авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 8 |

«РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ОТДЕЛЕНИЕ НАУК О ЗЕМЛЕ НАУЧНЫЙ СОВЕТ ПО ПРОБЛЕМАМ ГЕОХИМИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ...»

-- [ Страница 3 ] --

М.М. Волкова1, Ю.А Костицын.2, М.В. Борисов1, Д.А. Бычков Геологический факультет МГУ (masha_wolk@indox.ru), 2ГЕОХИ РАН Объектом изучения в настоящей работе являются граниты садон ского типа, вмещающие большинство месторождений Садонского рудного района, а также сланцы буронской свиты, являющиеся вмеща ющими а месторождении Джими. Несмотря на довольно длитель ную историю исследования месторождений Садонского рудного пояса, ещё остаются открытыми вопросы о времени формирова ния как самих месторождений, так и различных комплексов пород, которые вмещают оруденение, а также вопрос об источника веще ства. Данные о времени формирования пород вмещающих место рождения Садонского рудного района в основном получены в результате полевых наблюдений и сопоставления с аналогичными породами региона. В литературе имеются данные K-Ar определе ний возраста пород буронской свиты и садонских гранитов (Лебедько, 1985, Давыдов, 1988), но разброс значений довольно большой. Предположительный возраст гранитов садонского типа оценивают как верхний палеозой, а сланцев буронской свиты – нижний палеозой-докембрий. По данным исследования изотопно го состава свинца (Тугаринов и др., 1975) было сделано предпо ложение, что кристаллические породы фундамента (буронская свита) послужили источником для формирования гранитов садон ского типа. Для проверки такого предположения в настоящей работе были проведены исследования изотопного состава строн ция садонских гранитах и сланцев буронской свиты.

Для того, чтобы подойти к решению данной проблемы необ ходимо было определить время формирования гранитов садонско го типа. Нами были проведены RbSr изотопные исследования гранитов по породам в целом и получена изохрона, наклон кото рой отвечает 280.8±6.8 млн. лет, СКВО = 2, (87Sr/86Sr)0 =0.7093±6.

Также были проанализированы две пробы пород буронской свиты - слюдяных и кристаллических сланцев.

Для садонских гранитов были рассчитаны начальные изотоп ные отношения стронция, а для кристаллических и слюдяных сланцев буронской свиты - изотопные отношения стронция на время образования гранитов -281 млн.лет (рис.1).

На графике видно, что начальные изотопные отношения стронция в гранитах лежат в интервале 0.7061 – 0.7112. Довольно высокие значения изотопных отношений стронция указывают на то, что источником вещества гранитов послужила зрелая конти нентальная кора. Широкий диапазон вариаций начального изотоп ного состава свидетельствует о гетерогенности источника, что также характерно для коровых пород.

Изотопное отношение стронция в кристаллических и слюдя ных сланцах буронской свиты, рассчитанное на время формирова ния гранитов составляло 0.7068 и 0.7339 соответственно. Довольно высокое изотопное отношение стронция в слюдяном сланце обу словлено высоким Rb/Sr отношением в нем, что привело к нако плению большой радиогенной добавки ко времени формирования гранитов.

Для кристаллических и слюдяных сланцев и трёх проб грани тов по результатам силикатного анализа составов были рассчита ны коэффициенты глинозёмистости – ASI - (Al/(K+Na+Ca))mol.

Значения ASI гранитов, довольно высокие и лежат в относительно узком диапазоне от 1.20 до 1.35. Это позволяет с уверенностью утверждать, что субстратом, послужившим для формирования гранитов, было метаосадочное вещество, материал которого про шёл стадию выветривания. Такие значения ASI позволяют гово рить о том, что садонские граниты относятся к S-типу. Значение ASI для образца кристаллического кварц-хлорит-эпидотового сланца составило – 0.94, а для слюдяного сланца – 1. Рис. 1. Зависимость начальных изотопных отношений стронция от концен трации стронция для проб гранитов садонского типа и метаморфитов буронской свиты.

Начальный изотопный состав стронция в гранитах и изотоп ный состав стронция в кристаллических сланцах буронской свиты, рассчитанный на время формирования этих гранитов, достаточно близки, но значения ASI для гранитов и кристалличе ских сланцев различны. Напротив, для слюдяных сланцев и грани тов наблюдаются близкие значения ASI и заметные различия в изотопном отношении стронция.

Вероятно, источником вещества гранитов могла быть толща переслаивающихся слюдяных и кристаллических сланцев. Также, возможно, источником для гранитов послужили слюдяные сланцы с более низкими Rb/Sr отношениями по сравнению с единствен ным проанализированным образцом.

Таким образом, проведённые исследования позволяют сде лать вывод о том, что основным источником вещества гранитов, вмещающих большинство месторождений Садонского рудного поля, послужило зрелое вещество континентальной коры. Породы, аналогичные буронской свите, могли послужить исходным суб стратом для формирования гранитов. Такой вывод не противоре чит данным, полученным при исследовании изотопного состава свинца (Тугаринов и др., 1975).

Литература Давыдов К.В., Давыдова Э.И., Лясковский С.Б. Отчет за 1986-1988 г.г.

Орджоникидзе. 1988.

Лебедько Г.И., Усик В.И. Геохронология Северного Кавказа.

Издательство Ростовского университета, 1985.

Тугаринов А.И., Бибикова Е.В., Грачева Т.В. и др. //Геохимия. 1975. №8.

с. 1156-1163.

ВЛИЯНИЕ СКОРОСТИ РОСТА КРИСТАЛЛА НА РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ИЗОТОПОВ ЛЕГКИХ ЭЛЕМЕНТОВ МЕЖДУ CaCO3 И РАСТВОРОМ Р.И. Габитов Университет Штата Миссиссиппи (rinat.gabitov@gmail.com) Химический и изотопный состав природных карбонатов кальция широко используется в палеоклиматологии и океаноло гии. Например, изотопы кислорода и бора в кораллах или форами ниферах используются при определении температуры и рН мор ской воды. Одна из проблем химической палеокеанографии состо ит в том, что обычно химические и изотопные коэффициенты распределения зависят от скорости роста кристаллов даже при постоянных температуре и составе воды. Этот факт осложняет изучение палеоклимата, вводя дополнительный параметр (ско рость роста) в температурные калибровки (например Mg:Ca или О/16О в фораминиферах). Биологический фактор известный также как “vital effect” потенциально влияет на процесс изотопно го и химического фракционирования, но до полного понимания проблемы не хватает экспериментальных и аналитических дан ных. Влияние термодинамических и кинетических эффектов на процессы фракционирования микроэлементов и стабильных изо топов также изучены не до конца. Например наличие сектораль ной зональности в кристаллах кальцита ( распределение микроэ лементов между геометрически неэквивалентными гранями), выращенными при постоянных температуре и составе жидкости указывает на неординарность системы кальцит-раствор. Среди факторов потенциально влияющих на коэффициенты распределе ния микроэлементов между кальцитом и раствором можно выде лить: структурные различия между гранями;

кристаллохимиче скую неоднородность между твердым поверхностным слоем и объемной кристаллической решеткой;

различные скорости роста кальцита и диффузии микроэлементов в вышеперечисленных областях кристалла.

Данная работа посвящена изучению распределения изотопов Li, B, и O между CaCO3 и водным раствором при разных скоростях роста. Эксперименты по кристаллизации проводились при 15-25°С и атмосферном давлении путем диффузии СО2 в кальцийсодержа щий раствор NH4Cl. Масс-спектрометрические измерения раство ра производились при последовательном пробоотборе в течении экспериментов. Химический и изотопный анализы индивидуаль ных кристаллов кальцита были произведены на ионном зонде (SIMS, CAMECA ims-1270) с пространственным разрешением микрометров. Было установлено, что коэффициенты фракциони рования изотопов кислорода (18O=18O/16Oкристалл/18O/16Oраствор) в системах кальцит-раствор и арагонит-раствор уменьшаются с воз растанием скорости роста кристаллов (V), причем эффект может достигать 3 ‰ при аналитической воспроизводимости 0.3 ‰ (1).

На рисунке 1 представленны экспериментальные и расчетные дан ные зависимости 103ln(18O) от V. Было установленно, что V уменьшается с ростом кристаллов кальцита и сферулитов арагони та (полусферические образования игольчатых кристаллов, направ ленных радиально от центра) (Gabitov et al. 2012;

Gabitov 2013).

Распределение 11B и 7Li в кристаллах и сферулитах отличается от О. 11B/10B уменьшается с ростом V только в арагоните, оставаясь независимой от V кальцита при воспроизводимости анализов на ионном зонде 1 ‰ (1). Обнаруженно противоречие данных по 7Li между точечными измерениями на SIMS и валовыми анализо ми при помощи MC-ICP-MS. При точечном анализе зависимости 7Li от V арагонита обнаруженно не было (1=1 ‰), в то время как валовый 7Li возрастает на 2 ‰ с увеличением V в 50 раз.

Различие в поведении 18О от 11B и 7Li определенных при помо щи СИМС можэт быть объяснено интенсивным комплексообразо ванием редких элементов в растворе и СаСО3, а также недостаточ ной чувствительностью SIMS к Li и B. Использование программы GEM (Growth Entrapment Model;

Watson, 2004) позволило описать экспериментальные данные по 18O как функцию диффузии в поверхностном слое кальцита и скорости роста кристалла. Наличие структурной релаксации и данные по уменьшению концентраций катионов в поверхностном слое кальцита со временем при равно весии с H2O указывают на наличие аномально быстрой диффузии в 1-2 атомных слоях при поверхности кальцита (Fenter et al. 2000;

Stipp et al. 1992). GEM характеризует неравновесное фракциони рование микроэлементов и изотопов между кристаллом и раство ром в результате “захвата” аномального состава из твердого поверхностного слоя в процессе роста кристалла. На основании экспериментальных и расчетных данных можно заключить, что природный разброс скоростей роста кристаллов может привести к переоценке или недооценке температуры океана на основании 18O в минералах СаСО3, причем размер смещения может превы шать 10°С, что соответствует температурному разбросу существу ющих калибровок на основании анализа морских отложений.

Рис. 1. Зависимость 103ln(18O) от скорости роста кальцита и арагонита.

Расчетные кривые соответствуют трем разным коэффициентам диффузии в поверхностном слое кристалла: 0.01, 0.06 и 0.2 нм2/с. Коэффициент фракционирования 18O между CO32- и H2О взят из Kim et al. (2006) Литература Fenter, P., Geissbuhler, P., Dimasi, E., Srajer, J., Sorensen, L.B., and Sturchio, N.C. (2000) // Geochimica et Cosmochimica Acta V. 64 P. 1221–1228.

Gabitov R.I.. Watson E.B., and Sadekov A. (2012) // Chemical Geology V.

306-307 P. 92-102.

Gabitov (2013) // Chemical Geology V. 351 P. 268–275.

Dietzel M., Tang J. W., Leis A., and Kohler S. J. (2009) // Chemical Geology V. 268 P. 107-115.

Kim S.T., O’Neil J.R., Hillaire-Marcel C., and Mucci A. (2007) // Geochimica et Cosmochimica Acta V. 71 P. 4704-4715.

Stipp, S.L.S., Hochella Jr., M.F., Parks, G.A., and Leckie, J.O. (1992) // Geochimica et Cosmochimica Acta V. 56 P.1941–1954.

Watson E.B. (2004) // Geochimica et Cosmochimica Acta, V. 68 P. 1473 1488.

ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМЫ (16О–18О, 234U–238U, 235U–238U) В МЕСТОРОЖДЕНИИ УРАНА «ПЕСЧАНИКОВОГО» ТИПА В.Н. Голубев, Е.О. Дубинина, И.В. Чернышев, Т.А. Иконникова ИГЕМ РАН (golub238@gmail.com) Урановые «месторождения в песчаниках» – ведущий источ ник урана. Они обеспечивают 53% его мировой добычи. Объект нашего исследования – месторождение Дыбрын, относящееся к этому геолого-промышленному типу, который составляет основ ной потенциал урана в Витимском урановорудном районе.

Урановая минерализация, представленная тонкопленочными фаза ми фосфата урана (нингиоита), сформировалась в результате выщелачивания насыщенными кислородом атмосферными вода ми рассеянного в породах урана, который, поступая в глубокие горизонты терригенно-осадочных пород миоцена, отлагался на восстановительных барьерах. Изотопно-геохронологическое изу чение месторождения (Голубев и др., 2013) показало, что широкий спектр U-Pb изотопных значений возраста (26.9–6.5 млн. лет), полученных по пробам из рудовмещающей толщи, обусловлен как длительностью формирования урановой минерализации, так и проявлением процессов окисления и нарушения U-Pb изотопной системы.

Методы и материалы. Изучены изотопные системы (16О–18О, U–238U, 235U–238U) в пробах терригенно-осадочных пород, отчет ливо выделяемых по литологическому типу в вертикальном раз резе толщи. Пробы были разделены на две части. Одна часть пред ставляла собой валовую пробу (ВП) образца, другая – использова лась для разделения на две фракции: тонкую (ТФ, 50 мкм) и грубую (ГФ, 50 мкм). Отношение ТФ/ГФ варьирует в диапазоне 0.2–4. Изотопный анализ кислорода глинистых проб выполнялся методом фторирования с применением лазерного нагрева и пред варительной сушкой образцов при 180 оС. Пробы подстилающих и перекрывающих магматических пород анализировались аналогич но, но без просушивания. Измерение отношений 18О/16О проведе но в режиме двойного напуска на масс-спектрометре DELTAplus, точность анализа величин 18О (1) составила ±0.1‰. Правильность измерений контролировалась по стандартным образцам (NBS-28, POLARIS, ГИН-1 и NBS-30). Величины 18О были определены для всех ВП и проб ТФ. Изотопный состав кислорода проб ГФ рас считывался по отношению ТФ/ГФ в каждом образце. Изотопный анализ кислорода рассеянного карбонатного материала (сидерит) выполнен в двух образцах методом разложения в ортофосфорной кислоте. Проанализирован также изотопный состав кислорода инфильтрационных вод, отобранных в пределах разреза (18О = 14.7‰).

Изотопный состав урана определялся методом MC-ICP-MS на масс-спектрометре ICP-MS NEPTUNE (Чернышев и др., 2012).

Используемая нами методика позволила изучать сдвиги в содержа нии малораспространенного изотопа 234U в природном уране на уровне точности 0.3 % отн. Для высокоточных измерений отноше ния 238U/235U применялся двойной трасер 236U+233U. Итоговая погрешность измерения отношения 238U/235U в природном уране, оцененная по результатам параллельных анализов стандартного образца IRMM-3184 и опорного образца УР-1, составила 0.007%.

Результаты. Вверх по разрезу терригенно-осадочной толщи величины 18О в ТФ и ВП возрастают. В нижней части разреза значения 18О близки к таковым в подстилающих гранитах, что указывает на присутствие здесь дополнительного источника оса дочного материала, не имеющего отношения к подстилающим гранитам. Согласованное поведение величин 18О в ТФ, ВП и ГФ показывает, что тонкообломочный материал в пределах каждого из горизонтов – продукт разрушения грубообломочного. Полученные величины 18О карбонатов отвечают изотопному равновесию с инфильтрационными водами при низких температурах, что позво ляет считать происхождение карбонатов аутигенным.

Исходя из величины 18О инфильтрационных вод и среднего довой температуры (1–2 °С) региона, проведена модельная оценка степени изменения изотопного состава кислорода терригенно-оса дочных пород при взаимодействии с инфильтрационными водами, обозначенной параметром F. За исходный (неизмененный) состав принималась величина 18О (ГФ), а за теоретический состав пол ностью измененной породы – величина 18О, отвечающая равно весию глинистых минералов с инфильтрационными водами при указанной среднегодовой температуре. Полученный разброс вели чин F (от 0.01 до 0.64) указывает на неравномерное распределение в пространстве скоростей потоков инфильтрационных вод.

Наиболее изменены приконтактовые и центральная зоны разреза.

Этот вывод подтверждается и расчетом соотношения вода–порода (W/R), проведенным по уравнению Тэйлора (Taylor, 1977) для открытой системы: максимальное участие в изотопном обмене инфильтрационных вод с терригенно-осадочными породами характерно для приконтактовых зон и центральной части разреза.

Сами величины W/R 1, полученные для проб с разных горизон тов разреза, показывают, что либо движение инфильтрационных вод происходит крайне медленно, либо процесс изотопного обме на с породами характеризуется низкими скоростями.

Существенно меняется и соотношение 234U/238U на различных уровнях разреза, что свидетельствует о проявлении относительно молодых (не старше 1.5 млн. лет) процессов, ответственных за миграцию урана. Если в верхней части разреза отличие 234U/238U от равновесного определяется небольшим дефицитом 234U, то ближе к фундаменту отклонение изменяется в более широком диапазоне и связано как с дефицитом 234U, так и с его избытком. Дефицит 234U отмечается в пробах с минимальными, а избыток – с максималь ными значениями F.

Диапазон вариаций отношения 238U/235U в изученных пробах (137.74–137.88 или около 1‰ 238UCRM-112A) сравним с общим раз махом этого отношения в урановых рудах различного типа (Bopp et al., 2009;

Brennecka et al., 2010;

Chernyshev et al., 2013). Для одних и тех же проб значения 238U/235U для ТФ либо равны тако вым для ВП, либо существенно выше. В нижней, наиболее диффе ренцированной в отношении 234U/238U, части терригенно-осадоч ной толщи отмечается хорошая корреляция 234U/238U и 235U/238U, что согласуется с отмечавшейся тенденцией к корреляции этих отношений при взаимодействии минеральных образований с под земными водами (Stirling et al., 2007).

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проекты:

12-05-01146-а и 12-05-01060-а).

Литература Живов В.Л., Бойцов А.В., Шумилин М.В. Уран: геология, добыча, эконо мика. М.;

2012.

Голубев В. Н., Чернышев И. В., Чугаев А. В. И др., 2013, в печати Taylor Jr. H. P. // J. Geol. Soc. London,1977, 133, 509–558.

Brennecka G. A., Borg L. E., Hutcheon I. D. et al. // Earth Planet Sci. Lett.

2010. V. 291. P. 228–233.

Bopp C.J., Lundstrom C.C., Johnson T.M., Glessner J.J.G. // Geology. 2009.

V. 37. P. 611–614.

Stirling C. H., Andersen M. B., Potter E. K., Halliday A. N. // Earth Planet Sci. Lett. 2007. V. 264. P. 208–225.

Chernyshev I.V. et al. // Goldschmidt2013 Conference Abstracts. Florentia, 2013. P. 871.

Чернышев И.В. и др. // Мат. V Росс. Конф. по изотопной геохроноло гии, М.: ИГЕМ РАН, 2012. С. 361–363.

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ДИАГНОСТИКА ГАЗОВ ИЗ МЕЖКОЛОННЫХ ПРОСТРАНСТВ ЭКСПЛУАТАЦИОННЫХ НЕОКОМСКИХ СКВАЖИН ЯМБУРГСКОГО И ЗАПОЛЯРНОГО НГКМ С.И. Голышев1, С.К. Ахмедсафин2, Н.Л. Падалко1, А.В. Меркулов2, С.А. Кирсанов2, А.В.Орлов 2, М.И. Праздничных1, Е.В. Черников1, П.Ф. Яворов ТФ ФГУП « СНИИГГИМС» (padalko@tf-sniiggims.ru), ООО «Газпром добыча Ямбург» (A.Orlov@ygd.gazprom.ru) Безопасность эксплуатации газоконденсатных многопласто вых месторождений, в частности, зависит от решения проблемы межколонных давлений (МКД) на скважинах, а именно: причин образования МКД и выявления источников поступления газов в межколонные пространства (МКП). Для их диагностики использу ются изотопно - геохимические методы, основанные на классиче ской геохимической зональности, которая проявляется в законо мерном изменении с глубиной содержания и состава УВ, а также изотопного состава углерода метана. Для многопластовых нефте газовых месторождений севера Западной Сибири ранее было уста новлено (Алексеев, 1978, Валяев, 1987, 2000, Немченко,1999 и др.), что метан сеноманских газов изотопно легче верхнеюрских и нижнемеловых на 15-20 ‰, что позволяет применять изотопный состав в качестве одного из критериев генезиса газов.

Целью данной работы является: определение источников поступления газов в межколонные пространства (МКП) эксплуа тационных неокомских скважин Ямбургского и Заполярного НГКМ изотопно-геохимическим методом. Впервые в этой работе в качестве изотопных критериев генезиса газов МКП использован изотопный состав углерода двух компонентов газа: метана и суммы его гомологов, что защищено патентом на изобретение № 2012112278/03(018501). Остановимся на методике и основных результатах.

Выполнен отбор проб и проведены хроматографические и изотопные исследования: на Заполярном НГКМ всего - 131 проба газов, в том числе: 16 эталонных проб, 85 проб газов из межколон ных пространств 72 эксплуатационных валанжинских скважин;

на Ямбургском НГКМ всего - 28 проб газов, в том числе: 12 эта лонных проб, 16 проб газов из межколонных пространств 10 экс плуатационных неокомских скважин. В качестве газов сравнения (эталонных) выбраны разные по происхождению промысловые газы каждого из эксплуатационных горизонтов: сеноманского туронского (верхнемелового) и валанжинского на ЗНГКМ, сено манского и неокомского на ЯНГКМ, значимо отличающиеся между собой по изотопным данным. Отбор этих проб проводился из магистральной линии и затрубного пространства.

По результатам анализа химического состава газов установлено:

– УВ состав газов не позволяет однозначно определять при роду газопроявлений в МКП большинства скважин;

– в большинстве газов из МКП обнаружено повышенное содержание водорода (более 5% об.), причем в 2-х пробах дости гает 52,9% об и 61% об, возможный источник (глубинный или техногенный) которого в настоящее время устанавливается.

Для каждого месторождения на эталонных пробах выявлены отличия в изотопном составе углерода метана и суммы гомологов газов (изотопные критерии) разных стратиграфических ярусов.

Проведен сравнительный анализ химического и изотопного составов газов МКП и эталонных. В таблице для примера пред ставлены изотопные критерии и усредненные химические соста вы для газов: МКП и эталонных скважин Заполярного НГКМ.

Таблица Вариации значений 13С и содержания метана и суммы УВ газов ЗНГКМ Источники Пробы с эталонных Пробы с МКП валанжинских газа скважин скважин Интервал 13С/ 13Ссред, ‰ Интервал 13С/ 13Ссред, ‰ ( Ср. хим. состав, %,об.) ( Ср. хим. состав, %,об.) СН4 УВ СН4 УВ 1 Сеноман+ -53,4 -57,5 -49,1 -52,0 -51,8 -55,9 -41,4 -48, турон -55,9 -50,3 -54,0 -44, ( область А) (98,04) (0,22) (95,3) (0,18) 2 Валанжин -34,7 -37,5 -29,1 -34,9 -35,8 -42,8 -29,0 -37, (Область В) -36,4 -31,9 -38,7 -32, (88,63) (8,18) (84,8) (2,43) 3 Переходная - - -49,1 -55,5 -30,1 -40, (область С- -52,1 -35, смесь двух (91,7) (0,47) источников) Рис. Области значений 13С метана и УВ проб-газов из МКП, поступаю щих из двух источников, на ЗНГКМ 1-сеноман, 2- турон, 3- валанжин, 4- МКП – нижний отвод, 5- МКП – верхний отвод, 6- расчетная кривая смеси газов двух источников.

По изотопным критериям установлены источники поступле ния газов в межколонные пространства 72 валанжинских эксплуа тационных скважин Заполярного НГКМ и 10 эксплуатационных неокомских скважин Ямбургского НГКМ.

Изотопный состав углерода метана и суммы УВ может быть использован для определения природы газопроявлений на различ ных стадиях поисково-разведочных и эксплуатационных работ на нефтегазовых месторождениях.

Работы финансировались по договору с ООО «Газпром добыча Ямбург».

ВЛИЯНИЕ БИОДЕГРАДАЦИИ НА ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА ГАЗОВ НА ПРИМЕРЕ НЕФТЕЙ ВОСТОКА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ И.В. Гончаров, Н.В. Обласов, В.В. Самойленко, М.А. Веклич, С.В. Фадеева ОАО «ТомскНИПИнефть ВНК» (GoncharovIV@nipineft.tomsk.ru) Изучению изотопного состава углеводородных газов Запад ной Сибири посвящено много работ, однако в них представлены результаты исследований северной и центральной части террито рии. Нами был определен изотопный и компонентный состав газовых составляющих нефтей ряда месторождений восточного обрамления Западной Сибири. В них вошли большинство место рождений Томской области и нефти залежей из района Ванкора.

Исследованные газы образуют три достаточно отличные груп пы и соответствуют трем основным генетическим типами нефтей (Гончаров И.В. и др., 2003). Самую большую группу образуют газы нефтей генетически связанных с баженовской свитой. Все га зовые компоненты нефтей баженовского типа имеют облегченный изотопный состав углерода. Во вторую группу попали газы нефтей палеозойских залежей. Высокий катагенез обусловил утяжелён ный изотопный состав метана и его гомологов этой группы газов.

Третью группу представляют газы, генерированные неморским органическим веществом. Высокая окисленность исходного орга нического вещества неморского типа явилась причиной тяжелого изотопного состава газовых компонентов, начиная с пропана.

Помимо типа нефтегазоматеринского органического вещества и катагенеза, существенное влияние на состав и свойства нефти и газа могут оказывать вторичные процессы преобразования в зале жи. До сих пор остается дискуссионным вопрос о влиянии био деградации на изотопный состав углерода газовых компонентов (Larter S. and di Primio R., 2005, Milkov A.V. and Dzou L., 2007).

Утяжеление изотопного состава пропана и н-бутана в газах неод нократно отмечалось (Wan-Chun Wang et al., 2005;

Boreham C.J. et al., 2001;

Katz B. J. et al., 2002;

Wenger L.M. et al., 2002). Этот факт можно объяснить как биохимическим новообразованием изотопно тяжелых газов, так и их остаточным накоплением за счет утилиза ции изотопно легких гомологов.

Мы попытались оценить роль биодеградации на формирова ние изотопного состава газов. В качестве эталона было выбрано Ванкорское месторождение.

Интересна залежь пласта Нх-III-IV. Она представляет собой пластовую, сводовую залежь с газовой шапкой и краевым ВНК на отметке -2760 м. Пластовая температура равна 64 °С и является благоприятной для развития нефтяной микрофлоры в пласте.

Анализ глубинных проб показал достаточно отчетливый тренд уменьшения газосодержания от ГНК к ВНК (рис.). Пробы, полу ченные из средней и нижней части залежи, несут на себе отчетли вые следы биодеградации. Параллельно с изменением состава нефти и уменьшением содержания в ней растворенного газа про исходит изменение его компонентного состава. С увеличением глубины газ становится более легким и в нем растут соотношения:

С1/С2, С2/С3, изо-C4/н-C4, т.е. газ приобретает черты характерные для растворенного газа биодеградированных нефтей. При этом также изменяется и изотопный состав углерода газов.

Примечательно, что изотопный состав метана, этана и изобутана практически не изменяется, а состав пропана и н-бутана утяжелят ся почти в два раза (рис). Причина этого явления достаточно оче видна. Поскольку прочность связи 12C-12C слабее, чем 12C-13C, то продукты метаболизма бактерий утилизирующих углеводороды, должны быть обогащены легким изотопом углерода. Следовательно, бактерии метаногены, этаногены и пропаногены, использующие эти продукты, должны генерировать изотопно легкие метан, этан и пропан. Другими словами, биогенные (новообразованные) газы не могут быть изотопно тяжелее исходной нефти. С другой сторо ны, микробиологическому разложению подвергаются не только жидкие составляющие нефти, но и растворенные в ней газы. В этом случае в них тоже в первую очередь будут утилизироваться молекулы с 12C-12C связями, а остающийся газ будет обогащаться тяжелым углеродом. В пробах, отобранных возле ВНК, нами было зафиксировано 13C пропана равное -18.3‰, а в работе (Wan-Chun Wang et al., 2005) было получено значение -2.6‰ Вероятно, при глубокой деградации 13C пропана может иметь положительное значение (быть больше ноля). Очевидно, скорость биохимической утилизации газов падает в ряду: пропан, н-бутан, изо-бутан, этан.

Следовательно, остаточное накопление изотопно-тяжелых моле кул в газах будет расти в обратной последовательности – от этана к пропану.

Аналогичные закономерности обнаружены на Северном месторождении Томской области, где присутствуют 22 продуктив ных пласта с температурой от 39 до 80 оС.

По мере уменьшения глубины залегания и усиления биохими ческого воздействия изменяется компонентный состав газа: увели чивается доля метана и падает доля тяжёлых гомологов.

Параллельно происходит утяжеление изотопного состава углерода пропана. Аналогичная особенность была недавно (Boreham C. and Edwards D., 2007) отмечена для газов Западной Австралии (Carnarvon basin).

Рис. Изменение свойств нефти и растворенного газа в разрезе пласта Нх-III-IV Литература Гончаров И.В., Носова С.В., Самойленко В.В. (2003) Генетические типы нефтей Томской области // Химия нефти и газа: Материалы V международной конференции. Томск. С. 10-13.

Boreham C.J. et al. (2001) Understanding source, distribution and preservation of Australian natural gas: a geochemical perspective // APPEA Journal. 41. P. 523–547.

Boreham C. and Edwards D. (2007) Effect of source, maturity and biodegradation on the D/H ratio of Australian natural gas // 23rd IMOG.

Torquay, England. 2007. Abstract No.O84.

Katz B. J. et al. (2002) Significance of microbial processes in gases of the South Caspian basin // Marine and Petroleum Geology. 19. P. 783–796.

Larter S. and di Primio R. (2005) Effects of biodegradation on oil and gas field PVT properties and the origin of oil rimmed gas accumulations // Organic Geochemistry. V. 36. P. 299–310.

Milkov A.V. and Dzou L. (2007) Geochemical evidence of secondary microbial methane from very slight biodegradation of undersaturated oils in a deep hot reservoir // Geology. V. 35. P. 455–458.

Wan-Chun Wang et al. (2005) Effects of biodegradation on the carbon isotopic composition of natural gas// Geochemical Journal. 39. P. 301-309.

Wenger L.M. et al. (2002) Multiple control on petroleum biodegradation and impact on oil quality // SPE Reservoir evaluation and engineering. 5.

P 375-383.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СВИНЦА, СТРОНЦИЯ, УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА И ВОЗРАСТ ДОЛОМИТОВЫХ МРАМОРОВ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ОНОТСКОГО ЗЕЛЕНОКАМЕННОГО ПОЯСА (ЮГО-ВОСТОЧНОЕ ПРИСАЯНЬЕ) Горохов И.М.1 (gorokhov@ig1405.spb.edu), Овчинникова Г.В.1, Кузнецов А.Б.1, Дубинина Е.О.2, Левицкий В.И.3, Васильева И.М.1, Гороховский Б.М.1, Константинова Г.В.1, Мельников Н.Н.1, Турченко Т.Л. ИГГД РАН, 2ИГЕМ РАН, 3ИГХ СО РАН Онотский зеленокаменный пояс (ОЗП) выполняет троговую (палеорифтовую) структуру в пределах Присаянского краевого выступа фундамента Сибирской платформы (Шамес, 1962;

Левицкий, 2005). В строении пояса участвуют метавулканические породы толеит-риолитовой серии, метатерригенные и биотит-гра натовые гнейсы, амфиболиты, кварциты, магнезитовые и доломи товые мрамора. Породы пояса метаморфизованы в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций около 1.88 млрд.

лет назад и подверглись интенсивным метасоматическим преоб разованиям (Левицкий, 2005;

Туркина, Ножкин, 2008). ОЗП зале гает на древнейших тоналит-трондьемит-гранодиоритовых гней сах, содержащих цирконы с U-Pb возрастом около 3.34 млрд. лет (Бибикова и др., 2006) и прорывается палеопротерозойскими посткинематическими гранитами шумихинского комплекса (U-Pb возраст по цирконам - 1.87 млрд. лет, Левицкий и др., 2002).

На севере ОЗП в доломитовых полосчатых мраморах камча дальской свиты, отобранных в районе пос. Фатуй из разведочных скважин и канав в 2-3 км к северо-востоку от Онотского тальково го месторождения, определены содержания Ca, Mg, Fe, Mn, Rb, Sr, U и Pb и изучен изотопный состав Sr, Pb, C и O. Породы включают 0.4-6.8% силикатной составляющей. Содержания Са и Mg состав ляют 21.6-22.0 и 12.4-13.0% соответственно. Отношение Mg/Ca варьирует в пределах 0.52-0.60 и в среднем (0.58) ниже, чем в стехиометрическом доломите (0.61). Доломитовые мрамора содер жат 0.12-0.46% Mn и 0.48-1.12% Fe. Изотопный состав углерода гомогенен (значение 13С составляет около -0.7 ‰ PDB), в то время как величины 18О колеблются от 12.8 до 14.2‰ SMOW.

Изучение Rb-Sr систематики мраморов проводилось с при менением методики селективного растворения (Горохов и др., 1995), которая включала предварительную обработку навески измельченного образца раствором ацетата аммония (АMА фракция, представляющая внешние слои карбонатных зерен) и последующее растворение остатка в уксусной кислоте (ACA фракция, обогащенная ранним карбонатным материалом). В изу ченных образцах АMА- и ACA-фракции некогенетичны, причем вторичные фазы, представленные АМА-фракциями, обогащены радиогенным 87Sr. В результате, как показала специальная серия анализов, АСА-фракции беднее Rb относительно АМА-фракций в 2.1-6.0 и Sr в 1.2-7.4 раза. Для АСА-фракций характерны также пониженные на 0.0010-0.0024 по сравнению с АМА-фракциями величины 87Sr/86Sr. Поэтому в работе учитывались только содержа ния Rb и Sr и отношения 87Sr/86Sr, относящиеся к АСА-фракциям, и этим в значительной степени снижалось влияние вторичных карбонатных загрязнений. Концентрации Rb, Sr и Pb в мраморах колеблются в пределах 0.07-0.46, 14.2-34.8 и 0.111-0.230 мкг/г соответственно. Измеренные отношения 87Sr/86Sr для 14 образцов мелкозернистых мраморов лежат в диапазоне 0.70673-0.70851, и только в самых поздних секущих посттальковых кварц доломитовых жилах это отношение поднимается до 0.71022.

Таким образом, изученные доломитовые мрамора характеризуют ся небольшими концентрациями Sr, которые встречаются лишь в аналогичных породах нижней части группы Хамерсли Австралии, тогда как большинство доломитов зеленокаменных поясов Абитиби (Канада) и Каапваль (Южная Африка) содержит 200- мкг/г Sr (Veizer et al., 1989a,b, 1990). Хотя изотопный состав угле рода в мраморах камчадальской свиты близок к его изотопному составу в архейских морских доломитах Южной Африки, Австралии и Канады, малое содержание Sr и довольно высокие отношения 87Sr/86Sr в сочетании с низкими значениями 18О указы вают на значительные вторичные изменения карбонатных пород.

Совместное рассмотрение Sr-, С- и О-изотопных систем доломи товых и магнезитовых мраморов камчадальской свиты в северной части ОЗП привело к выводу (Горохов и др., в печати) о согласо ванном изменении изотопного состава всех рассматриваемых эле ментов в доломитах в едином процессе взаимодействия с водной флюидной фазой, отношение 87Sr/86Sr в которой было высоким.

Этот процесс происходил при повышенной температуре (200оС) и высоком отношении флюид/порода и привел, вероятно, к значи тельному понижению величины 18О в камчадальских доломито вых мраморах.

U-Pb систематика изучена в шести образцах доломитовых мраморов. Обработка образцов проводилась 0.5N раствором HBr до полного растворения карбонатной составляющей. Содержания U и Pb в полученных валовых карбонатных фракциях мраморов составляют 0.009-0.030 и 0.11-0.23 мкг/г соответственно.

Измеренное значение µ (отношение 238U/204Pb) варьирует в преде лах 3.22-8.92. Изотопные отношения 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb и Pb/204Pb изменяются в весьма ограниченных интервалах: 18.960 20.837, 15.714-15.932 и 38.414-40.136 соответственно. В координатах207Pb/204Pb –206Pb/204Pb фигуративные точки валовых карбонатных фракций располагаются на прямой линии.

Вычисленное значение Pb-Pb возраста равно 1980±200 млн. лет.

Учитывая, что возникновение карбонатных генераций с низкими значениями 18O обычно является результатом высокотемператур ной перекристаллизации или взаимодействия карбонатных пород с метаморфогенными флюидами, полученный возраст можно, по-видимому, интерпретировать как время (метаморфического?) преобразования доломитовых мраморов камчадальской свиты.

Первичные карбонатные осадки из-за очень низкого (~10-10) отношения Th/Ca в морской воде содержат мало Th, однако в усло виях метаморфизма они могут обогащаться им в ходе реакции с коровыми флюидами. Тем не менее для камчадальских мраморов корреляция в координатах 208Pb/204Pb – 206Pb/204Pb отсутствует, позволяя предполагать, что в ходе преобразования 1980±200 млн.

лет назад заметные количества тория в мрамора не привносились (см. также Jahn, 1988;

Taylor, Kalsbeek, 1990;

Jahn, Cuvellier, 1994).

Вопрос о том, насколько такой по-существу изохимический харак тер процесса преобразования карбонатных пород согласуется с данными изучения изотопного состава кислорода и стронция в камчадальских доломитовых мраморах, остается открытым. Как бы то ни было, полученные данные являются первой значительной изотопной характеристикой доломитовых пород, слагающих Присаянский краевой выступ фундамента Сибирской платформы.

Работа выполнена в рамках Программы фундаментальных исследований № 4 ОНЗ РАН при финансовой поддержке РФФИ (проекты 11-05-00810 и 11-05-00867).

ИНФОРМАТИВНОСТЬ ИЗОТОПНЫХ ДАННЫХ МЕДНО-НИКЕЛЕВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ НОРИЛЬСКОГО РЕГИОНА В.А. Гриненко, А.И Буйкин Институт геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН, Москва (grinenko@geokhi.ru) Геохимией медно-никелевых месторождений, связанных с базит-гипербазитовыми породами, занимаются многие исследова тели более 50 лет;

получено много данных по изотопному составу S, C, O, Pb, Sr, Os, Ne, возрастным характеристикам. В 1995г.

Гриненко Л.Н. на основании многочисленных анализов содержа ния и изотопного состава серы пришла к выводу образования сульфидных руд в результате внедрения интрузивного расплава в осадочную толщу, содержащую сероводородные газы, и взаимо действия их с металлами. В последние годы появилось много работ, связывающих руды с мантийными плюмами.

В рассматриваемом районе отмечается 4 фазы внедрения габ бро-долеритовых интрузий. Интрузии I,II и IV фаз внедрения являются безрудными, и только в III фазе отмечаются никеленос ные руды. Возможно, это связано с тем, что для образования серо водородных месторождений в осадочной толще, содержащие эва поритовые отложения гипсов, нужен прогрев сульфатов в присут ствии углеводородов. Как показал Г.Р.Кроуз (1990), такой процесс восстановления сульфатов начинается при 80С. Но, вероятно, для интенсивного процесса восстановления нужна большая проницае мость пластов, чтобы был хороший контакт сульфатных отложе ний с углеводородными газами. Возможно, что I и II фазы внедре ния обеспечили такой контакт и сильный прогрев, а в III фазу произошло образование руд.

Изотопный состав серы сероводорода газовых залежей обыч но близок к сере эвапоритов, но не во всех случаях. При высоких температурах между серой сероводорода и сульфатов может про текать изотопный обмен, который приводит к облегчению изотоп ного состава сероводорода;

при температурах выше 600С он про текает достаточно быстро, а разделение изотопов между сероводо родом и сульфатом составляет не менее 6‰. Если это предположе ние верно, то из изотопных данных по сере руд можно сделать вывод, что руды Талнаха образовались при более низких темпера турах, чем руды Норильска.

Многочисленные исследования изотопного состава металлов (Pb, Sr, Os, Nd и др.), проведенные Malitch et al. 1995, 2002, Kogarko et al. 1999, 2007, показали мантийное происхождение магм;

контаминация вмещающими породами была незначитель ной для этих элементов. Но в этих работах не уделяется никакого внимания таким летучим соединениям как сера, а она может быть в больших количествах в газовых залежах в осадочных породах и активно участвовать в образовании сульфидных залежей и в пост магматических процессах с образованием месторождений Au, Pt и других элементов. Для образования отложений Au, Pt и некоторых других металлов достаточно иметь мощный очаг тепла и циркуля цию вокруг него воды с хлоридами, сульфидами, органическими соединениями, СО. В этом случае твердофазные изотопные систе мы могут показывать мантийные метки, а газовая составляющая, в частности, сера – указывать на участие в рудообразовании серы из осадочных пород, как это происходит в случае руд Следует обратить внимание на данные, представленные в работе (Malitch et al. 1999) по вариациям изотопного состава меди:

значения 65Cu в норильских рудах варьируют от нулевых значе ний до +0.9 ‰, в то время как в Талнахских и Хараелакских рудах они отрицательные (от 0,04 до -1.1 и от -2,28 до -0,96‰ соответ ственно). Такая разница указывает на образование их в разных условиях. Обогащение руд легким изотопом меди указывает на какую-то избирательность при реакции сульфидообразования. А такой процесс может быть только в газообразном или жидком состоянии. Можно предположить, что талнахские руды образова лись из гидротермальных растворов, или флюидной фазы, насы щенной комплексными соединениями меди. Эту версию под тверждают полученные нами данные о большом содержании воды во флюидных включениях в породах Талнаха, содержащих руду.

Интересные данные следует ожидать от изотопного анализа водо рода этих вод, поскольку между H2O и H2S быстро устанавливает ся изотопное равновесие с накоплением дейтерия в воде.

Последующий изотопный анализ воды прояснит этот вопрос.

Рис. 1. Вариации изотопного состава серы и меди в месторождениях норильского региона.

Литература Гриненко Л.Н. Геол. рудных месторождений, 1985, №1, 3-15, Krouse H.R. J. Geochim. Explor. 1977, 7, 189-211, Kogarko L.N., Zartman R.E. A Pb isotope i9nvestigation of the Guli massif Maymecha-Kotuy alkaline-ultramafic complex, Siberian flood basalt province, Polar Siberian.

ИЗОТОПНЫЕ ВАРИАЦИИ СЕРЫ СУЛЬФИДОВ КАПИТАНОВСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ (УКРАИНСКИЙ ЩИТ) В.Н. Гулий1, А.Ю. Беккер2, Р.А. Бочевар Геологический факультет ЛНУ (vgul@ukr.net);

Департамент геологических наук университета Манитобы Изотопный состав серы сульфидов различных генетических типов уже давно используется для решения проблем их происхож дения и восстановления направленности процессов образования минералов и пород. Особенное внимание уделяется изучению изо топов серы в сульфидах из разных руд, которые содержат свиде тельства их полигенности. Примером таких объектов являются месторождения Украинского щита связанные с базит-ультрабази товыми комплексами Капитановского рудного поля, где орудене ние представлено тремя рудно-формационными типами и сопро вождается сульфидной минерализацией. Детальное минералого петрографическое изучение руд этих типов показало наличие многократной переработки исходного базит-гипербазитового суб страта с последовательным формированием комплексных хроми товых, магнезиальных и сульфидных руд.

Сульфидная минерализация локализована в серпенинитах, перидотитах и пироксенитах, а также часто наблюдается в при контактовой зоне пироксенитов и габбро-норитов, амфиболитов.

Сульфиды представлены преимущественно пиритом и пирроти ном, реже халькопиритом, пентландитом, никелином, арсенопири том, герсдорфитом, маухеритом, хизлевудитом, сфалеритом, молибденитом, и поздними, в том числе и жильными, выделения ми миллерита и виоларита.

Для изотопных исследований серы в рудных образованиях Капитановского рудного поля использованы сульфиды с серпенти нитов, содержащих часто включения и прожилки кальцифиров, кварцевых и гранат-кварцевых метасоматитов, В целях сравни тельного анализа использованы авторские данные и опубликован ные материалы по изотопному составу серы в сульфидах колче данных формаций и базит-ультрабазитовых комплексов Алданского и Балтийского щитов.

Полученные результаты указывают на сильную неоднород ность в распределении изотопов серы даже в относительно неиз мененных разновидностях руд (34S составляет от -4.8 до -19.3‰, VCDT). Близкие по изотопному составу серы сульфиды, характе ризующиеся 34S от -6.3 до -6.7‰, VCDT, локализованы в интерва лах разделенных метрами и десятками метров. Вместе с тем, в пространственно относительно совмещенных выделениях сульфи дов разница значений 34S составляет 14.5‰. Подавляющее преоб ладание изотопно-легкой серы в сульфидах Капитановского руд ного поля можно связать с интенсивной сульфат-редукцией, оче видно, бактериальной природы. Ранее не было свидетельств существования столь специфических условий формирования суль фидов в этих образованиях.

Подобные значения изотопно-легкой серы фиксировались нами ранее в пирите и пирротине колчеданных руд Хаутовары и колчеданных прослоев в железистых кварцитах Костомукши (Карелия), базитовых комплексах Алданского щита (месторожде ния Укдуска, Амурский). В то же время, в этих образованиях нами не выявлены сульфиды с такими же аномальными значениями изо топного состава серы (34S -19.3‰, VCDT), но в окисленных рудах Кривого Рога отмечаются (Савченко, Калиниченко, 1989) сходные особенности изотопного состава серы. В физико-химическом отношении сульфиды этих объектов формировались в условиях открытой системы, которая, однако, локально могла быть частич но закрытой (Melezhik, Grinenko, Fallick, 1998). В этом состоит важнейшее отличие сульфидной минерализации базит-ультраба зитовых комплексов Капитановского рудного поля и классических руд типа Норильска.

ФОРМИРОВАНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ АНАБАРСКОГО ЩИТА ПО U-PB И SM-ND ИЗОТОПНЫМ ДАННЫМ Н.И. Гусев1, Л.Ю. Сергеева ФГУП «ВСЕГЕИ» (nikolay_gusev@vsegei.ru) Центральная часть Анабарского щита сложена архейскими гранулитами далдынской и верхнеанабарской серий.

Магматический протолит гранулитов был представлен вулкано плутоническими ассоциациями пород основного, среднего и кис лого состава. На площади развития обеих серий распространены будинированные тела метаперидотит-пироксенитового состава и обширные поля автохтонных эндербитов и чарнокитов. Для маг матогенной (дометаморфической) разновидности «тоналитовых»

цирконов из мезократового двупироксенового плагиогнейса дал дынской серии был получен по отношению 207Pb/206Pb изотопный возраст 2.95±0.02 млрд. лет [Бибикова, 1989]. U-Pb возраст по верхнему пересечению линии дискордии составил 3.00±0. млрд. лет, но при датировании на SHRIMP, для отдельных макси мально сохранившихся участков циркона, возраст достигал 3. млрд. лет [Бибикова, 1989]. Кроме того в этих породах установле но два этапа гранулитового метаморфизма 2.75±0.05 и 1.97±0. млрд. лет [Бибикова и др., 1989].

Для сопоставления U-Pb и Sm-Nd характеристик пород цен тральной части Анабарского щита (рис. ) были использованы результаты датирования единичных зерен циркона (SHRIMP, ЦИИ ВСЕГЕИ), дискордантность измерений по которым не превышает значения 0±2% и данные по ТNd(DM) протолитов пород, для кото рых 147Sm/144Nd 0.16.

Рис. Результаты определения ТNd(DM) протолитов пород Анабарского щита и 207Pb/206Pb возраста цирконов Мафитовые гранулиты далдынской серии, геохимически сходные c базальтами океанических островов, характеризуются Nd-модельным возрастом протолита 3.65-3.67 млрд. лет при Nd(T) +1 и Sr(T) –7.09. Породы, видимо, испытали анатексис, в них заключен магматический циркон с возрастом 3567±3 млн лет, рост которого происходил в парагенезисе с гранатом, судя по срав нительно небольшой величине (Lu/Gd)N 13.55 в цирконе.

Среди ядер унаследованного циркона с возрастом 3290- млн. лет присутствует как типично магматический циркон, так и циркон обогащенный РЗЭ (РЗЭ 2631 г/т), и, особенно, легкими лантаноидами, что предполагает его рост в обстановке с высоким содержанием флюидов. Такой характер распределения РЗЭ в цир коне обычно наблюдается в мигматизированных породах Анабарского щита.

Реликтовые ядра циркона возрастного диапазона 3160±10 – 3114±8 млн лет встречаются в гиперстеновых эндербитах с конкор дантным возрастом преобладающего циркона 2860±10 млн. лет. Эти породы характеризуются Nd(T) –0.6, Sr(T) +112.64 и ТNd(DM) 3. млрд. лет. Величины ТNd(DM) 3.12-3.16 млрд. лет при Nd(T) от +1.2 до –0.6 установлены также в гиперстеновых плагиогнейсах с конкордантным возрастом преобладающего циркона 2942±12 млн.

лет и гранат-пироксеновых амфиболитах с возрастом циркона млн. лет. Аналогичные величины Nd(T) +1.1 и ТNd(DM) 3.16 млрд.

лет приводятся для эндербитоидов щита (Журавлев, Розен, 1991).

Магматизм с возрастом 3.12-3.16 млрд лет рассматривается как основной этап формирования коры Анабарского щита, сохранившей ся от последующей переработки.

Двупироксеновые кристаллосланцы с конкордантным возрас том по циркону 3012±15 млн. лет характеризуются значениями Nd(T) –2.5 и –2.3 и Sr(T) 25.24 – 72.84. Величина ТNd(DM) 3.40 – 3.42 лет, причем циркон с таким возрастом в изученных пробах не зафиксирован, что дает основание предполагать смешанный источник для этих пород и формирование их протолитов за счет корового рециклинга.

Будинированные тела метапироксенитов содержат циркон с конкордантным возрастом 2920±9 - 2899±26 млн. лет. Они харак теризуются Nd(T) +3.8, Sr(T) +2.42 и ТNd(DM) 2.89 млрд. лет. Этот магматический этап фиксирует поступление ювенильного мантий ного вещества в сиалическую кору и рост новой континенеталь ной коры.

Широко распространенные автохтонные тела пироксеновых эндербитов имеют возраст по циркону 2871±10 – 2826±33 млн.

лет. Эндербиты содержат ксенолиты метапироксенитов с метаморфи ческим цирконом, датированным возрастом 2726±15 млн. лет.

Метапироксениты характеризуются величинами Nd(T) +2.9, Sr(T) +15.76 и ТNd(DM) 2.85, что дает основание предполагать поступле ние ювенильного мантийного вещества при формировании эндер битов этого возрастного диапазона.

По сравнению с существенно-Na эндербитами, K-чарнокиты формировались заметно позже. Возраст чарнокитов по циркону 2764±6 млн. лет, связанных с ними аляскитовых гранитов 2767± млн лет. Породы характеризуются Nd(T) –1.2, Sr(T) +350 и ТNd(DM) 3.03 млрд. лет. Чарнокиты прорваны дайками основного состава, метаморфизованными в гранулитовой фации. Основные гранулиты даек характеризуются величинами Nd(T) +4.2, Sr(T) +4.76, TNd(DM) 2.70 млрд. лет. Поступление мантийного вещества в процессе формирования калиевых гранитоидов отмечается также при формировании санукитоидов с возрастом по циркону 2702±9 млн. лет (Гусев, Ларионов, 2012). Среди санукитоидов, наряду с породами, для которых определяется смешанный источник, с пара метрами Nd(T) –2.3, –2.4;

Sr(T) +13 и ТNd(DM) 3.20 – 3.18 млрд.

лет, встречаются разности с величиной ТNd(DM) 2.75 млрд. лет при Nd(T) +3.5.

Литература Бибикова Е.В. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов. М.: Наука. 1989. 179 с.

Гусев Н.И, Ларионов А.Н. Неоархейские санукитоиды Анабарского щита // Современные проблемы геохимии. Иркутск: Изд-во Ин-та географии им. В.Б. Сочавы СО РАН. 2012. Т. 2. С. 51-55.

Журавлев Д.З., Розен О.М. Sm-Nd возраст метаосадков гранулитового комплекса Анабарского щита // Докл. АН СССР. 1991. T. 317. №1.

С. 189-193.

HF-ND СИСТЕМАТИКА В ГРАНУЛИТАХ АНАБАРСКОГО ЩИТА КАК ИНДИКАТОР ГЕНЕЗИСА РАЗНОВОЗРАСТНЫХ ЦИРКОНОВ Н.И. Гусев1, Л.Ю. Сергеева1,2, К.И. Лохов1,2, Н.А.Гольцин1, А.Н. Ларионов ФГУП «ВСЕГЕИ» (ludmila_sergeeva@vsegei.ru);


Геологический ф-т СПбГУ Гранулиты далдынской серии Анабарского щита представле ны меланократовыми пироксеновыми кристаллосланцами, чере дующимися с гиперстеновыми плагиогнейсами и метаосадками.

Возраст дометаморфических цирконов, отобранных из двупирок сенового плагиогнейса на устье р. Далдын 2.95±0.02 млрд. лет, верхнее пересечение линии дискордии 3.00±0.05 млрд. лет (Бибикова, 1989). По данным SHRIMP для цирконов из этой пробы линия дискордии дает верхнее пересечение с конкордией 3.32±0. млрд. лет. Это значение рассматривалось как возраст вулканоген ного протолита гиперстен-плагиоклазовых гнейсов (Розен и др., 1991). Однако ТNd(DM) метамагматических пород 3.1±0.08 млрд.

лет и ассоциирующих с ними метаосадков (кварциты, метаграува ки и кальцифиры) 3.00 – 3.19 млрд. лет (Журавлев, Розен, 1991) свидетельствуют о мезоархейском возрасте протолитов далдын ской серии.

По результатам датирования (SHRIMP) 147 зерен циркона из восьми проб на устье р. Далдын возраст древнее 3050 млн. лет в них не установлен (Гусев и др., 2012). Наиболее древний конкор дантый возраст ядер циркона около 3 млрд. лет, что подтверждает данные Е.В. Бибиковой (1989). В большинстве проб установлены конкордантные кластеры циркона возрастного диапазона 1990± – 1928±18 млн. лет, связанные с протерозойским гранулитовым метаморфизмом и анатексисом, в результате проявления которых более ранний гранулитовый метаморфизм с возрастом 2683± млн. лет фиксируется только местами.

Изученные нами меланократовые двупироксеновые кристал лосланцы имеют конкордантный возраст ядер циркона магматиче ского генезиса 3012±15 млн. лет. Породы характеризуются отно шением 147Sm/144Nd 0.0995 – 0.1099, отрицательными значениями Nd(T) –1.7 и –1.3, Nd-модельным возрастом протолита ТNd(DM) 3.40 – 3.42 млрд. лет и высоким содержанием радиогенного строн ция Sr(T) 25.24 – 72.84.

Фельзические плагиогнейсы, чередующиеся с кристаллос ланцами и отличающиеся резко выраженной положительной ано малией Eu (Eu/Eu* 11.24), содержат в ядрах циркон с конкордант ным возрастом 2985±9 млн. лет. Зерна циркона гранулитового облика имеют микроэлементный состав подобный циркону магма тического происхождения и по графикам распределения РЗЭ не отличаются от типового магматического циркона. Конкордантный возраст этой разновидности циркона 1928±18 млн лет трактуется как время кристаллизации анатектической плагиогранитной нео сомы в условиях раннепротерозойского гранулитового метамор физма. Породы характеризуется отношением 147Sm/144Nd 0.0693, Nd(T) +3.5, ТNd(DM) 2.99 млрд. лет и Sr(T) 181.52. Близость воз раста циркона с модельным возрастом протолита пород и величи на Nd(T) +3.5 дают основание предполагать участие мантийного вещества в их генезисе, однако высокое содержание радиогенного стронция свидетельствует в пользу их корового происхождения.

С целью проверки корректности полученных результатов было проведено изучение Hf–Nd изотопной систематики (Лохов и др., 2009): корреляции изотопного состава гафния в цирконах и неодима в породах из кристаллосланцев и фельзических плагиог нейсов. Вариации изотопного состава Hf в цирконе с возрастом около 3 млрд лет из кристаллосланцев (пр. 608, Hf(T) от +1 до –3.4), вероятно обусловлены вкладом более древних коровых источников в магмообразование, что согласуется с величинами Nd(T) –1.7 и –1.3. Корректность магматического генезиса зерен циркона с возрастом около 3012±15 млн. лет подтверждается их положением на диаграмме (рис. 1) в поле корреляции для магмати ческих пород «Terrestrial array».

Рис.1. Hf-Nd систематика гранулитов далдынской серии.

1 – двупироксеновые кристаллосланцы (пр. 508), 2 – фельзические плаги огнейсы (пр. 167): числитель – номер точки измерения, знаменатель – воз раст в млн лет. Основа диаграммы по (Лохов и др., 2009).

В фельзических плагиогнейсах (пр. 167) циркон с возрастом 3005 млн лет является захваченным или унаследованным. За пре делами поля «Terrestrial array» находятся также цирконы с возрас том 2888 и 2598 млн. лет, что дает основание предполагать более поздний возраст формирования фельзических плагиогнейсов, вероятно связанный с раннепротерозойским анатексисом гранули тов. Цирконы с возрастом как 3005 млн. лет, так и более молодые являются в пределах погрешности вторично-ионного зонда SHRIMP-II субконкордантными. Учитывая, что они являются захваченными или унаследованными из вмещающих кристаллос ланцев (рис. 1), весьма вероятно, что возраст их кристаллизации, как и цирконов из кристаллосланцев, 3012±15 млн. лет. Если это так, то во всех этих цирконах, включая и предположительно дис кордантные, должен быть одинаковый начальный изотопный состав гафния. Действительно, в изученных цирконах из кристал лосланцев и из фельзических плагиогнейсов начальный изотоп ный состав гафния находится в узком диапазоне: 177Hf/176Hf = 0.2808±0.0001. Согласованные значения модельного возраста породы по неодиму (3,4 млрд. лет) и по двухстадийной модели по гафнию возможно получить, если принять для источника пород величину 176Lu/177Hf = 0.015. Таким образом, магматическая поро да, в настоящее время представленная кристаллосланцами, была выплавлена из коровой породы андезит-диоритового состава.

Литература Бибикова Е.В. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов. М.: Наука. 1989. 179 с.

Гусев Н.И, Руденко В. Е., Бережная Н. Г. и др. Возраст гранулитов далдынской серии Анабарского щита // Региональная геология и металлогения. 2012. № 52. С. 29-38.

Журавлев Д.З., Розен О.М. Sm-Nd возраст метаосадков гранулитового комплекса Анабарского щита // Докл. АН СССР. 1991. T. 317. №1.

С. 189-193.

Лохов К.И., Салтыкова Т.Е., Капитонов И.Н. и др. Корректная интерпретация U-Pb возраста по цирконам на основе изотопной геохимии гафния и неодима (на примере некоторых магматических комплексов фундамента Восточно-Европейской платформы) // Региональная геология и металлогения. 2009. №38. С. 43-53.

Розен О.М., Бибикова Е.В., Журавлев Д.З. Ранняя кора Анабарского щита, возраст и модели формирования // Ранняя кора: ее состав и возраст. М.: Наука, 1991. С. 199-224.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА И ВОДОРОДА ВОДЫ ЧЕРНОГО МОРЯ А.В. Дубинин1, Е.О. Дубинина2, А.С. Авдеенко ИО РАН (dubinin@ocean.ru), 2ИГЕМ РАН Проведено детальное изучение вариаций изотопного состава водорода и кислорода в воде Черного моря на всем интервале глу бин, как в центральной части моря (станции 3425 и 3426), так и на континентальном склоне (станция 2344). Определение изотопного состава кислорода выполнялось методом изотопного уравновеши вания с СО2. Измерения проводились в режиме непрерывного потока гелия (CF IRMS) на масс-спектрометре DELTA V+, в ком плексе с периферийным оборудованием GasBench II и автосэмпле ром PAL. Величины 18О и D выражены относительно VSMOW в промилле (‰). Они оказались близкими по значениям к ранее опубликованным (Swart., 1991;

Rank et al., 1999). Распределение их по вертикали позволяет выделить с учетом изменения солено сти четыре водные массы: от поверхности моря до ядра холодного промежуточного слоя (ХПС), от ядра ХПС до 500 м в пределах основного пикноклина, стратифицированная по плотности глу бинная водная масса 500-1750 м и придонный конвективный слой (ПКС) с постоянной соленостью и плотностью.

Поверхностный слой по распределению величин D и 18O является гомогенным в центре моря, несмотря на сформировав шийся летом отрицательный термоклин. В пределах континен тального склона изотопный состав кислорода и водорода воды от поверхности до ядра ХПС постепенно обогащается изотопами D и O, отличаясь неоднородностью состава воды.

Наибольшие изменения изотопного состава кислорода и водо рода воды происходят в пределах основного пикноклина ниже ядра ХПС до глубины 500 м. Соленость меняется на 3‰, изотоп ный состав кислорода на 0.8‰, водорода на 5‰. Ниже горизон та 500 м, включая ПКС, изотопный состав воды практически не меняется.

Изменение изотопного состава кислорода и водорода воды линейно связано с изменением солености. Исключением является ПКС, где при постоянной солености изотопный состав кислорода остается постоянным (18O=-1.6±0.1‰), а изотопный состава водорода воды варьирует в пределах (D=-15.0±0.5‰), превышая воспроизводимость метода определения (±0.3‰). Линейная связь между величинами D и 18O и соленостью позволяет описать формирование вод Черного моря в рамках простой модели смеше ния вод нижнебосфорского течения и гипотетического пресновод ного компонента, изотопный состав которого формируется за счет речного стока, атмосферных осадков и процессов испарения.

Наиболее соленые воды Черного моря (S = 22.33‰), форми рующие ПКС, могут являться результатом смешения вод ХПС с водами нижнебосфорского течения единственным источником солей в Черном море. Доля нижнебосфорских вод в составе воды ПКС составляет 20%, что совпадает с расчетом такой доли по солености. Этот факт позволяет сделать заключение, что формиро вание воды ПКС происходит за счет одновременного смешения воды и соли.

Основываясь на балансе пресноводного стока в Черное море, рассчитан средний изотопный состав кислорода и водорода испа ряющегося водного компонента. Он оказался близким к изотопно му составу атмосферных осадков, выпадающих в данном районе в холодное время года с ноября по апрель.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, про ект № 11-05-00403.

Литература Swart P.K. (1991)// Deep-Sea Research. V.38. Suppl.2. P.S761-S772.

Rank D., Ozsoy E., Salihoglu I. (1999)// Journal of Environmental Radioac tivity. V.43. P.231-245.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СЕРЫ В ВОДЕ ЧЕРНОГО МОРЯ А.В. Дубинин, Е.О. Дубинина, Т.П. Демидова, Н.М. Кокрятская, М.Н. Римская-Корсакова, С.А. Косcова ИО РАН (dubinin@ocean.ru);

ИГЕМ РАН;

ИЭПС УрО РАН Черное море является крупнейшим морским бассейном с постоянными анаэробными условиями на глубинах больше 90- м. Водная толща Черного моря стратифицирована по солености и температуре до глубин 1680-1750 м. Ниже находится придонный конвективный слой (ПКС), который отличается однородным рас пределением до дна гидрофизических и гидрохимических параме тров.


Источником сероводорода в водной толще Черного моря явля ется микробиальное восстановление сульфатов морской воды.

Максимальные содержания сероводорода отмечаются в ПКС (380±5 µМ). В результате диссимиляторной сульфатредукции изо топный состав серы сероводорода обогащается легким изотопом серы 32S. Величины 34S (H2S) варьируют от -32.6 до -42.0‰ для всей водной толщи (Neretin et al., 2003). Данных по изотопному составу сульфатов в водной толще Черного моря гораздо меньше, чем таковых для сероводорода. Первые результаты по изотопному составу серы сульфата для воды Черного моря были получены в работе (Виноградов и др., 1962). Величина 34S (SO4) варьировала в диапазоне 18.6 – 19.5‰ относительно Canyon Diablo Troilite (CDT) и была близка к изотопному составу серы босфорской воды 19.8‰ и Индийского океана 19.7‰. Позже Sweeney and Kaplan (1980) обнаружили заметное утяжеление изотопного состава серы сульфатов от +18.2 до +20.2‰ с увеличением глубины моря.

Цель данной работы - исследование вариаций изотопного состава серы растворенного сероводорода и сульфата в водной толще Черного моря. Результаты работы основаны на новых дан ных по изотопному составу серы сульфида и сульфата. Особое внимание уделялось изучению вариаций изотопного состава серы в области ПКС по вертикали, горизонтали и во времени. Пробы воды были получены в Черном море в 146 рейсе НИС «Акванавт»

(август 2008 года) и в 100 рейсе НИС «Профессор Штокман»

(март 2009 года). Все исследованные станции находятся в центре восточной части моря на профиле, протягивающемся с северо запада на юго-восток. Воспроизводимость параллельных опреде лений серы составила ±0.3 ‰. Результаты изотопного состава серы представлены в ‰ относительно Vienna Canyon Diablo Troilite: 34Ssample = [(34S/32S)sample/(34S/32S)VCDT – 1] 1000.

Полученные данные по изотопному составу серы сульфатов в водной толще Черного моря показывают, что распределение суль фатов и их изотопный состав серы контролируется процессами гидродинамического режима формирования водных масс.

Выделяются три слоя водной толщи: верхний аэробный с величи ной 34S (SO42-) = 21.0±0.4‰ и содержанием сульфата относитель но хлорности как в океанских и морских водах, не подвергавшим ся процессам сульфат редукции. Формирование аэробной зоны связано со смешением вод нижнебосфорского течения, пресных вод речного стока и метеорных осадков. Влияние сульфатов речно го стока оказалось недостаточным для изменения изотопного состава серы морских сульфатов. Нижний слой воды Черного моря представлен толщей ПКС, состав которой формируется под влиянием интенсивного конвективного перемешивания.

Изотопный состав серы сульфатов составляет для всей толщи ПКС +23.0±0.2‰ и не меняется ни по вертикали, ни по горизонта ли, а также не зависит от сезона наблюдения (лето, зима). Дефицит изотопа 32S в составе сульфата относительно исходного сульфата морской воды является результатом процессов микробиальной сульфатредукции в условиях закрытой системы, что подтвержда ется уменьшением содержания сульфата на 3% относительно хлорности в сравнении с аэробной зоной. Условия закрытой систе мы могут поддерживаться, если скорости обмена между ПКС и верхней стратифицированной толщей, удаления сульфатов в про цессах диффузии в осадки и поступления модифицированных вод нижнебосфорского течения много меньше скорости конвективно го перемешивания в пределах слоя ПКС. Стратифицированная толща анаэробной зоны выше ПКС характеризуется постепенным изменением изотопного состава серы сульфатов при смешении сульфатов ПКС и аэробной зоны. Этот процесс может усложнять ся появлением сульфатов с большим содержанием 34S, чем в ПКС, предположительно сульфата поровых вод при образовании турби дитов в условиях континентального склона.

Изотопный состав серы сероводорода исследован в пределах ПКС, на его верхней и нижней границе, а также в стратифициро ванной по плотности анаэробной зоне Черного моря. Изотопный состав серы сероводорода меняется в пределах 2.1‰ от глубины 200 м до дна и в среднем составляет -40.6±0.4‰ для n=80. Среднее значение 34S (H2S) для верхней границы и основной толщи ПКС (до глубин 2000 м) не зависело от сезона исследований (лето и зима) и составило -40.4±0.3‰ (1). В придонном слое ПКС на глубинах 2000 м изотопный состав серы сероводорода в среднем составил -41.0±0.4‰ (1), а зимой -40.6±0.6‰ (1). В осадках исследуемых станций был определен изотопный состав серы в кислоторастворимых сульфидах для оценки возможного влияния сероводорода осадков на придонные воды. Величина 34S (H2S) сульфидов в осадках была равна -34.6‰ и -36.8‰. Примеси изо топно тяжелой серы в составе растворенных сульфидов в придон ных водах не обнаружено.

Наименьшая изменчивость величины 34S (H2S) характерна для горизонта водной толщи 1000-1700 м, которая в среднем составила -40.9±0.2‰ (1), что на 0.5‰ меньше чем в ПКС.

Различие в величине 34S (H2S) может быть результатом кинетиче ского изотопного эффекта при диффузионном транспорте серово дорода через границу ПКС. На глубинах 1000 м (CH2S ~ 300 µM) сероводород в основном может быть представлен сероводородом из ПКС, а не полученным в результате сульфатредукции in situ.

Рассмотрен фактор фракционирования изотопов серы между сульфатом и сульфидом в водной толще анаэробной зоны Черного моря. Показано, что вплоть до глубины 400 м факторы фракциони рования в стратифицированной по плотности толще вод имеют условный характер, так как не являются отражением процессов сульфат редукции. Они определяются постоянством изотопного состава серы сероводорода -40.9‰ и изотопным составом серы сульфата, полученным в ходе консервативного смешения относи тельно солености между изотопно тяжелым сульфатом ПКС 34S (SO42-)BCL = +23.0‰ и сульфатом аэробной зоны с изотопным составом серы +21.0‰, который соответствует среднему морско му изотопному составу серы сульфата. Только фактор фракциони рования в ПКС (66.1‰) отражает реальные процессы сульфат редукции в водной толще. Он является самым высоким в морских анаэробных бассейнах. Возможно, фактор фракционирования в ПКС близок к равновесному в процессах сульфат редукции.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта Российского фонда фундаментальных исследований №11-05-00403.

Литература Neretin L.N., Bttcher M.E., Grinenko V.A. (2003)// Chemical Geology. V.

200. P. 59-69.

Виноградов А.П., Гриненко В.А., Устинов В.И. (1962)// Геохимия. № 10.

С.851-873.

Sweeney R.E., Kaplan I.R. (1980)// Marine Chemistry. V. 9. P. 145-152.

ПРИМЕНЕНИЕ КИНЕТИЧЕСКОЙ МОДЕЛИ РАСТВОРЕНИЯ-КРИСТАЛЛИЗАЦИИ ДВУХ МИНЕРАЛОВ К ОПИСАНИЮ ВЕЛИЧИН 18О OPX-GRT-SILL-QTZ ПОРОД О-ВА ПАЛЕНЫЙ (ПОРЬЯ ГУБА) Е.О. Дубинина, Л.Я. Аранович, А.С. Авдеенко ИГЕМ РАН (delta@igem.ru) Кинетическая модель «DL» поведения изотопов кислорода при растворении-кристаллизации (Dubinina, Lakshtanov, 1997) была нами применена для описания процессов массопереноса и формирования новых минеральных ассоциаций на пике метамор физма пород о-ва Паленый (Аранович и др., 2010). Небольшие количества флюидной фазы, присутствующей в породах на пике метаморфизма позволяют рассматривать систему как «закрытую»

относительно флюида. Формирование новых минеральных ассо циаций за счет растворения минералов-прекурсоров соответству ют процессу растворения-кристаллизации. Стабильность Р-Т условий на пике метаморфизма позволяют считать, что процесс протекает в изотермических условиях. В контексте рассматривае мой геологической ситуации эта модель соответствует случаю, когда в пределах метаморфизуемой толщи возникает (или суще ствует) зона более высокой относительной проницаемости, в кото рую на определенном этапе метаморфизма попадает небольшое количество водного флюида. Вещество породы-протолита с изо топным составом 0(R) растворяется, а из раствора кристаллизует ся новая минеральная ассоциация, соответствующая Т-Р условиям метаморфизма. В работе (Аранович и др., 2010) кинетическая модель «DL» применялась без дополнительных доработок и усло вий, с использованием уравнения для интегрального изотопного состава новообразованного минерала в зависимости от массы кис лорода вещества, перенесенного через флюидную фазу, m:

– m W min = 0 (R) – —. (0 – i) * [1 – exp(– —)] (1) m W – где min – интегральный изотопный состав новообразованного минерала, 0(R) – изотопный состав растворяющейся породы (про толита), 0 (=0(R) - 0(Fl)) - разница в изотопном составе вещества протолита и водного флюида до начала процесса кристаллизации, i=103. Ln i, где i - равновесный коэффициент фракционирова ния минерал – водный флюид при данной температуре, W- количе ство кислорода во флюиде, m - масса кислорода, перенесенного через флюидную фазу.

Примененная в работе (Аранович и др., 2010) модель рас творения-кристаллизации не учитывала полиминеральный состав кристаллизующихся Grt-Hyp-Sill-Qtz пород. Однако при неслож ных преобразованиях модель «DL» может быть трансформирова на для случая кристаллизации более чем одного минерала. Как уже указывалось, при параметрах пика метаморфизма (около 900 оС) система Grt-Hyp-Sill-Qtz пород о-ва Паленый может быть аппроксимирована минеральным триплетом Grt-Hyp-Qtz находя щимся в высокотемпературном изотопном равновесии, что не оставляет сомнений в одновременности образования этих минера лов. Вторым важным моментом является близость коэффициентов фракционирования Grt(Alm)-вода и Opx-вода при Т=900 оС (Valley, 2003), что позволяет рассматривать эти минералы в контексте изо топного фракционирования как некую единую фазу. Таким обра зом, система с хорошим приближением может быть описана как биминеральная.

Принимая без изменений все допущения, подразумевае мые моделью «DL», в модель вводится дополнительное условие – при растворении гомогенной по изотопному составу кислорода породы-протолита одновременно кристаллизуются два минерала (А и В), с различными коэффициентами фракционирования мине рал-флюид. Для кристаллизации биминеральной ассоциации усредненный изотопный состав суммы кристаллизующихся мине — ралов AB можно выразить через интеграл:

, (2) m — AB = — (W + X (A-W – B-W) + B-W )dm m где Х – доля кислорода в кристаллизующемся минерале А, и (1-Х) – в минерале В, W – изотопный состав кислорода флюида в любой момент перекристаллизации, m – масса кислорода минералов, прошедших процесс кристаллизации к этому моменту, A-W, B-W - равновесный изотопный сдвиг (в ‰) между поверхностью кристаллизующегося минерала А, В и флюидом соответственно.

Сопоставление расчетов по модели с наблюдаемыми величинами 18О минерального триплета (Qtz+Grt+Opx). Расчет сделан с учетом полиминерального состава кристаллизующейся породы по верхнему (1) и нижнему (2) интервалам наблюдаемых вариаций 0(R)=8. ‰;

0(W)=45 ‰ для W=0. Зависимость величины Х(Qtz) по мере возрастания m может быть задана линейно через произвольный коэффициент k, являющийся константой (Х=km), что в первом приближении допускает линей ное возрастание доли кварца в процессе перекристаллизации с формированием бедных кварцем пород в начале процесса и пород с преобладанием кварца в конце. Учет биминеральной кристалли зации имеет преимущество, которое состоит в том, что расчеты могут сравниваться не только с изотопным составом кислорода кварца, но также с составами Opx и Grt, что не критично для рав новесного минерального триплета, но может быть полезно при анализе систем, не находящихся во внутреннем равновесии.

Результаты расчета по модели биминеральной кристаллизации оказались близкими к полученным нами ранее (Аранович и др., 2010). Оценки изотопного состава кислорода породы-протолита составили интервал от 8.5 до 10 ‰, исходного флюида – от 4 до 5 ‰, параметра W – от 0.04 до 0.06. По сравнению результатами, полученными по модели мономинеральной кристаллизации (18О протолита 9.310.3 ‰, 18О флюида 5-6 ‰ при тех же значе ниях параметра W), немного более легким изотопным составом кислорода характеризуется исходный флюид. Модельные ограни чения на изотопный состав флюида (0(W) = 4-6 ‰) соответствуют представлениям об изотопном составе кислорода флюида, равно весного с мантийными минеральными ассоциациями и, в принци пе, не противоречит представлениям о дегидратационной природе флюида.

Работа поддержана РФФИ (грант 12-05-00860-а).

Литература Dubinina E.O., Lakshtanov L.Z. // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. V. 61.

P. 2265-2273.

Аранович Л.Я., Дубинина Е.О., Авдеенко А.C. и др.// Геохимия. 2010.

№ 8. С. 787-800.

Valley J. W.// Rev.Mineral.,2003б v.53, 343- ВЛИЯНИЕ СТРУКТУРООБРАЗУЮЩИХ КАТИОНОВ НА ИЗОТОПНО-КИСЛОРОДНОЕ ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ В СИСТЕМЕ РАСПЛАВ-РАСПЛАВ ПРИ 1400-1500ОС:

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ДАННЫЕ Е.О. Дубинина, А.А. Борисов, А.С. Авдеенко ИГЕМ РАН (delta@igem.ru) Получены систематические экспериментальные данные для расплавов, значительно варьирующих по содержанию структуроо бразующих катионов (Si, Al, Ti, Fe(III)) в области температуры от 1400 до 1570 оС. Эксперимент проведен в вертикальной трубчатой печи методом петли. Работа проведена на примере модельных рас плавов гаплобазальта и гаплориолита, основной целью являлось изучение влияния структурообразующих катионов на изотопно кислородное фракционирование между расплавами в малоизучен ной области температуры.Полученные результаты позволили рас смотреть работоспособность существующих методов экстраполя ции на сложные составы расплавов в области высоких температур для оценки коэффициентов фракционирования в системе «рас плав-расплав».

Экспериментальные серии состояли из нескольких петель, заполненных смесями разного состава и закрепленных на одном керамическом держателе, помещенном в рабочую зону печи (Т и lgfO контролировались с точностью ±2°C и ±0.2). Один из распла вов, помещенных в держатель, являлся референтным (или базо вым, В), остальные расплавы- модифицированными (М), за счет добавления различных окислов. Изотопный анализ кислорода проведен методом фторирования с применением лазерного нагре ва (Sharp, 1990) в ИГЕМ РАН. В процессе измерений анализирова лись международные стандарты NBS-30 (биотит), NBS-28 (кварц) и UWG-2 (гранат). Погрешность, определяемая повторным изме рением международных и внутренних стандартов, не превышала ± 0.1‰ (1).

Влияние содержания SiO2 на изотопно-кислородное фракци онирование в расплавах было прослежено на примере двух серий (1400С, 70 часов и 1450С, 63 часа). Для обеих серий величина 103Ln(M-В) закономерно возрастает с увеличением содержания SiO2, достигая величин, близких к 1‰ при обогащении кремнезе мом модифицированного расплава на 20 вес. %.

Влияние Fe2O3, TiO2 и Al2O3 было рассмотрено постановкой опыта по одновременному уравновешиванию 9 образцов распла вов разного состава при 1500С в воздушной среде. Добавление 5, 10 и 20 % Fe2O3к базовому составу Di-An эвтектики было про ведено для трех образцов. Возрастание общего содержания Fe2O в расплаве приводит к закономерному обогащению изотопом 18О, причем величина 18О возрастает практически линейно при изме нении содержания общего железа от 5 до 20 %. В отличие от желе за, добавление титана и алюминия приводит к нелинейному пове дению величин 18О в зависимости от содержания модифицирую щего окисла. Для расплавов с добавлением Ti вариации 18О находятся на пределе точности изотопного анализа, а для распла вов с добавлением Al максимум величины 18О выражен отчетли во. Эта нелинейность определяется уменьшением величины 18О в расплавах с максимальной добавкой Ti (28.4%) и Al (29.3 %).

Составы этих образцов нехарактерны для природных расплавов, тем не менее, причина нелинейного поведения величины 18О в области высоких содержаний Ti и Al, представляет интерес. В области умеренных концентраций Fe2O3, TiO2 и Al2O3 наблюдается прямая зависимость между содержаниями этих окислов и величи нами 18О.

На основе полученных экспериментальных данных рассмо трены методы экстраполяции химического состава расплавов для оценки коэффициентов фракционирования изотопов кислорода при Т1400 oC в области широких вариаций содержания породоо бразующих окислов. Экстраполяция с использованием индекса I18O показывает, что с возрастанием кремнекислотности экспери ментальные величины нелинейно отклоняются от значений, пред сказываемых расчетом. В первом приближении, данные варианты экстраполяции дают представление о порядке величины 103Ln, но реальные экспериментальные величины превышают расчетные оценки примерно на 0.3 ‰ в области основных и на 0.5-0.6 ‰ в области кислых составов. Практически для всех экспериментов наблюдается значительное отклонение от значений, получаемых экстраполяцией с использованием I18O-индекса в сторону более высоких величин 103Ln(M – B). Наиболее ярко отклонение от расчета демонстрируют расплавы, содержащие железо, коэффици енты фракционирования для этих расплавов имеют противопо ложную тенденцию в поведении относительно расчетных величин.

Аналогичная картина наблюдается при экстраполяции мето дом аппроксимации расплава нормативным минеральным соста вом. Как и в случае экстраполяции состава расплава с помощью индекса I18O, метод расчета по нормативному составу дает более низкие величины 103Ln(M – B), чем полученные в эксперименте.

При этом возрастание железистости расплава приводит к более отчетливой обратной корреляции экспериментальных данных с расчетом. При экстраполяции с использованием индекса Гарлика, также наблюдается завышение экспериментальных данных по отношению к расчету: систематическое отклонение всех получен ных величин 103Ln(M – B) составляет 0.3 ‰. При этом сохраня ется обратное соотношение расчетных и экспериментальных дан ных для расплавов с варьирующим содержанием железа.

Эффективным параметром в описании поведения коэффи циентов фракционирования изотопов кислорода, оказалось отно шение NBO/T (число несвязанных атомов кислорода, отнесенное к числу атомов с тетраэдрической координацией). В отличие от предыдущих способов экстраполяции, изменение параметра (NBO/Т(M) – NBO/T(B)).106T-2 согласуется с поведением величи ны 18О в железистых расплавах и линейно описывает поведение 18О в расплавах с переменным содержанием SiO2. Показано, что коэффициенты фракционирования изотопов кислорода в системе «расплав-расплав» весьма чувствительны к отношению NBO/T.

Нами получена отрицательная корреляция величин 18О с отноше нием NBO/Т: чем меньше это отношение (чем выше степень поли меризации расплава) - тем больше способность расплава к концен трированию изотопа 18О.

Для описания экспериментальных данных предложено эмпирическое уравнение, которое учитывает одновременные вари ации содержаний четырех структурообразующих компонентов – SiO2, TiO2, Al2O3 и общего Fe2O3. Поскольку нами была установле на чувствительность отношения NBO/T к процессу изотопно-кис лородного фракционирования в расплавах, мы предполагаем, что можно модифицировать индекс Гарлика таким образом, чтобы в числителе учитывался весь кислород, связанный с Т-катионами:

Im = (CSi+aCAl + bCTi + cCFe(III))/Ci, где константы a, b, c - эмпирические коэффициенты (0.75, 0.70 и 1.75 соответственно). Из уравнения следует, что коэффициент изо топного фракционирования кислорода между расплавами разного состава менее чувствителен к изменению содержания TiO2 и Al2O по сравнению с изменением содержания SiO2. Изменение содер жания Fe(III), напротив, оказывает сильное влияние по сравнению с изменением содержания SiO2. Величины индексов будет уточ няться в дальнейших работах, однако на данный момент можно заключить, что степень полимеризации является важнейшим фак тором, влияющим на процессы изотопно-кислородного фракцио нирования в расплавах.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.