяются и имеютодинаковую геохимическую историю. Заметное фракционированиенаблюдается только для тех изотопов, которые имеют большуюотносительную разницу масс, то есть для изотопов легкихэлементов с порядковыми номерами < 40 (легче, чем Ca).В геохимии рассматриваются закономерности распределениястабильных изотопов элементов в различных типах горных пород,руд, метеоритов, подземных водах и других природных образований. Эти данные обобщены в ряде монографий, например, в книгеИ.
Хефса [1983].Для стабильных изотопов H, Li, B, C, N, O, Si, S, Cl, Mgхарактерны:1) низкие атомные массы;892) большая относительная разница масс их изотопов;3) образование связей с высокой степенью ковалентного характера;4) тяжелый изотоп предпочтительно накапливается в твердойфазе, которая обладает более прочными связями по сравнению сжидкой или газообразной фазами.Изотопы кислородаВ природе существуют три изотопа – 18О (0,1995 %), 16О(99,763 %), 17О (0,0375 %). Для изотопов кислорода чаще всего измеряют 18О/16О, 17О наименее распространен.Изотопный состав кислорода в образце выражается как δ18О.Эта величина определяется в промилле (‰) и характеризует разность отношений 18О/16О в образце и стандарте SMOW (StandardMean Ocean Water).
Стандарт SMOW определяет изотопный составглубинной океанической воды Мирового океана:δ18О = {((18О/16О)обр – (18О/16О)SMOW) / (18О/16О)SMOW}·1000.Положительное значение δ18О свидетельствует об обогащенииобразца 18О относительно стандарта SMOW, а отрицательное – обобеднении.Изотопы кислорода используются в магматической геологиидля характеристики процессов эволюции расплавов и в осадочнойгеологии для определения палеотемператур в древних бассейнах.Изотопный состав минералов зависит главным образом отприроды химических связей в нем. Минералы, в которых преобладают связи Si-O-Si наиболее богаты тяжелым изотопом кислорода,тогда как в минералах, содержащих связи Si-O-Mg и Si-O-Fe, значения δ18О на 2 ‰ меньше, а в минералах со связями Si-O-Al на4 ‰. Минералы можно расположить в порядке увеличения способности к концентрированию 18О: магнетит, ильменит, биотит, гранат,оливин, пироксен, роговая обманка, анортит, мусковит, среднийплагиоклаз, щелочной полевой шпат, кварц, кальцит.
Соответственно, это должно привести к увеличению δ18О примерно от +5до +9 ‰ при увеличении концентрации SiO2 в магматических породах в том случае, если они представляют собой последовательнодифференцированную серию. Однако при кристаллизации и фракционировании минералов происходит изотопный обмен как междурасплавом и минералом, так и между сосуществующими минералами. Поэтому гранитные остаточные расплавы, полученные путем90фракционирования, по изотопному составу кислорода не будут заметно отличаться от основных и ультраосновных пород, т.
е. δ18О вних не выйдет за пределы 5–7. Любые отклонения от этого интервала можно рассматривать как свидетельства контаминации магмыкоровым веществом. Для гранитов, выплавленных из осадочныхпород, δ18О будет существенно выше, на этом основании различаются I- и S-граниты.Значения δО и δD в морской воде близки к нулю и варьируют внезначительных пределах.Облегченный изотопный состав океанов объясняется процессом осадкообразования, когда в условиях низких температур осуществлялся процесс фракционирования между океаническимиосадками, концентрировавшими тяжелый изотоп кислорода(δ18O = +12–+36), и океанической водой, обогащавшейся легкимизотопом кислорода. Низкотемпературную изотопную геотермометрию можно использовать также для оценки температур диагенеза, низкотемпературного метаморфизма и геотермальных системкак в континентальной, так и океанической коре.Кислород атмосферы значительно обогащен 18О до +23,5 ‰вследствие удаления 16О при дыхании растений и животных.
Так,кислород выделяемый при фотосинтезе характеризуется средневзвешенным значениям δ18О, равным +5‰.Изотопы водородаИзотопную систему воды нельзя рассматривать только покислороду поскольку она в своем составе имеет и самый распространенный элемент во Вселенной – водород. Водород имеет двастабильных изотопа: протий (1Н) и дейтерий (2Н (D)), и один радиоактивный с периодом полураспада около 12 лет – тритий (3Н (Т)).Комбинация двух стабильных изотопов водорода и трех стабильных изотопов кислорода дает 9 изотопных конфигураций молекул воды, называемых изотопологами: Н216О, Н2D16О, D216О,Н217О, НD17О, D217О, Н218О, НD18О, D218О.
При этом на Н216О приходится 99,7 % природных вод, на Н218О около 0,2 %. Все остальные изотопологи имеют значительно меньшие количества.Изотопный состав водорода в образце выражается как δD. Этавеличина определяется в промилле (‰) и характеризует разностьотношений D/Н в образце и стандарте SMOW:δD = {((D/Н)обр – (D/Н)SMOW) / (D/Н)SMOW }·1000.91Давление пара различных по изотопному составу молекул воды обратно пропорционально их массам.
Следовательно, давлениепара молекул Н216О значительно выше пара молекул D218О. По этойпричине водяной пар, образующийся при испарении жидкой воды,обогащен 16О и Н, тогда как остающаяся вода обогащена 18О и D.При образовании в облаках дождевых капель в результате конденсации водяного пара жидкая фаза обогащается 18О и D, так чтоизотопный состав первых дождевых капель подобен изотопномусоставу океанической воды. Продолжающееся преимущественноеудаление 18О и D приводит к еще большему обогащению оставшегося пара 16О и Н.
Поэтому значения δО и δD в атмосферном водяном паре в процессе выпадения дождя, снега и града постепенноуменьшаются. Таким образом, пресная вода (метеорная вода), снеги лед имеют отрицательные значения δ18О и δD.Значения δD большинства магматических, метаморфических иосадочных пород варьируют от –50 до –150 ‰ и свидетельствуютоб их обеднении дейтерием относительно SMOW.
Обеднение некоторых магматических пород δ18О и δD обусловлено процессами обмена изотопами кислорода с метеорными водами, показаннымиТейлором на примере Скайергардского массива где базальты в краевой зоне шириной 40 м обеднялись 18О [Фор, 1989].Изотопы серыПриродная сера представлена четырьмя изотопами:32S (95,1 %), 33S (0,74 %), 34S (4,3 %), 36S (0,016 %).
Изотопный состав серы природных объектов характеризуетсяδ34S = ((34S/32S)обр. / (34S/32S)SCD-1)) 1000.В качестве стандарта выбрано значение изотопного отношения S/32S = 0,0450045 в троилите (FeS) железного метеорита Каньон Диабло (стандарт SCD), т. е. в сере, изотопы которой не подверглись фракционированию в земных условиях.Сера присутствует во всех оболочках Земли и имеет многообразные формы существования. Вариации δ 34S вызваны двумя процессами:1. Различными реакциями изотопного обмена между содержащими серу ионами, молекулами, твердыми телами. В результате34S обычно концентрируется в соединениях с наибольшей степеньюокисления или в соединениях с наиболее прочными связями.34922.
Восстановлением ионов сульфата до сероводорода некоторыми анаэробными бактериями. Бактерии отнимают кислород усульфатных ионов морской воды и выделяют сероводород. Эта реакции происходит быстрее для 32S, чем для 34S.В результате этих процессов происходит разделение изотоповсеры:1. Сульфиды и сероводород обогащаются легким изотопомсеры, а сульфаты, концентрирующиеся в солевом остатке океанической воды, древних эвапоритах, обогащаются тяжелым изотопом.Океаническая вода также обогащена тяжелым изотопом относительно стандарта (δ 34S ~ +20).2. Базальты, образующиеся при плавлении мантии, характеризуются изотопным составом серы, близким к метеоритному (δ 34S ~ +1).3.
Сульфиды изверженных пород образуют узкую область снаиболее слабым обогащением 34S. Осадочные сульфиды и сульфиды гидротермальных месторождений показывают значительные вариации δ34S, отражающие разные условия образования: окислительно-восстановительные, кислотно-щелочные (рН), температурный режим, изотопный состав рудообразующих гидротерм. Поэтому изучение изотопного состава серы сульфидов информативнопри изучении генезиса руд.4. Изотопный состав серы осадочных пород земной коры также сильно дифференцирован (δ34S ~ от +40 до –40) из-за многообразия условий образования.Изотопы углеродаУглерод представлен двумя изотопами: 12C (98,893 %) и13C (1,107 %). Изотопный состав углерода природных объектов характеризуетсяδ 13C = ((13C /12C)обр.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
