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 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 8 |

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

-- [ Страница 4 ] --

ГЕНЕЗИС ПЛАСТОВЫХ ВОД НАДСОЛЕВОГО ГИДРОГЕ ОЛОГИЧЕСКОГО МЕГАКОМПЛЕКСА АСТРАХАНСКОГО СВОДА ПРИКАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ Н.Н. Зыкин Всероссийский научно-исследовательский институт природных газов и газовых технологий (ООО «Газпром ВНИИГАЗ»), (nznz@yandex.ru) В разрезе отложений Астраханского свода, входящего в Астраханско-Актюбинскую систему сводовых поднятий Прикаспийской впадины, выделяется два гидрогеологических мегакомплекса – надсолевой и подсолевой. Разделом комплексов является толща соленосных пород раннепермского возраста мощ ностью от 0 до 4 км, которая играет роль регионального флюидо упора и определяет гидрогеологические особенности отложений и их нефтегазоносность. Воды подсолевого комплекса изучались ранее в связи с исследованием водонапорной системы разрабаты ваемой башкирской залежи (C2b) Астраханского газоконденсатно го месторождения (АГКМ), приуроченной к центральной части Астраханского свода (Аксарайский вал). В результате проведён ных исследований (Зыкин и др., 2007, 2012) было установлено, что подошвенные воды в продуктивной толще и законтурные воды башкирской залежи характеризуются значительным положитель ным (до +12 ‰) кислородным сдвигом и отвечают метаморфизо ванным талассогенным и возрождённым (формационным) водам.

Так же установлено, что внутризалежные и конденсационные воды башкирской залежи характеризуются уникальным изотоп ным составом водорода. Наблюдаемые здесь значения величин D(H2O) составляют диапазон от +20 до +300 ‰ (в единичных слу чаях до 400 ‰, SMOW), т.е. по содержанию дейтерия значительно превышают величины D всех известных сегодня природных вод.

В целом, изотопный состав конденсационных вод, попутно выно симых с продукцией башкирской залежи, характеризуется линей ной зависимостью D = 220 - 2218O, ‰ (SMOW). По мнению авторов, при обратной корреляции D и 18O формирование вод с аномально тяжёлым по водороду изотопным составом является результатом изотопного обмена конденсационных вод с H2S, CO2 и меркаптанами, содержание которых может составлять более 50 % мольн. флюида газоконденсатной залежи. Изотопный состав кис лорода и водорода вод пермского горизонта в разрезе исследован ного района отвечает эвапоритовому бассейну с высокой степенью выпаривания морских вод. Согласно полученным данным, воды подсолевого гидрогеологического комплекса изученной площади Прикаспийской впадины характеризуется элизионным режимом с весьма затруднённым (до полного отсутствия) водообменом.

Изучение напорных вод надсолевого комплекса (отложе ния P2-Q, общей мощностью до 4 км) представляло интерес в плане установления гидрогеологической изолированности различ ных водоносных горизонтов разреза и оценки перспектив обнару жения крупных залежей газа в отложениях надсолевого комплекса.

С целью установления генезиса этих вод был изучен изотопный состав кислорода и водорода вод юрского, мелового, палеогеново го и неоген-четвертичного гидрогеологических горизонтов, атмос ферных осадков, а также поверхностных метеогенных вод района (постоянных и временных водотоков, озёр, сезонных заводей, искусственных водоёмов). Пластовые воды отбирались из наблю дательных (глубины перфорации от 20 до 1450 м) и гидрорежим ных (гл. 50 м) скважин. Исследование изотопного состава вод проводилось на лазерном анализаторе LGR DLT-100 с использова нием стандартов V-SMOW и SLAP. Ошибка измерений не превы шала ± 0.2‰ для 18O, ± 1‰ для D.

Согласно полученным данным (рисунок 1), как артезианские воды покровных отложений (p, N-Q), так и пластовые напорные воды глубоких горизонтов надсолевого комплекса (J2k, K1a, K1al, p) по изотопному составу аналогичны метеогенным водам района, что говорит об их современном инфильтрационном происхожде нии, изолированности вод данных горизонтов от вод подсолевого комплекса и активном гидродинамическом режиме вмещающих отложений надсолевого комплекса. Изотопный состав сезонных поверхностных метеогенных вод района формируется преимуще ственно за счёт зимних атмосферных осадков и при значительно проявленных испарительных процессах в координатах «D-18O»

составляет локальную «линию испарения», характеризуемую зависимостью D = 3,318O - 50, ‰ (SMOW).

Литература Зыкин Н.Н., Поляков В.А., Бобков А.Ф. Геохимические особенности вод на Астраханском газоконденсатном месторождении. // М.: ГЕОХИ РАН, XVIII Симпозиум по геохимии изотопов имени А.П. Виноградова. 2007 г., с. 102-103.

Зыкин Н.Н., Горбачёва О.А. Изотопно-геохимический метод диагно стики источников межколонных давлений в скважинах Астраханского ГКМ. // Газовая промышленность. № 5, 2012, с. 68-72.

ИЗОТОПНЫЙСОСТАВ КИСЛОРОДА И ВОДОРОДА ВОД БЕЛОГО МОРЯ И ВОД ПИТАЮЩИХ ЕГО ИСТОЧНИКОВ Н.Н. Зыкин1, Л.Е. Рейхард 1Всероссийский научно-исследовательский институт природных газов и газовых технологий (ООО «Газпром ВНИИГАЗ») (nznz@yandex.ru), 2Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН (ИО РАН) (Lyuda@io.ru) С целью выявления гидрологических условий Белого моря изучен изотопный состав водорода и кислорода поверхностных и глубоких вод бассейна, изотопный состав вод питающих его круп ных рек, а также атмосферных осадков и грунтовых вод Холмогорского района. Опробование проводилось в экспедиции ИО РАН и рейсе НИС «Эколог» в 2012 г. Поверхностные воды и воды по высоте толщи моря отбирались на комплексных общесу довых океанографических станциях установкой из 2 батометров системы «Niskin». С целью выявления условий формирования донных отложений Белого моря на трёх станциях изучен изотоп ный состав придонных вод и поровых вод верхней части донных отложений. Отбор проб воды донных отложений проводился из интервалов с проявленной вертикальной зональностью в литоло гическом составе осадков, по зонам развития аэробных и анаэроб ных процессов, а также по зональному распределению в иловых водах ряда химических элементов (О, Н и S). Отбор придонных вод и проб осадков производился гравитационной грунтовой труб кой (ГГТ) Неймисто. Вода из осадков извлекалась центрифугиро ванием образцов. Всего с поверхности и по высоте водной толщи моря, из донных отложений и метеогенных вод района было ото брано 75 проб воды. Изотопный состав вод исследование на лазер ном анализаторе LGR DLT-100. Измерения проводились с исполь зованием стандартов V-SMOW и SLAP. Ошибка измерений не превышала ± 0.2‰ для 18O, ± 1‰ для D.

Проведённые исследования показали, что изотопный состав кислорода и водорода изученных вод характеризуется большим разбросом значений D и 18O, обусловленного климатическими и гидрографическими условиями района. Диапазон полученных характеристик для вод района в целом составил -2.4 -13.2 ‰ для 18O и -19 -103 ‰ – для D. Установлено, что наиболее изотопно лёгкими являются воды р. Кемь, наиболее тяжёлыми – воды открытой акватории и поровые воды донных отложений.

Метеогенные (грунтовые) воды и атмосферные осадки района составляют локальную линию атмосферных осадков, близкой к зависимости D = 8·18О.

Рассмотрение характера изменения изотопного состава кис лорода и водорода воды по глубине толщи Белого моря показало (рисунок 1), что общей закономерностью для всех изученных раз резов является обогащение вод тяжёлыми изотопами от поверх ностных вод моря к его глубоким горизонтам, что указывает на достаточно выраженную стратификацию вод моря. В верхних горизонтах геохимического профиля станций 4, 5, 9 и 10 на фоне указанной общей закономерности установлено частное отклоне ние, выражающееся в развитии маломощного водного слоя, обо гащённого кислородом-18 и дейтерием относительно вод нижеза легающих горизонтов водной толщи бассейна. Отмеченный эффект может отражать как наличие в данных разрезах контраст ного по составу течения, так и являться следствием обеднения поверхностных вод лёгкими изотопами в результате их интенсив ного испарения.

Изучение поровых вод осадков показало, что в изотопном составе поровых вод донных отложений наблюдаются заметные вариации, отмечаемые даже в слоях незначительной мощности.

Данное явление связывается с составом отложений и диагенетиче скими преобразованиями осадков (газовым режимом отложений, зонами развития аэробных и анаэробных процессов, преобразова нием органического вещества и аутигенным минерало образованием).

ИСТОЧНИК ФЛЮИДОВ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ ЗОЛОТОРУДНОГО ПРОЯВЛЕНИЯ СИНИЛЬГА (ПРИПОЛЯРНЫЙУРАЛ) ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ ГАЗОЖИДКИХ ВКЛЮЧЕНИЙ Н.Н. Зыкин1, Н.В. Сокерина 1Всероссийский научно-исследовательский институт природных газов и газовых технологий (ООО «Газпром ВНИИГАЗ») (nznz@yandex.ru), 2Институт геологии Коми НЦ УрО РАН (sokerina@geo.komisc.ru) Золоторудное проявление Синильга расположено в централь ной части Приполярного Урала и приурочено к экзоконтакту Народинского гранитного массива. Рудные образования представ лены секущими вмещающие породы кварцевыми жилами несколь ких генераций. С целью выявления генезиса золотого оруденения проведены термобарогеохимические исследования флюидных включений кварца золоторудных и безрудных кварцевых жил. По данным газовой хроматографии, рамановской спектроскопии, микротермометрических и микроскопических исследований (Сокерина и др., 2013) установлено, что газовый состав флюидных включений в кварце золоторудных жил характеризуется повышен ным содержанием углекислого газа, отмечаемого в том числе и в жидкой фазе. Для выявления источника углекислого газа и воды гидротермальных растворов был изучен изотопный состав углеро да и кислорода углекислого газа из включений золоторудного кварца и изотопный состав водорода водных флюидов из включе ний как золоторудного, так и незолоторудного кварца.

Вскрытие включений проводилось термическим методом, нагревом образцов до t = 400-450°C в кварцевом реакторе с одно временным сбором жидкостей и газов в вакууммированный сосуд, охлаждаемый жидким азотом. Перед вскрытием включений наве ски прогревалась в течение часа при 60°C при постоянном вакуум мировании образца. Разделение выделенных из образца жидко стей и газов и очистка углекислого газа от примесей проводились последовательным вымораживанием фаз на криогенных жидко стях. Изотопные исследования выполнялись на масс-спектрометре МИ-1201М в лаборатории изотопных и ядерно-физических мето дов ВСЕГИНГЕО (МПР). Ошибка измерений не превышала ± 0. ‰ для кислорода, ± 2 ‰ для водорода и ± 0.1 ‰ – для углерода.

Результаты исследований приведены в таблице.

Таблица Результаты изотопных масс-спектрометрических исследований водной и газовой фаз флюидных включений кварца проявления Синильга № Изотопный состав (‰) Тип кварца пробы 13С(СО2) 18О(СО2) 18О(СО2) D(H2O), ‰ золото 1 0611 -3.1 +11.9 -18.6 - рудный золото 2 0609 -3.1 +12.3 -18.2 - рудный золото 3 0613 -4.5 +9.7 -20.8 - рудный золото 4 0607 -4.7 +9.5 -21.0 - рудный незолото 5 0612 нет СО2 - рудный незолото 6 0604 нет СО2 - рудный незолото 7 0602 нет СО2 - рудный примечание: – относительно V– SMOW, – относительно PDB Согласно полученным данным, изотопный состав углерода углекислого газа из включений золоторудного кварца не соответ ствует значениям 13C, принимаемым большинством исследовате лей для углерода мантийной углекислоты (13C = -7 ‰). Полученные для углерода CO2 изотопные характеристики могут указывать на коровый источник углерода. Углекислота с полученными для угле рода значениями 13C и установленными температурами формиро вания флюидных включений в кварце могла сформироваться при термической диссоциации как имеющихся в разрезе карбонатных отложений (мраморы и мраморированные известняки пуйвинской свиты), так и карбонатов, наблюдаемых в составе терригенных пород разреза в виде цемента. Обогащение углекислого газа вклю чений углеродом-12 относительно углерода «нормальных» мор ских известняков объясняется изотопным обменом в системе CO - HCO32-, а также контаминацией и изотопным обменом углерода образующегося CO2 с имеющим заведомо органическое проис хождение изотопно-лёгким органогенным углеродом рассеянного графитоидного вещества и углистых сланцев, широко развитых во вмещающих толщах.

На коровый источник углекислоты во флюидных включениях указывают и данные по изотопному составу кислорода углекисло го газа включений. Величины 18О(СО2) включений золоторудного кварца характеризуются диапазоном +9.5 +12.3 ‰ (SMOW), т.е.

значительно обогащены кислородом-18 относительно значений 18О, принимаемых большинством исследователей для «мантийно го» кислорода (+6 +7 ‰, SMOW). По данным В.Г. Оловянишникова (Оловянишников В.Г. и др., 1993), изотопный состав кислорода вмещающих мраморизованных известняков пуйвинской свиты характеризуется диапазоном величин 18О = +11.8+13.1 ‰ (SMOW). Таким образом, изотопный состав кислорода полученно го из включений золоторудного кварца CO2 соответствует изотоп ному составу кислорода вмещающих карбонатов и полученные для CO2 геохимические характеристики не противоречат представ лениям об образовании углекислоты в результате термического разложения вмещающих карбонатов при участии в данном про цессе изотопно-лёгкой (по кислороду) воды.

Согласно полученным данным по изотопному составу водо рода воды флюидных включений (таблица), с определённостью можно говорить и об источнике воды минералообразующих рас творов.

Содержания дейтерия в водных флюидах из включений как золоторудного, так и незолоторудного кварца, с очевидностью ука зывают, что источником воды при образовании кварцевых жил всех генераций являлась метеогенная вода. При этом, источником воды при формировании незолоторудного кварца, по всей видимо сти, являлась морская вода, а в при формировании кварцевых жил с золоторудной минерализацией – метеогенная вода инфильтраци онного происхождения. Другим источником воды гидротермаль ных процессов при становлении кварцевых жил проявления Синильга можно рассматривать «метаморфическую» воду, т.е.

воду, формировавшуюся в результате дегидратации OH- - содержа щих минеральных образований разреза в результате контактового метаморфизма.

Проведённые исследования позволяют заключить, что фор мирование золоторудной минерализации на рудопроявлении Синильга происходило при активном участии углекислотного флюида. Источником CO2, очевидно, являлась углекислота, обра зовавшаяся при контактовом метаморфизме при термическом раз ложении вмещающих карбонатов при активном участии воды.

Источником водных флюидов являлась инфильтрационная вода метеогенного происхождения, либо вода дегидратации OH- содержащих терригенных образований разреза, выделявшаяся в период внедрения гранитов Народинского массива.

Литература Сокерина Н.В., Шанина С.Н., Зыкин Н.Н., Исаенко С.И., Пискунова Н.Н. Условия формирование золоторудной минерализации на проявлении Синильга, Приполярный Урал (по данным изучения флюидных включений) // ЗРМО, в печати.

Оловянишников В.Г., Штейнер В.Л. // Доклады Академии Наук, 1993 г., т. 329, № 3, с. 347-351.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА, УГЛЕРОДА И СЕРЫ МЕТЕОРИТА «ЧЕЛЯБИНСК»

А.В. Игнатьев, Т.А. Веливецкая, С.И. Кияшко, В.И. Гроховский ДВГИ ДВО РАН(ignatev@fegi.ru);

Физико-технологический институт УрФУ им. Б.Н. Ельцина Падение метеорита зафиксировано в Челябинской области 15 февраля 2013г. Изотопный состав кислорода, углерода и серы был определен в светло-сером фрагменте метеорита. Изотопный анализ кислорода выполнен лазерным методом фторирования.

Валовые пробы весом 0.9–1.5 мг загружали в реактор одновремен но с международными стандартами кварц NBS-28 и гранат UWG-2. Инфракрасный лазер (MIR-10-30) использован для нагре ва проб в атмосфере паров BrF5. Очистка кислорода произведена на криогенных и KBr ловушках, и дополнительно, на капиллярной хроматографической колонке MOLSIV. Изотопный состав кисло рода измерен на масс-спектрометре MAT 253 в режиме постоянно го потока гелия. Воспроизводимость результатов по стандартам (1) составляла 0.07‰ для 18O и 0.06‰ для 17O. Изотопный анализ углерода выполнен по общепринятой методике с использо ванием элементного анализатора Flash EA_1112. Вес проб 4.86– 20.48 мг. Измерения проведены на масс-спектрометре MAT 253.

Воспроизводимость 13C на стандартных образцах (1) 0.05‰.

Для локального изотопного анализа серы, из фрагмента метеорита была выпилена и отполирована пластинка толщиной 3 мм.

Локальный анализ выполнен методом лазерной абляции по ориги нальной методике, разработанной в ДВГИ ДВО РАН. Пластинка метеорита и пробы международных стандартов IAEA-S-1, IAEA-S-2, IAEA-S-3 были помещены в камеру, продуваемую гелием. Инфракрасный лазер ультракоротких импульсов Integra_C использован для абляции вещества, диаметр кратера от лазерного пучка составлял 80–100 мкм. Частицы вещества переносились потоком гелия из камеры в окислительный реактор для получения SO2. После криогенного разделения продуктов сжигания, очищен ный SO2 в потоке гелия поступал в источник ионов масс спектрометра MAT 253. Воспроизводимость результатов 34S по стандартам (1) составляла 0.10‰.

По результатам изотопных исследований были получены сле дующие данные. Среднее значение 17O и 18O для метеорита “Челябинск” равны 3.81±0.07‰ и 4.95± 0.09‰, соответственно.

Отклонение от линии масс-зависимого фракционирования земных образцов 17O составило 1.24 ±0.04‰. Значения 17О и 18О лежат в пределах области, характерной для метеоритов группы LL (Clayton, 1976). Этот результат согласуется с данными классифи кации по петрологическим, минералогическим и химическим анализам (Коротеев, 2013). Среднее значение 13СVPDB по шести валовым пробам равно –23.4‰, среднее содержание углерода в метеорите “Челябинск” равно 0.10±0.02 мас.%. Эти значения так же лежат в области, характерной для хондритов клана H–L–LL. По данным локального анализа 34S в 17 включениях троилита, значе ния 34SVCDT лежат в диапазоне 0.07–0.56‰. Вариации 34S, воз можно, вызваны процессами метаморфизма родительского тела и/ или процессами при ударных преобразованиях метеорита. Однако для более глубоких выводов необходимо дальнейшее исследова ние изотопного состава метеорита “Челябинск”.

Литература Коротеев В.А., Берзин С.В., Ерохин Ю.В. и др. (2013) //ДАН. Т 451.

№ 4. С. 446-450.

Clayton R.N., Onuma N., Mayeda T.K. (1976) // Earth and Planet. Sci. Lett, V. 30. P. 10–18.

ЛОКАЛЬНЫЙ МЕТОД С ЛАЗЕРНОЙ АБЛЯЦИЕЙ ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ 34S И 33S В ФОРМЕ SF А.В. Игнатьев, Т.А. Веливецкая ДВГИ ДВО РАН (ignatiev@fegi.ru) В последние десятилетия значительные успехи в области гео химии стабильных изотопов достигнуты в результате разработки и применения систем, основанных на in-situ лазерных методов экс тракции вещества образцов. Современные лазерные методы позво ляют определять изотопное отношение с пространственным раз решением до 100 мкм (Crowe, Vaughan, 1996). Все локальные лазерные системы подготовки сульфидов для анализа соотноше ний стабильных изотопов серы в виде газов SO2 или SF6 включают высоковакуумную камеру и вакуумные линии криогенной очист ки. В камере в атмосфере окислителей О2 или BrF5, F2 с помощью лазера проводят реакцию с образованием SO2 или SF6. Измерение соотношений стабильных изотопов серы проводят на прецизион ных изотопных масс спектрометрах с двойной системой напуска (Fallick et al. 2012, Hu et al. 2003).

Предложенная нами система (Рис. 1) принципиально отлича ется от ранее используемых лазерных систем. Мы использовали метод абляции, а не локальный нагрев исследуемой пробы для проведения реакций получения SF6. Для локального анализа изо топного состава серы мы применили короткоимпульсный (4 нс) ультрафиолетовый лазер UP-213 (New Wave Research, USA).

Реакция получения SF6 проводилась не в камере, а в кварцевом реакторе. При абляции, удаляемый материал с поверхности образ ца, формирует кластеры нанометровых размеров, распыляемых в гелий. В потоке гелия наночастицы из камеры поступают в реак тор. Реактор изготовлен из никелевой трубки с наружным диаме тром 1/6 дюйма, длиной 30 см, внутренний диаметр 1/8 дюйма. На вход реактора подаются пары BrF5 в потоке гелия. Реакция образо вания SF6 проводится при температуре 3500 С. После реактора расположена криогенная ловушка Л1 для вымораживания BrF5, BrF3 и Br2. Последовательно к ловушке подключен шестипорто вый вентиль, на котором установлена терморегулируемая ловушка Л2 для криогенной очистки SF6. Окончательная очистка гексафто рида серы проводится на хроматографической капиллярной колон ке ХК (Q-PLOT OD 0.32 длиной 25 метров) при температуре 70 0С и потоке гелия 3 см3/мин. Через открытый делитель потока, выпол ненный на микровентиле V3, SF6 вымораживается на ловушке Л при температуре жидкого азота. После конденсации SF6 на ловуш ке, микровентиль закрывается, и гелий откачиваются на высокий вакуум. Ловушка размораживается, и высвободившийся гексафто рид серы поступает в источник ионов масс спектрометра МАТ 253.

Рис.1 Схема лазерной абляции и выделения SF6 из сульфидов в непрерывном потоке гелия и измерения 34S и 33S в высоковакуумных условиях.

Измерение ионных токов на массах 127 (32SF5+) 128 (33SF5+) и 129 (34SF5+) производится в трехлучевом режиме на электрометриче ских усилителях с входными сопротивлениями 3х108, 3х1010 и 1х1010 Ом. Сигнал после электрометрических усилителей оцифро вывается и выдается в виде площади пика ионного тока под управ лением программы Isodat Acquisition. Расчет значения 34S и 33S относительно VCDT (Vienna Canyon Diablo Troilite) так же прово дятся в программе Isodat Acquisition.

Полученные предварительные результаты анализа изотопно го состава серы международных стандартов нашим методом фто рирования при лазерной абляции показали совпадение измерен ных и рекомендованных значений 34S и 33S и демонстрируют точность нашего метода 34S ± 0.15 ‰ и 33S ± 0.2 ‰. Эти резуль таты продемонстрированы на Рис. 2.

Рис. 2. Линия масс зависимого фракционирования трех изотопов серы.

Линия масс зависимого фракционирования трех изотопов серы полученная по международным стандартам сульфидов и на природных образцах методом фторирования при лазерной абля ции (Рис. 2.) Рассчитанный коэффициент наклона линии – 0. согласуется с общепринятым значением для изотопов серы 0.515.

Точность определения 33S ± 0.1‰ (1) Работа выполнена при поддержке ОНЗ РАН, ДВО РАН, грант № 12-I-0-ОНЗ- Литература Crowe D.E., Vaughan R.G. (1996)//American Mineralogist, V. 81, P.

187-193.

Fallick A. E., Boyce A. J, McConville P. (2012)//Isotopes in Environ. and Health Studies, V. 48.P. 144–165.

Hu G.X., Rumble D., Wang P.L.(2003)// Geochimica Et Cosmochimica Acta, V. 67.P. 3101–3118.

ИЗОТОПНЫЕ 18O И D ХАРАКТЕРИСТИКИ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫХ ПОРОД ЮГО-ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ И.А. Избродин, Г.С. Рипп, А.Г. Дорошкевич, В.Ф.Посохов Геологический институту СО РАН ( ripp@gin.bscnet.ru) Известные данные по изотопному составу кислорода в мине ралах метаморфических пород имеют в основном положительные значения 18O, а состав водорода из гидроксильной группы харак теризуется обычно интервалом величин D от -20 до -65 ‰. В по следние годы были установлены метаморфические породы с ано мально низкими значениями 18O и D (Chen et. al., 2011;

Крылов и др., 2011). Появление таких значений объясняется воздействием метеорных вод совместно с гидротермальными растворами на до метаморфический протолит.

Для подтверждения полученных ранее нами данных о лег ком составе кислорода (Izbrodin, Ripp, 2005) в двух проявле ниях высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья, были проведены специальные изотопные исследования образ цов из кварц-мусковит-силлиманитовых сланцев и вмещающих их биотит-амфиболовых гнейсов Кяхтинского месторождения, кварц-мусковит-кианитовых, кварц-мусковит-андалузитовых, му сковит-кианитовых сланцев Ичетуйского, Лево-Чемуртаевского, Номогонского и Хоронхойского проявлений. Пробы проанализи рованыдены в лабораториях ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток) и в ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) на масс-спектрометрах Finnigan MAT 252 и 253. Проведенное изучение подтвердило деплетированность тяжелым кислородом метаморфических минералов и деплетиро ванность дейтерием (-188.9….. -208.7 ‰ D) гидроксильной груп пы в слюдах. При этом в минералах регрессивной стадии кислород по составу близок к составам прогрессивной стадии (см. табли цу). Порядок распределения изотопного состава (18O) в сосуще ствующих минералах Кяхтинского силлиманитового месторожде ния имеет следующий вид (‰): (рутил (-7.63) титано-гематит (-7.2) лазулит II (-4.6) мусковит (-3.57) силлиманит (-2.68) кварц (-0.75). Расчет температур по изотопно-кислородным термометрам для Кяхтинского месторождения и Ичетуйского про явления составил: 713 - 805 оС и 598.5-706 оС (по минеральным термометрам 640-690 и 570-660 оС), для Хоронхойского проявле ния 408 оС. Для Лево-Чемуртаевского и Номогонского проявлений зафиксирована изотопная неравновесность в минеральных ассо циациях.

Расчетная величина 18O воды в парах минерал-вода для сил лиманитовых сланцев Кяхтинского месторождения варьирует от -1.98 до -15.15‰, для гнейсов – 15.78‰, кианитовых сланцев Иче туйского от -7.4 до -21.2‰, а Хоронхойского проявления -9.04‰.

Таким образом, наиболее приемлемый вариант предполагает участие метеорных вод непосредственно в процессе метаморфиз ма пород.

Таблица.

Изотопный состав кислорода и водорода минералов из метаморфических пород Юго-Западного Забайкалья 18О ‰.

№ обр. Порода Минерал D‰ (SMOW) Кяхтинское месторождение (50о2211.4 N, 106о1909.6 E) Кя/06-1 -0.4;

-1. Кварц Кя-1-1 -1. Кя-1-2 -5.16*;

-4.03* Лазулит Кя/06-2 -1. Кварц Кя-2003б-2 -3. силлиманитовый Мусковит Кя-2003-5 -3.0 -208. сланец Кя-1-3 Рутил -7.7;

-7. Кя-1-4 -2.36;

-2. Силлиманит Кя-2003б-4 -3. Кя-15/02 Титано-гематит -7. Пегматит гранит Кя-23 Биотит -3.2 -188. ный Кя-235-1 Кварц -12. Кя-235-2 Магнетит -5. Биотит амфиболовый гнейс Апатит Кя-235-3 -4. Кя -235-4 Биотит -3.2 -200. Ичетуйское проявление (50°03445.1 N, 105°02714.4 E) Ич-2-1 Гематит -12* Ич-ж-1 Диаспор -7.73* Ич-1-1 -5.6* Кварц Ич-17 -5.1;

-6. Ич-2-2 Кианит -8. Кварц-мусковит кианитовый сланец Ич-2-3 -5.7* Лазулит Ич-ж-3 -7.94* -139. Ич-ж-4 Мусковит -7.05 -130. Ич-2-4 Рутил -14.4;

-14. Ич-1-3 Флоренсит -6.3* -170. Лево-Чемуртаевское проявление (50 03024.8 N, 105 02447.9 E) о о Л-Ч -244Д-1 Лазулит -12. Л-Ч -244-1 Кианит -12.4;

-11. Кварц-кианитовый Л-Ч -244-3 -10.78;

-8. сланец Кварц Л-Ч -244-3 -8.1* Л-Ч-245 Мусковит -10.1 -174. Хоронхойское проявление (50°30’30.0”N, 106° 1’01.00 Е) Хор-237-1 Кварц -9.8;

-5. Хор-237-2 -5.8;

-9.6;

Кианит Кварц-кианитовый Хор-240а-3 -10. сланец Хор 237-3 -8.9 -152. Мусковит Хор 237-4 -8. Номогонское проявление (50°45’11.16 N, 106°01’12.00 Е) Нм-363-1 Кварц -6. Кварц-мусковит Нм -363-1 Кианит -7. кианитовый сланец Нм -363-1 Мусковит -7. Примечание. * Минералы регрессивного этапа Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант 12-05-31001, № 11-05-00324, ОНЗ РАН №10.3).

Литература Крылов Д. П., Сальникова Е. Б., Федосеенко А. М., и др. (2011)// Петрология. №1. С. 80-88.

Chen R-X., Zheng Y-F., Gong B. (2011)// Chem. Geol. V. 281. P. 103–124.

Izbrodin I.A., Ripp G.S.(2005) // Abstracts Goldschmidt Conference.

A11.

ПРИМЕНЕНИЕ ИЗОТОПНО-МОЛЕКУЛЯРНОГО ПОДХОДА ДЛЯ РЕШЕНИЯ ПРОБЛЕМ НЕФТЕНОСНОСТИ ТАТАРСТАНА А.И. Камалеева, Л.А. Кодина, Э.М. Галимов ГЕОХИ РАН (adelya-kamaleeva@yandex.ru) Проблема выявления источников нефти с каждым годом при обретает все большую актуальность, особенно в период истоще ния основных нефтяных запасов на территориях с многолетней историей нефтепоисковых работ, таких как Татарстан. Эта про блема приобрела здесь особую остроту в связи с тем, что, по мне нию ряда геологов, существует «подпитка» нефтяных месторож дений осадочного чехла углеводородами, поступающими «по скрытым трещинам и разломам из глубин Земли» (Муслимов, 2007).

Нами был применен изотопно-молекулярный метод диагно стики источника нафтидов (Галимов и др., 1985;

Galimov, 2006) на территории Татарстана для сопоставления возможных генетиче ских связей разных форм органического углерода осадочного чехла (ОЧ), пород кристаллического фундамента (КФ) и коры выветривания (КВ).

С этой целью из указанного комплекса пород были экстраги рованы битумоиды и изучено распределение изотопных отноше ний углерода между отдельными фракциями. Характер распреде ления изотопов в ряду фракций возрастающей полярности позво ляет согласно теории биологического фракционирования изотопов распознать источник органического веществ и реконструировать особенности химической структуры и ее преобразования в недрах (Galimov, 1985). Аналогичные фракции были выделены из нефтей.

Сопоставление фракций нефтей и битумоидов пород позволяет судить о наличии или отсутствии генетической связи между ними.

Образцы керна для исследования органического вещества, указанных выше комплексов пород, отобраны из ряда параметри ческих и эксплуатационных скважин, пробуренных в пределах центральной части и северо-восточного борта Мелекесской впади ны (МВ) и центральной части Северо-Татарского свода (СТС).

Образцы пород отобраны из интервала глубин 15402400 м.

Образцы нефтей отобраны из пяти продуктивных комплексов семи месторождений, расположенных в пределах МВ и СТС, а также на западном и южном склонах Южно-Татарского свода.

Исследованы также нефти из, так называемых, «аномальных»

скважин Ромашкинского месторождения, в отношении которых на основании геолого-промысловых данных по пяти признакам «ано мальности», были высказаны суждения о возможном питании их подтоком глубинных углеводородов (Каюкова и др., 2009).

Изотопный анализ проводился на масс-спектрометре Finnigan Delta plus в сочетании с элементным анализатором Flash EA в системе on-line. Точность измерения изотопных величин, вклю чая пробоподготовку, ± 0.3 ‰ PDB. Хроматографический анализ углеводородов проводился на газово-жидкостном хроматографе Clarus-500. Пробы пород исследовались методом аналитического пиролиза на приборе Rock-Eval-6.

Исследованные нефти обнаруживают распространенный тип распределения изотопов углерода по фракциям: сапропелевое органическое вещество с небольшим включением примеси гуму сового и аквагумусового типов органического вещества. Такое заключение вытекает из характера изотопно-фракционной кривой со смещением изотопного состава асфальтенов в сторону несколь ко большего содержания тяжелого изотопа углерода (Рисунок).

Существенно, что, так называемые, «аномальные» нефти совершенно совпадают по изотопно-фракционной характеристике с другими нефтями. Поэтому нет оснований предполагать для них какой-то иной, например, глубинный, источник углеводородов.

Отмечаемые в качестве аномальных их нефтепромысловые харак теристики, очевидно, связаны с гидродинамическими особенно стями и историей эксплуатации залежей.

Рисунок. Изотопно-фракционные кривые исследованных объектов.

Фракции: А-асфальтеновая, БМ-бензол-метанольная, Б-бензольная, ГБ-гексан-бензольная, Г-гексановая.

Битумоиды, экстрагированные из органического вещества ОЧ, за некоторым исключением, относятся к тому же генетическо му типу, что и исследованные нефти. Изотопный состав углерода битумоидов близок к изотопному составу керогена, что характер но для сапропелевого типа органического вещества.

Нефтегенерационными свойствами обладают доманикоидные отложения МВ. Однако невысокие значения температуры макси мального выхода продуктов пиролиза указывают на низкую сте пень зрелости органического вещества в породах, что также под тверждается низкими показателями отражательной способности витринита (ПК3-МК1) для доманикоидов в пределах региона (Хасанов и др., 2008). Низкая зрелость органического вещества доманикоидов ОЧ Татарстана не позволяет рассматривать эти породы в качестве нефтематеринских. В то же время сходство их изотопно-фракционных характеристик с таковыми для нефтей позволяет предполагать нефтематеринскую роль их более катаге нетически зрелых аналогов.

Битумоиды, извлеченные из пород КФ, несут следы термаль ного и гидротермального воздействия, отсутствующие в нефтях осадочной толщи (Камалеева и др., 2013). Поэтому битумоиды КФ могут являться продуктом термального изменения осадочных нафтидов, но не могут быть первичными по отношению к послед ним.

Вероятным процессом формирования супергигантских и крупных месторождений Татарстана, по нашему мнению, была миграция углеводородов из более погруженных и катагенетически зрелых доманикоидных отложений соседних регионов.

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ №13-05 00335а и НШ-5391.2012.5.

Литература Муслимов Р.Х. Нефтегазоносность Республики Татарстан. Геология и разработка нефтяных месторождений. К.: «Фэн», 2007. Том 1. 316 с.;

Галимов Э.М., Фрик М.Г.(1985) // Геохимия. №10. С. 1474-1484;

Galimov E.M. (2006) // Organic Geochemistry, V.37, P.1200-1260;

Galimov E.M. The Biological Fractionation of Isotopes. Academic Press, NY, Toronto, Orlando, 1985, 262 pp.;

Каюкова Г.П., Романов Г.В., Лукьянова Р.Г., Шарипова Н.С. Органиче ская геохимия осадочной толщи и фундамента территории Татарста на. М.: ГЕОС, 2009. 487 с.;

Хасанов Р.Р., Галеев А.А. (2008) // Ученые записки Казанского государ ственного университета. Серия: естественные науки. T. 150. №3.

С.152-161;

Камалеева А.И., Кодина Л.А., Власова Л.Н., Галимов Э.М. (2013) // Гео химия, №1. С.16-26.

ПЕРВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СТРОНЦИЯ КЕМБРИЙСКИХ КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ БАЙКАЛО-МУЙСКОЙ ЗОНЫ Н.А. Каныгина1, Е.Ф. Летникова Новосибирский государственный университет, Новосибирск (kanygina.nadia@gmail.com);

Институт геологии и минералогии СО РАН им. В.С. Соболева, Новосибирск Особый интерес при палеогеодинамических реконструкциях в пределах складчатых поясов вызывают микроконтиненты. В настоящий момент в пределах восточного сегмента Центрально Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) достаточно хорошо изучен ными микроконтинентами являются Тувино-Монгольский и Дзаб ханский. Объектом наших исследований послужили кембрийские осадочные породы чехла Северо-Муйской глыбы, являющейся одной из слабо изученных тектонических структур в пределах Байкало-Муйской зоны рассматриваемого складчатого пояса.

Основной целью стало изучение обстановок седиментогенеза и определение временного интервала накопления карбонатных отло жений янгудской свиты. Данная работа является составной частью комплексного исследования магматических, метаморфических и осадочных комплексов Северо-Муйской глыбы с целью рекон струкции этапов ее эволюции и решения вопроса о времени ее аккреции к Сибирской платформе. Решение последнего вопроса возможно на основе корреляции отложений чехла Северо-Муй ской глыбы и осадочных комплексов шельфа Сибирской платформы.

Кембрийский чехол Северо-Муйской глыбы представлен шельфовыми отложениями янгудской свиты, которая согласно залегает на песчаниках мамаканской толщи. В желтых доломитах в основании свиты отмечены наибольшие концентрации глинисто го и терригенного вещества. Выше по разрезу наблюдается моно тонная пачка тонкослоистых, местами брекчированных доломи тов, выделяются горизонты калькаренитов и кальцрудитов. В зна чительном количестве встречаются строматолитовые горизонты и пологоволнистые микробиальные маты, развитие последних огра ничивалось уровнем моря в мелководной зоне, о чем так же свиде тельствуют трещины усыхания. В верхней части разреза маркиру ющим горизонтом можно считать пачку строматолитов и перекры вающих их буро-красных мергелистых доломитов. Эта последова тельность была отмечена при полевых исследованиях как по ручью Адян-Келянский, так и по р. Каллу. В этой части разреза найдены единичные находки трилобитов. Следует отметить отсут ствие в разрезе этой свиты мощных терригенных прослоев, пиро кластического или вулканомиктового материала. Таким образом, можно сделать заключение о накоплении карбонатных отложений янгудской свиты в пределах открытого палеоокеана, что является необходимым условием при проведении хемостратиграфических исследований.

Проведенные петрографические и геохимические исследова ния пилотной коллекции позволили выявить карбонатные породы с наименее нарушенной изотопной системой и показали возмож ность их использования при хемостратиграфических исследовани ях. Породы янгудской свиты представлены в основном доломита ми (Mg/Ca 0.5), с редкими прослоями известковистых доломитов (0.3 Mg/Ca 0.5) и глинистых разностей. Содержания Fe и Mn в изученных образцах крайне низкое 70-300 г/т и 20-150 г/т соот ветственно, что говорит о малой степени изменения вторичными флюидами. Количество Sr так же невелико 50-200 г/т. Большая часть доломитов удовлетворяет критериям сохранности, использу емым при Sr-изотопных исследованиях доломитов: Mn/Sr 1.2, Fe/Sr 3.0 (Летникова и др., 2011).

Измерения содержаний рубидия и стронция проводились на масс-спектрометре МИ 1201АТ (ИГМ СО РАН, Новосибирск).

Изотопный состав стронция определялся на многоколлекторном приборе Finnigan МАТ-262 (Байкальский ЦКП РАН, Иркутск).

Изотопный состав стронция изучался в трех удаленных разрезах.

Основание свиты представлено в разрезе по левому притоку р.

Каалу, где наблюдается постепенный переход от терригенных пород мамаканской свиты к карбонатным отложениям янгудской свиты. Для них характерны самые низкие значениями отношения Sr/86Sr 0.70814-0.70824. Выше по разрезу наблюдается рост этого значения до 0.70879, причем это прослеживается и в двух других разрезах: по рекам Адян-Келянская и Каалу. Достигнув наиболь шего значения, изотопный состав Sr, понижаясь, варьирует от 0.70852 до 0.70866. Таким образом, прослеживается тенденция увеличения значений 87Sr/86Sr от 0.70814 до 0.7088, снижаясь в верхней части разрез до 0.7085.

Учитывая положительные тенденции роста значения 87Sr/86Sr вверх по разрезу янгудской свиты при сопоставлении полученных данных с кривой вариаций изотопного состава стронция в венд кембрийском океане можно выделить три возрастных интервала возможного накопления карбонатных отложений янгудской свиты от 600 до 500 млн. лет назад: это 580-590 млн. лет, 550-560 млн.

лет и 510-530 млн. лет. Изотопный состав углерода янгудских кар бонатов варьирует около нуля без значительных экскурсов в поло жительную или отрицательную сторону. Такие значения характер ны для разрезов карбонатных пород, формировавшихся 510- млн. лет назад (Melezhik et al., 2002), что хорошо согласуется с находками трилобитов в этих отложениях. Такими изотопными характеристиками обладают кембрийские карбонатные отложения типового разреза Учуро-Майского района Сибирской платформы, которые накапливались от томотского до тойонского ярусов ниж него кембрия (510-530 млн. лет). В это время в пределах юга Сибирской платформы протекала терригенная или эвапоритовая седиментация, что не позволяет проводить корреляцию этих отло жений с породами Северо-Муйской глыбы. При этом, сопоставле ние с венд-кембрийскими разрезами чехлов микроконтинентов ЦАСП позволило установить одновременность накопления карбо натных отложений янгудской свиты и пород верхней части боксон ской и хубсугульской серий и сорнинской и цаганоломской свит (Летникова и др., 2011, Вишневская и Летникова, 2013).

Таким образом, в результате проведенных изотопно-геохими ческих исследований получены первые данные по изотопному составу Sr для отложений Байкало-Муйской зоны ЦАСП. При этом установлено, что карбонатные отложения янгудской свиты накапливались в нижнем кембрии, вероятнее всего, вне связи с отложениями шельфа юга Сибирской платформы.

Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 12-05-00569 и 12-05-33076, ИП ОНЗ РАН №63.

Литература Вишневская И.А., Летникова Е.Ф. Хемостратиграфия венд кембрийских карбонатных отложений осадочного чехла Тувино-Мон гольского микроконтинента // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. №6.

с.741- Летникова Е.Ф., Кузнецов А.Б., Вишневская И.А., Терлеев А.А., Кон стантинова Г.В. Геохимические и изотопные (Sr, C, O) характеристики венд-кембрийских карбонатных отложений хр. Азыр-Тал (Кузнецкий Алатау): хемостратиграфия и обстановки седиментогенеза // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 10. С. 1466—1487.

Melezhik V.A., Roberts D., Gorokhov I.M., Fallick A.E., Zwaan K.B., Kuznetsov A.B., Pokrovsky B.G. Isotopic evidence for a complex Neoproterozoic to Silurian rock assemblage in the North-Central Norwegian Caledonides// Precambrian Research. 2002. V.114. P 55–86.

LA-ICPMS ИЗОТОПНЫЙ АНАЛИЗ СВИНЦА В ГАЛЕНИТЕ: ВОЗМОЖНОСТИ И ОГРАНИЧЕНИЯ И.Н. Капитонов, Н.А. Гольцин, С.А. Сергеев Центр изотопных исследований Всероссийского геологического инсти тута им.А.П.Карпинского, (Igor_Kapitonov@vsegei.ru) Возможность высокоточного анализа изотопного состава свинца с использованием данного метода была показана в доста точно ранних работах (см. например B. J. A. Willinger et al, 2002).

Высокая концентрация Pb в галените позволяет избежать зна чимых наложений на 206, 207 и 208 массовых числах, что делает LA-ICP-MS метод изотопного анализа свинца в этом минерале экспрессным и достаточно точным. При этом, внутренняя погреш ность измерения в 1-2 сотых процента для галенита может быть достигнута за время интегрирования порядка 10 секунд.

Конфигурация коллекторов при Pb-Pb измерениях позволяла одно временно регистрировать изотопы 202Hg-203Tl-204(Hg+Pb)-205Tl Pb-207Pb-208Pb. В качестве стандарта использовалось стекло NIST-611 (международный стандарт идентичный по составу NIST 610, отличается только размером). Для коррекции масс дискриминации в данном стандарте была использована нормали зация измеряемых отношений по известному отношению 203Tl/205Tl.

Полученные скорректированные значения, в пределах погрешно сти совпадают с опубликованными данными для NIST-611. Среднее значение коэффициента масс-дискриминации для отношения Pb/206Pb по результатам месячной сессии составило К=1.00456 ± 0.00030. Коррекция изотопного состава свинца в галените на масс дискриминацию осуществлялась с использованием значений коэффициентов коррекции рассчитанных при измерении стандар та (международный стандарт стекло NIST-611) для индивидуаль ной измерительной сессии. Коррекция на изобарное наложение изотопа 204Hg содержащегося в NIST-611 выполнялась путем вычитания 204Hg (измерялся свободный от наложений изотоп Hg). Это позволило получить корректное значение отношений всех радиогенных изотопов свинца к 204Pb в широком диапазоне интенсивностей сигнала (при различных значениях диаметра лазерного пучка и частоты импульсов лазера). Типичное значение диаметра лазерного пучка при анализе галенита ~ 10 мкм, частота импульсов лазера 2 Герц. При анализе стандарта при измерении стандарта ~ 90 мкм, 7-10 Герц, соответственно. Мощность импуль сов лазера ~ 100-150 миллиджоулей, мощность ICP – генератора ~ 1000 Вт.

Учитывая возможную неопределенность коэффициента масс дискриминации, итоговая погрешность измерения изотопных отношений (1 сигма) не превысит ~ 0,1%.

Литература B. J. A. Willinger et al, “Precise and accurate in situ Pb-Pb dating of apatite, monazite, and sphene by laser ablation multiple-collector ICP-MS.” Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 66, No. 6, pp. 1051–1066, 2002.

Lu-Hf И U-Pb ИЗОТОПНАЯСИСТЕМАТИКА ЦИРКОНОВ ИЗ ПЕЛАГИЧЕСКИХ ИЛОВ ПОДВОДНЫХ ХРЕБТОВ ЛОМОНОСОВА И АЛЬФА МЕНДЕЛЕЕВА (ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ) И.Н. Капитонов, О.В. Петров, С. С. Шевченко, Н.А. Гольцин, Н. В. Родионов, С. Л. Пресняков, Е. Н. Лепехина, А. Н. Ларио нов, Н. Г. Бережная, Ю. С. Балашова, А.В. Антонов, К. И. Лохов, Б. В. Беляцкий, С.А. Сергеев Центр изотопных исследований Всероссийского геологического института им.А.П.Карпинского, (Igor_Kapitonov@vsegei.ru) В связи с успешным применением метода LA-MC-ICPMS (лазерная абляция в сочетании с многоколлекторным масс спектрометром с индуктивно-связанной плазмой) получили значи тельное развитие локальные исследования изотопного состава гафния в цирконах. (Thirlwall and Walder, 1995;

Vervoort J.D., Blichert-Toft J., 1999;

Evolution Griffin et al, 2000;

Woodhead et al, 2004;

). В сочетании с U-Pb данными такие исследования позволя ют получить важную дополнительную информацию о генезисе породы в которой формировался циркон. В последние годы широ кое применение этот подход нашел не только при исследовании конкретных магматических пород, но и исследования детритовых цирконов в различных природных объектах.

В данной работе представлены предварительные результаты исследования U-Pb и Lu-Hf изотопных систем в цирконах из глу боководных осадков арктического региона. Пробы были отобраны на 8 полигонах района подводных хребтов Менделеева, Ломоносова и Северного полюса. Измерения выполнены на масс-спектрометрах SHRIMP II и ICP-MS Neptune с использованием эксимерного Ar-F лазера COMPex-102 (длина волны 193-nm) и системы лазерной абляции DUV-193 в центре изотопных исследовании ВСЕГЕИ им.

А.П. Карпинского. Всего в данной работе представлены результаты более 1100 определений параметров U-Pb изотопной системы и возраста цирконов, а также более 800 - изотопного состава гафния. Часть результатов возрастных датировок для колонки ила района хребта Ломоносова была ранее представлена на 34 МГК ( Rodionov et al, 2012).

e tiv ro a ility R la ep b b Age (N=1116) 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 Рис.1 – распределение по возрасту цирконов из пелагических илов хребтов Ломоносова и Альфа-Менделеева.

Полученные результаты показывают схожие картины распре делений как по возрастным группам, так и по изотопному составу гафния. Для осадков из района обоих хребтов изотопный состав гафния лежит в пределах от экстремально высокорадиогенного до корового. Изотопный состав гафния в популяциях цирконов с близкими возрастами может служить критерием для определения реального количества источников сноса. Так, для группы детрито вых цирконов возрастом 1800-2000 млн. лет результаты по плот ности распределения изотопного состава гафния показывают существование как минимум трех разных типов таких источников сноса.

Рис. 2, 3 Hf в цирконах из илов района хребтов Ломоносова (2) -Альфа Менделеева (3) Необходимо отметить, что для проб илов отобранных из рай она хребтов Менделеева и Альфа наряду с разными координатами мест пробоотбора существует и значительная разница в возрасте слоёв осадков для которых выполнялись исследования. Детальные послойные исследования колонки ила отобранного у подножия отрога Геофизиков (Хребет Ломоносова) показали, что существу ют значительные вариации в соотношениях вкладов разных воз растных групп в общую картину, т.е. соотношение вкладов раз личных источников сноса во времени меняется.

Тем не менее, исходя из совокупности представленных резуль татов район данных подводных хребтов в целом представляется достаточно однородным по основным источникам сноса цирконов в донные осадки, при усреднении за достаточно большой проме жуток времени.

Диаграмма в координатах эпсилон гафния – возраст указыва ет на наличие сходства для приведенных данных и данных полу ченных ранее для Евразии (см. например: E.A. Belousova, Y.A. Kostitsyn, W.L. Griffin, et al, 2010).

Литература:

Thirlwall M. F., Walder A. J. (1995) In situ hafnium isotope ratio analysis of zircon by inductively coupled plasma multiple collector mass spectrometry.

Chemical Geology 122, 241.

Vervoort J.D., Blichert-Toft J. Evolution of depleted mantle: Hf evidence from juvenile rocks through time // Geochim. et Cosmocim. Acta, 1999 Vol. 63, P. 533-556.

Griffin W. L., Pearson N. J., Belousova E., Jackson S. E., van Achterbergh E., O’Reilly S. Y. and Shee, S. R. (2000) The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites.

Geochimica et Cosmochimica Acta 64, 133-147.

Woodhead, J., Hergt, J., Shelley, M., Eggins, S & Kemp, R (2004) Zircon Hf-isotope analysis with an excimer laser, depth profiling, ablation of complex geometries, and concomitant age estimation. Chemical Geology 209, 121 135.

E.A. Belousova, Y.A. Kostitsyn, W.L. Griffin, G.C. Begg, S.Y. O’Reilly, N.J.

Pearson The growth of the continental crust: Constraints from zircon Hf-isotope data. Lithos 119 (2010) 457–466.

Nikolai Rodionov1, Oleg Petrov1, Sergey Shevchenko1 et al, Geochronology of zircons from hemipelagic sediments - a new insight into Arctic geology, 34th IGC AUSTRALIA ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМЫ МЕТАСОМАТИТОВ С ЗОЛОТОРУДНОЙ И УРАНОВОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИЕЙ ЮЖНО-ПЕЧЕНЕГСКОЙ И КУОЛАЯРВИНСКОЙ ЗОН КАРЕЛО-КОЛЬСКОГО РЕГИОНА Т.В. Каулина1, А.А. Калинин1, Д.В. Елизаров1, П.А.Серов ГИ КНЦ РАН (kaulina@geoksc.apatity.ru) Проведено изучение Rb-Sr и Sm-Nd систем в метасоматитах с золоторудной и урановой минерализацией, расположенных на Кольском полуострове и в северной Карелии. Были опробованы альбит-карбонат-кварцевые метасоматиты участка Пороярви и зона мусковит-карбонат-кварцевых метасоматитов в тальк карбонат-хлоритовых сланцах-метавулканитах участка Южное Брагино Южно-Печенгской зоны;

а также амфибол-карбонат-пла гиоклаз-кварцевый метасоматит участка Алим-Курсуярви и аль бит-карбонатный метасоматит молибден-уранового с золотом рудопроявления Озерного в Куолаярвинской зоне Северной Карелии.

Полученные значения Sm-Nd возраста по минеральным изо хронам находятся в пределах 1886-1750 млн. лет, что отвечает проявлению метасоматических процессов на регрессивной стадии регионального метаморфизма свекофеннского времени на Балтийском щите и полностью подтверждает высказанные ранее предположения (Vanhanen, 1999) о формировании месторождений Fe-Co-Au-U группы после пика свекофеннского этапа метамор физма. Rb-Sr данные определяют нижний возрастной предел для процессов метасоматоза в 1730±40 млн. лет.

Изменение значений начального изотопного состава неодима Nd/144Nd от 0.51035 в 1.89 млрд. лет до 0.51022 в 1.75 млрд. лет, то есть вариации значений Nd от +1.2 до -3.4 свидетельствуют о мантийном происхождении флюидного потока и отсутствии зна чимого взаимодействия с породами коры в 1.89 млрд. лет с после дующей контаминацией флюида коровым веществом к 1.75 млрд. лет.


Вариации значений начального изотопного отношения строн ция (87Sr/86Sr)i от низких (0.7027) до высоких (0.7156) также указы вают на существенное взаимодействие флюида, вызвавшегося метасоматоз, с породами коры. Вариации начального изотопного состава стронция отмечены как характерные для флюидонасы щенных рудоносных метасоматических систем на примере Балтийского щита (Глебовицкий и др., 2012).

U-Pb возраст рутила из альбититов рудопроявления Озерное, равный 1756±8 млн. лет, при известной температуре закрытия U-Pb системы рутила около 400-450°С, позволяет оценить темпе ратуру пород к этому времени. Развитие гематита вместе с рути лом говорит о высокоокислительных условиях, что не способству ет осаждению урана. Образование урановых минералов происхо дит позже, U-Pb возраст браннерита равен 392±4 млн. лет.

Палеозойские значения возраста известны для проявлений урана и на других участках Кольского полуострова и Карелии (Serov, 2011;

Афанасьева и др., 2009).

Литература Vanhanen E. (2001)// Geological Survey of Finland. Bulletin 399. 229p.

Serov L. (2011)// Docteur de l’Universit Henry Poincar (en gosciences).

Soutenance publique le 24 juin 2011. Nancy. France. 166 p.

Глебовицкий В.А., Бушмин С.А., Богомолов Е.С. и др. (2012) // Доклады Академии наук. Т. 445. № 1. С. 61-65.

Афанасьева Е.Н., Михайлов В.А., Былинская Л.В. и др. (2009) // Информационный сборник «Материалы по геологии месторождений урана, редких и редкоземельных металлов». М.: ВИМС. вып.153. С. 18-26.

РАДИОАКТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ ТЕХНОГЕННОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ В БАССЕЙНАХ РЕК СЕВЕРНОГО ВЬЕТНАМА Л. Л. Кашкаров1, Нгуен Чунг Минь2, Ку Ши Тханг2, Зоан Динь Хунг2, Нгуен Дык Чуи2, Нгуен Чунг Киен2, Нгуен Тхи Ким Тхы онг2, Нгуен Тхи Тху2, Нгуен Ван Фо ГЕОХИ РАН (leokash@mail.ru);

2Vietnam Academy of Science & Technology (VAST) Institute of Geological Sciences, Hanoi, Vietnam (nttminh@hn.vnn.vn) Реки Сонг Хонг и Да, протекающие в районе северного Вьетнама, берут свое начало на территории Китая. В бассейнах этих рек проживают десятки миллионов человек, что делает про блему изучения качества воды в этих районах одной из важных государственных задач в области экологии. В разных точках бас сейна этих рек отбирались образцы, типичные для исследований, проведенных ранее (Кашкаров, Nguyen Trung Minh, 2004;

Кашкаров и др., 2005;

Кашкаров, Minh Nguyen Trung, 2007): циркон, извле ченный из вещества донного осадка рек, пробы взвешенной суспензии фильтратов речной воды и отфильтрованной речной воды.

Основным объектом исследования нами был выбран циркон – один из широко распространенных акцессорных минералов, обо гащенных ураном и торием и входящих в состав вещества грани тов и всех типов магматических и метаморфизованных горных пород. Высокая химическая устойчивость циркона, а также его способность захватывать и удерживать путем изоморфного заме щения в кристаллической решетке атомы урана, тория, редких земель и др. (Урусов, Кравчук, 1978), делают его удобным инстру ментом при изучении ряда геологических и геохимических про блем. В настоящей работе природные кристаллы циркона, входя щие в состав исследуемого вещества, взятого в поймах рек север ного Вьетнама, использовались, прежде всего, в качестве носителя информации о содержании и микрораспределении как природных, входящих в состав вещества циркона изотопов уранового и торие вого рядов, так и захваченных из окружающей среды радиоактив ных изотопов, возможно, техногенного происхождения.

Содержание и объемное распределение урана в образцах цир кона измеряли с помощью полупроводниковой альфа-спектроско пии и трекового метода альфа- и осколочной авторадиографии.

Исходя из абсолютных величин и характера объемного распреде ления содержания урана, выделены две группы зерен циркона.

Первая – с равномерным и сравнительно низким содержанием урана (280-440) мкг/г. Во вторую группу вошли зерна с неравно мерно распределенной и более высокой концентрацией урана (490-2040) мкг/г. Результаты определения абсолютной активности альфа- излучения и альфа-спектрометрических исследований, полученные для ряда образцов циркона второй группы, указали на присутствие в них сравнительно короткоживущих альфа-активных изотопов. Наиболее вероятные из них – изотопы 210Ро, 232U, 236Pu, Am и 243Am, источником которых могли быть только продукты техногенного происхождения.

В веществе фильтратов, как было показано трековым анали зом, содержится большое количество зерен циркона микронных размеров. Для каждой такой пробы альфа-активность находится в прямой зависимости от распространенности зерен циркона в веществе фильтрата. Существенным при этом оказывается то, что для более мелких частиц значительно возрастает величина эффек тивной площади поверхности, на которую могут захватываться атомы примесных элементов. Поэтому для измерения альфа активности исследуемых образцов вещества фильтрата было уде лено особое внимание. Для большинства этих образцов из-за крайне низкой (А 10-6 Бк) альфа-активности измерение энерге тического спектра альфа-частиц оказалось практически невозмож ным. Однако, для образца фильтрата речной воды НВ-2 при про ведении 15 суточных непрерывных измерений был получен энер гетический спектр альфа-частиц, приведенный на рис. 1.

Рис. 1. Энергетический спектр альфа-частиц образца фильтрата реч ной воды НВ-2, измеренный на полупроводниковом альфа-спектроме тре в интервале энергии (4.00–6.00) МэВ. Штрихованными участками обозначены интервалы энергии альфа-частиц, соответствующие изо топам 238U и 234U. Вертикальными стрелками с цифрами указаны значе ния энергии (в МэВ) альфа-частиц.

Как видно из рис. 1, при крайне низком числе зарегистриро ванных импульсов в области 238U и 234U, четко фиксируются два, намного более интенсивных пика, характерные изотопам 232U и Pu. Основанием для идентификации именно этих изотопов являются следующие положения: (1) Энергия излучаемых изото пом 232U двух групп альфа-частиц 5.27 МэВ и 5.32 МэВ и двух групп альфа-частиц 5.72 МэВ и 5.77 МэВ, характерных для изо топа 236Pu, достаточно точно отвечают энергии, фиксируемой в максимумах пиков спектральной кривой;

(2) Соотношение числа зарегистрированных импульсов, соответствующих указанным энергетическим группам альфа-частиц, в пределах ~20%, согласу ется с соотношением активности для двух групп альфа-распада каждого из этих изотопов;

3) Изотопы 232U и 236Pu являются взаи мосвязанными: в результате альфа-распада 236Pu (период полурас пада Т1/2 = 2.858 лет ) образуется 232U, распадающийся с Т1/2 = 72 года.

Полученные результаты несомненно свидетельствуют об обна ружении следов техногенного радиоактивного загрязнения части вещества рек северного Вьетнама, берущих свое начало в южных районах сопредельного государства.

Работа поддержана Программой NAFOSTED, код Проекта:

105.05-2010.01, а также частично Программой № 22 Фундамен тальных исследований Президиума РАН.

Литература Кашкаров Л. Л., Nguyen Trung Minh. // Тезисы докладов XVII Симпози ума по геохимии изотопов имени академика А. П. Виноградова. Москва.

2004. С. 110-111.

Кашкаров Л. Л, Минь Н. Т., Ивлиев А. И., Калинина Г. В // Труды XV Российского Совещания по экспериментальной минералогии. Сыктыв кар. 2005. С. 465-467.

Кашкаров. Л. Л., Minh Nguyen Trung. // Тезисы докладов XVIII Симпо зиума по геохимии изотопов имени академика А. П. Виноградова. М.

2007. С. 119-120.

Урусов В. С., Кравчук И. Ф. // Геохимия. 1978. № 7. С. 963-978.

ФЛЮКТУАЦИЯ ОТНОШЕНИЯ 3НE/4НE В ПОДЗЕМНЫХ ФЛЮИДАХ ПО ГЛУБИНЕ И ВО ВРЕМЕНИ О.Е. Киквадзе, Б.Г. Поляк Геологический институт РАН (bolik2000@mail.ru, polyak@ginras.ru) Как известно (Мамырин, Толстихин, 1981, и др.), величина R варьирует от ~10-4 в метеоритном веществе, сохранившем первич ный гелий, возникший при рождении Вселенной, до ~10-11 в U-минералах, содержащих образовавшийся в них радиогенный гелий. Развитие геохимии изотопов гелия позволило выявить в недрах Земли разные резервуары и выделить его мантийную составляющую в свободно цир кулирующих подземных флюи дах, в которых спектр значений R охватывает величины от (1-5)10 в вулканических эманациях до (2±1)10-8 в газах дорифейских платформ. Последняя оценка отвечает расчетной для гелия, возникающего в земной коре при «кларковых» концентрациях материнских для него элементов – U, Th и Li. Опробование древ нейших блоков континентальной коры подтвердило эту оценку. На рис. 1 сведены данные о величи не R в подземных флюидах на разных уровнях в фундаменте дорифейской Восточно Европейской платформы (в раз резах Балтийского и Украинского щитов) и ее чехле в Балтийской Рис. 1. Изотопный состав гелия во флюидах, циркулирующих в разрезе Восточно-Европейской платформы синеклизе и Волго-Уральской нефтегазоносной области. В кольце вой структуре Siljan Балтийского щита в интервале 5700-6957 м среднее значение Rср = 2.4510-8 (Hilton, Craig, 1989), точно такое же оно – 2.4510-8 – в интервале 300-980 м на Украинском щите (Гордиенко, Тарасов, 2001), и почти то же – 1.8410-8 – в метано вых сипах на поверхности Балтийского щита (Hilton, Craig, 1989).

В чехле платформы отношение R в среднем равно одной и той же величине 2.0010-8 как в Балтийской синеклизе (в интервале 460 2240 м), так и в Волго-Уральской области с Предуральским про гибом (в интервале 970-4700 м), а также (по одиночным измерени ям) в Карелии, Притиманье и Московской синеклизе (Прасолов, 1990, и др.).

Таким образом, на Восточно-Европейской платформе в под земных флюидах изотопный состав гелия постоянен по глубине и одинаков в кристаллиникуме обоих щитов платформы и ее осадоч ном чехле, характеризуя канонический земной радиогенный гелий, образующийся в континентальной коре. Таков же он и в верхней части Канадского щита (Bottomley et al., 1984).


В областях более поздней тектономагматической активности, свободно циркулирующие флюиды содержат гелий с бльшими величинами R, отражая более позднюю магматическую активиза цию этих районов. Такое представление поддерживается показан ным в работе (Поляк и др., 2012) уровнем R на Скифской плите (7.3810-8), обрамляющей Русскую с юга. В Предкавказских крае вых прогибах значения R ниже (в среднем 6.1010-8), но в орогене Большого Кавказа резко возрастают: на его флангах среднее значе ние Rср = 5410-8, а в осевой зоне оно поднимается до 28510-8;

максимальные же в Эльбрусско-Казбекском сегменте Большого Кавказа достигают (600-800)10-8 (там же).

В тектонически мобильных поясах мониторинг изотопно-ге лиевого сигнала обычно проводится с целью прогноза сейсмиче ской и вулканической активности. Хотя некоторые извержения и землетрясения, действительно, сопровождаются всплесками отно шения 3Не/4Не (2001, 2002 гг.(Pecoraino, Giammanco, 2005)), такие его флюктуации сравнительно малы по сравнению с его средними значениями в конкретном пункте наблюдений (рис. 2). Разница же этих средних явно отражает неодинаковую контаминацию магма тических газов воздухом в теле вулканической постройки.

Рис.2. Вариации отношения 3He/4He в газах вулкана Этна и его окру жения в 1977-2003 гг. (Allard et al., 1991, 1997;

Italiano et al., 1999;

Alessandro, 2001;

Pecoraino, Giammanco, 2005;

и др.).

Самый интересный результат таких наблюдений – разнообра зие этих квази-стационарных уровней R не только в разных газо проявлениях одного и того же вулканического аппарата, но и в раз ных действующих вулканах. Так, на Этне максимальные значения R в период с 1977 по 2003 г., находились на уровне ~0.910-5 (рис.

2), тогда как на Везувии и Флегрейских полях (в знаменитой Соль фатаре) в 1976-1995 гг. они колебались около 0.4110-5 (Tedesco et al., 1998). Эти наблюдения предопределяют возможность интер претации различий R в разных пунктах (даже в таких динамичных системах, как современные вулканы и гидротермы) как проявле ний латеральных вариаций этого параметра, а не его флюктуаций во времени.

Литература Мамырин Б.А., Толстихин И.Н. Изотопы гелия в природе. М.: Энерго издат, 1981. 222 с.

Hilton D.R., Craig H. (1989)// Geochim. Cosmochim. Acta, V. 53. P. 3311 3316.

Гордиенко В.В., Тарасов В.Н. Современная активизация и изотопия гелия территории Украины. Киев: «Знание», 2001. 102 с.

Прасолов Э.М. Изотопная геохимия и происхождение природных газов.

Ленинград: «Недра», 1990. 282 с.

Bottomley D.J., Ross J.D. and Clarke W.B. (1984)// Geochim. Cosmochim.

Acta, V. 48. P. 1973-1985.

Поляк Б.Г., Лаврушин В.Ю., Киквадзе О.Е., Иоффе А.И. (2012)// Мони торинг (наука и технологии), №1(10). С. 28-42.

Pecoraino G., Giammanco S. (2005)// TAO, V. 16, № 6, P. 805-841.

Allard P., Carbonelle J., Dailevich D. et al. (1991) Nature, V. 351.

P. 287-291.

Allard P., Jean-Baptiste Ph., D’Alessandro W. et al. (1997)// Earth and Planet. Sci. Lett., 1997, V. (3-4). P. 501-516.

Italiano F., Nuccio P.M., Nakai S., and Wakita H. (1999)// Journ. Geophys.

Res., 85(B6). P. 3115–3121.

Tedesco D., Nagao K., Scarsi P. (1998)// Earth Planet. Sci. Lett., V. 164.

P. 61–78.

Alessandro W. (2001) Water-Rock Interaction, Lisse. P. 91-94.

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНО ГЕОХИМИЧЕСКИЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА ПОЗДНЕРИФЕЙСКОГО ЭТАПА ФОРМИРОВАНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ И.К. Козаков1, В.П. Ковач1, Т.И. Кирнозова2, М.М. Фугзан ИГГД РАН 1(Ivan-Kozakov@yandex.ru ) ГЕОХИ РАН Модели формирования континентальной коры Центрально Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) различаются представлени ями о возрасте и тектонической позиции кристаллических ком плексов и оценками объемов раннедокембрийской и более моло дой (неопротерозойской и фанерозойской) ювенильной коры, участвующей в формировании подвижных поясов.

Новые геохронологические и изотопно-геохимические дан ные свидетельствуют о присутствии позднерифейских кристалли ческих образований в отдельных cтруктурах восточного сегмента ЦАСП. Это дает основание для пересмотра ряда сложившихся представлений о возрасте и геодинамической обстановке форми рования кристаллических образований этих структур. Тем не менее представленные в его пределах высокоградные метаморфи ческие комплексы до настоящего времени выделяются как ранне докембрийские, что закладывается в геодинамические модели развития структур ЦАСП. Это предполагает масштабное присут ствие так называемых «кратонных терейнов» (Badarch et al., 2002) в структурах каледонид Центральной Азии. Типовыми структура ми с раннедокембрийским фундаментом традиционно рассматри вались Дзабханский микроконтинент, а также Сонгинский и Тар багатайский выступы. В составе последнего установлены ранне- и позднедокембрийские кристаллические комплексы (Козаков и др., 2011).

Результаты геохронологических исследований (U-Pb метод, по цирконам) свидетельствуют о формировании кристаллических комплексов этих структур в ходе позднерифейского тектогенеза в интервалах около 865-855 и 815-785 млн. лет (Козаков и др., 2012, 2013, Ковач и др., 2013). Это не исключает, что протолиты пород данных комплексов могли быть раннедокембрийскими. Однако, результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований типо вых высокоградных образований Дзабханского микроконтинента однозначно свидетельствуют об их формировании в ходе неопро терозойского корообразующего процесса. Для них установлены значения TNd(DM) = 1.4-1.1 млрд. лет при положительных величи нах eNd(t) = +5.5 и +2.2;

в метатерригенных породах TNd(DM) = 1.8-1.3 млрд. лет и eNd(t) = -2.6 - +3.1 р. Данные изотопные харак теристики свидетельствуют, что исходные расплавы протолитов гнейсов и кристаллических сланцев могли быть образованы путем плавления либо коровых пород со среднерифейскими модельными возрастами, или при смешении ювенильных источников позднери фейского возраста с древними коровыми источниками. Последние, скорее всего, представлены ограничено.

В целом результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследо ваний дают основание считать, что формирование кристалличе ских образований фундамента Дзабханского микроконтинента связано с неопротерозойским корообразующим процессом. То есть, последний не может рассматриваться как фрагмент древнего кратона. Это предположение находит подтверждение и в результах U-Pb и Pb-Pb изотопных исследований (Овчинникова и др., 2012).

Для блока раннедокембрийских пород Тарбагатайского высту па значения TNd(DM-2st)=3.0-2.8 млрд. лет при eNd = -4.5 – -1.3, Можно полагать, что протолиты этих пород формировались посредством переработки древнекоровых источников. Учитывая данные о возрасте циркона, можно полагать, что породы идерского комплекса могли быть сформированы в первой половине раннего протерозоя или в позднем архее.

Для блоков рифейских метаморфических пород Тарбагатай ской группы значения ТNd(DM) = 1.3-1.9 млрд. лет при eNd(t) = +1. – -4.1, что дает основание предполагать преобладание рифейского источника в формировании при некотором участии более древне го, возможно, раннедокембрийского.

Результаты исследований последних лет показывают, что фрагменты древних кратонов на площади восточного сегмента ЦАСП присутствуют крайне ограничено. Они представлены толь ко в западной части Байдарикского блока и в некоторых блоках Тарбагатайской группы.

Об их отсутствии в глубинных сечениях подвижных поясов Центральной Азии косвенно свидетельствуют результаты Nd-изотопных исследований фанерозойских гранитоидов (Kovalenko et al., 2004). О масштабном проявлении неопротеро зойского корообразования в истории Земли свидетельствует ана лиз Sr-изотопных данных в океанической воде позднего протеро зоя (Кузнецов и др., 2008, Семихатов и др., 2002).

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (про ект № 11-05-00476).

Литература Ковач В.П., Козаков И.К., Ярмолюк В.В. и др. // Петрология. 2013. Т. 21.

№ 5. С.451-469.

Козаков И.К, Козловский А.М., Ярмолюк В.В. и др. // Петрология. 2011.

Т. 19. № 4. С. 445–464.

Козаков И.К., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., и др. // Стратиграфия. Гео логическая корреляция. 2012 Т. 20. № 3. С. 3-12.

Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Ярмолюк В.В., и др. // Петрология. 2013.

Т. 21. № 3. С. 227–246.

Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Семихатов М.А. // Стратиграфия.

Геологическая корреляция. 2008. Т. 16. № 2. С. 16-34.

Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Васильева И.М., и др. U // Страти графия. Геологическая корреляция. 2012. Т. 20. № 6. С. 28-40.

Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Горохов И.М. и др. // Стратиграфия.

Геол. корреляция. 2002. Т. 10. № 1. С. 3-46.

Badarch G., Cunningham W.D., Windley B.F. // Journal of Asian Earth Science. 2004. V. 21. 87-110.

Kovalenko V.I., Yarmolyuk V.V., Kovach V.P. et al. // Journal of Asian Earth science 23 (2004) 605-627.

ВАРИАЦИИ ИЗОТОПОВ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В РАКОВИНАХ УСТРИЦ ИЗ ПРИГРАНИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЮРЫ И МЕЛА РЕКИ МАУРЫНЬЯ (ЗАПАДНАЯ СИБИРЬ) И.Н. Косенко1,2, О.П. Изох3, О.С. Дзюба2, Б.Н. Шурыгин Геолого-Геофизический факультет НГУ;

2ИНГГ СО РАН (KosenkoIN@ ipgg.sbras.ru, DzyubaOS@ipgg.sbras.ru, ShuryginBN@ipgg.sbras.ru;

3ИГМ СО РАН (izokhop@gmail.com) Проведено комплексное исследование раковин устриц Deltoideum sp. из пограничных юрско-меловых отложений р.

Маурынья, включающее изучение раковинного вещества оптиче скими методами, исследование изотопного (13С и 18О) и геохими ческого (Mn, Fe, Sr) состава карбонатного вещества раковин.

Микроструктура раковин не претерпела изменений и пере кристаллизации, в шлифах люминесцируют только небольшие участки вдоль трещин в раковине (рис. 1В). Корреляция между изотопным составом углерода и кислорода отсутствует (рис. 1Г).

В образцах отмечается повышенное содержание Fe и Mn, но содержание Sr свидетельствует об отсутствии диагенетических преобразований карбонатного вещества (табл. 1). Корреляции между изотопным составом углерода и кислорода и содержанием Fe и Mn не наблюдается. Таким образом, исследованные образцы (из раковин устриц) удовлетворяют большинству критериев хоро шей сохранности карбонатного вещества (Wierzbowski, Joachimski, 2007) и характеризуются 13С и 18О, отражающими первичные вариации изотопного состава С и О в юрско-меловом палеоокеане.

Табл. 1.

Элементный состав Fe, Mn, Sr и изотопный состав C и O в изученных образцах.

Проведен сравнительный анализ вариаций изотопного соста ва углерода и кислорода раковинного материала устриц и данных по белемнитам из разреза р. Маурынья, полученных ранее (Dzyuba et al., 2013) (рис. 1А).

Абсолютные значения 13С в раковинах устриц оказались выше, чем значения по белемнитам. Общая тенденция изменений 13С в разрезе, полученная по материалу раковинного вещества устриц повторяет кривую, полученную по белемнитам (рис. 1А) – максимальные величины 13С характерны для пограничных юрско-меловых отложений. Такая же тенденция прослеживается и в других регионах мира (Dzyuba et al., 2013), что говорит о гло бальных пертурбациях в изотопно-углеродном цикле в этот пери од. Различия в абсолютных значениях вероятнее всего связаны с различием процессов фракционирования изотопов углерода в ходе формирования раковинного вещества устриц и белемнитов (устри цы обладают внешним скелетом, а белемниты внутренним), а также, возможно, с различием среды обитания этих организмов.

Рис. 1. А – разрез пограничных юрско-меловых отложений по р.

Маурынья с изотопными данными по устрицам (настоящая работа) и белемнитам (Dzyuba et al., 2013);

Б – внешний вид устриц Deltoideum sp.;

В – катодолюминесцентная микрофотография раковины устрицы;

Г – поле корреляции изотопного состава углерода и кислорода (корреляция отсут ствует).

Абсолютные значения 18О по раковинам устриц оказались наоборот ниже значений по белемнитам. Разница абсолютных зна чений 18О скорее всего обусловлена различным образом жизни моллюсков. Однако тенденция изменения значений 18О вверх по разрезу для устриц сходна с таковой по белемнитам (рис. 1А), что говорит о глобальном изменении температурного режима на пла нете в то время.

Работа выполнена при поддержке по программам РАН № и № 28, РФФИ (проект № 12-05-00453) и проекта IGCP 608.

Литература Dzyuba O.S., Isokh O.P., Shurygin B.N. Carbon isotope excursions in Boreal Jurassic–Cretaceous boundary sections and their correlation potential // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2013. V. 381–382. P.

33–46.

Wierzbowski H., Joachimski M. Reconstruction of late Bajocian – Bathonian marine palaeoenvironments using carbon and oxygen isotope ratios of calcareous fossils from the Polish Jura Chain (central Poland) // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2007. V. 254. P. 523 – 540.

ВАРИАЦИИ ИЗОТОПНЫХ СООТНОШЕНИЙ СЕРЫ СУЛЬФИДОВ ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ РАЗНЫХ ФОРМАЦИОННЫХ ТИПОВ Т.Н. Косовец ФГУП ЦНИГРИ (blagmet@tsnigri.ru) Изотопный состав серы даже для месторождений сходного формационного типа меняется во времени (Константинов, Косовец, 2011).

На примере нескольких десятков месторождений рассмотрена эволюция изотопного состава серы сульфидов месторождений «сквозных» формаций, типичных для различных эпох.

Систематизированы результаты исследований, полученные в ЦНИГРИ, а также из литературных источников отечественных и зарубежных ученых.

За основу сопоставления принимается модель изотопного состава серы объекта, включающая следующие показатели: общий диапазон значений 34S;

позицию модальных интервалов и «пика»

значений 34S на оси легкой—тяжелой серы, как соответствующих главенствующему источнику серы;

направленность эволюции 34S на разных временных интервалах развития земной коры.

Схема эволюции изотопного состава серы сульфидов золоторудных месторождений Сопоставляя эволюционные ряды изотопного состава серы сульфидов различных золоторудных формаций, отметим их общие и отличительные особенности: изотопный состав серы относится к числу признаков, обусловленных возрастной принадлежностью оруденения;

в общих чертах характер эволюции изотопного соста ва серы руд различных формационных типов сходен — от тяжелой серы древних эпох к легкой сере молодых, но с некоторыми вари ациями для разных типов.

Месторождения протерозоя золотокварцевого, золотосуль фидно-кварцевого, золотомышьяковисто-сульфидного типов содержат изотопно тяжелую серу коровой природы. В палеозой ских месторождениях существенно преобладает тяжелый изотоп серы, при подчиненной роли легкого — золотокварцевый и золо тосеребряный типы, и примерно равной доле легкой и тяжелой серы — золотомышьяковисто-сульфидный и золотосульфидно кварцевый типы. В мезозое в рудах золотокварцевого и золотомы шьяковисто-сульфидного типов преобладает легкая сера, в золото сульфидно-кварцевым типе — метеоритная, при участии легкой и тяжелой серы. В кайнозое доминирует сера метеоритного уровня и легкая в месторождениях золотосеребряного типа, при подчи ненном участии тяжелой и легкой серы в золотосульфидно-квар цевом и золотосеребряном типах оруденения.

Для месторождений золотомышьяковисто-сульфидного и золотокварцевого типов характерен однонаправленный в сторону облегчения изотопного состава серы тренд поступательного харак тера с перемещением диапазона 34S в мезозое в область легкой серы. Для месторождений золотосульфидно-кварцевого и золото серебряного типов характерен волнообразный тренд, с периодиче скими отклонениями от значений 34S метеоритного уровня в области тяжелого и легкого изотопов серы. Это обусловлено, веро ятно, пульсирующим геодинамическим характером формирования интрузивных и вулкано-плутонических комплексов, соответству ющим цикличному развитию тектоно-магматических процессов, подобно тому, как это отмечено для осадочного цикла серы (Гриненко, Гриненко, 1974). Наряду с волнообразным трендом пульсационного типа отмечается дискретность эволюции 34S, обусловленная очевидно сменой геодинамического режима на рубеже эпох.

Выявлена региональная изотопная специализация, выражаю щаяся в сходных величинах 34S разновозрастных месторождений разных формационных типов, размещающихся в одном регионе (палеозойские месторождения золотосульфидно-кварцевого типа и архейские золотокварцевые Австралии;

золотомышьяковисто сульфидные и золотосульфидно-кварцевые Аляски и другие при меры).

В сочетании с вероятностью комбинирования источников серы, предложенные схемы эволюции 34S позволяют полагать, что возможно возникновение родоначальной рудоносной магмы на разных уровнях земной коры с различными по исходным соот ношениям изотопами серы.

Эволюцию изотопного состава серы месторождений разных формаций следует, вероятно, рассматривать как следствие взаимо действия осадочного цикла серы в истории земной коры и циклич ности тектоно-магматических процессов, со спецификой которых связано формирование различных по составу типов золотого ору денения.

Автор выражает признательность доктору г.-м.н.

М.М. Константинову за внимание и ценные советы при выполне нии работы и подготовке ее к публикации.

Литература Константинов М.М., Косовец Т.Н. (2011) // Металлогенические аспек ты изотопии серы золоторудных месторождений. Горно-геологиче ская конференция. 3-5 сентября 2011 г. Магадан. Тезисы докладов. С.

114-115.

Гриненко В.А., Гриненко Л.Н. Геохимия изотопов серы. М.: Наука, 1974. 270 с.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПРИМИТИВНОЙ МАНТИИ И ЕГО СВЯЗЬ С 143Nd/144Nd В НЕЙ Ю.А. Костицын ГЕОХИ РАН (kostitsyn@geokhi.ru) Есть веские основания полагать, что изотопное отношение неодима и Sm/Nd в примитивной мантии Земли не отвечает хон дритам (Костицын, 2004), точнее хондритовому однородному резервуару (DePaolo, Wasserburg, 1976). Изотопное отношение неодима примитивной мантии и, очевидно, валового состава сили катной части Земли (BSE) отличается от хондритового на +9 еди ниц Nd, а Sm/Nd = 0.350 (Костицын, 2004), что на 8% выше хон дритовой величины 0.325 (Jacobsen, Wasserburg, 1980). Казалось бы, небольшое отличие в изотопном составе неодима, влечёт за собой значительные корректировки в оценке не только изотопного состава других элементов мантии (Sr, Hf, Pb…), но и в отношении её элементного состава для целого ряда микропримесей по сравне нию с моделями, основанными на хондритовом составе Земли.

В основе предлагаемого подхода лежит (1) наблюдение, что многие отношения изотопов и элементов в мантийных перидоти тах и их магматических производных коррелированы между собой или весьма устойчивы и (2) менее очевидное предположение, что корреляционные зависимости между содержаниями элементов примесей и их отношениями в толеитовых базальтах MORB пере секают соответствующие точки состава примитивной мантии.

Если эти предположения верны, то современные оценки состава примитивной мантии требуют корректировки. Однако, их надёжность сильно зависит от степени, в которой сформулирован ные выше допущения выполняются в природе.

Из корреляции изотопных отношений неодима, стронция, гафния и свинца следует, что при eNd = +9 для примитивной ман тии, соответствующие значения eSr = – 24, т.е. 87Sr/86Sr = 0.7028, Hf = 14, 206Pb/204Pb = 18.37, 207Pb/204Pb = 15.49, 208Pb/204Pb = 37.97. Из этих изотопных отношений, используя известные начальные изо топные составы элементов, можно найти для примитивной мантии Рис. 1. Содержание элементов-примесей в примитивной мантии, в сравнении с оценками (Hofmann, 1988;

Mcdonough, Sun, 1995).

Rb/Sr = 0.0197, Lu/Hf = 0.269, 238U/204Pb = 8.82, 232Th/238U = 3.82.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.