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 |   ...   | 5 | 6 || 8 |

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

-- [ Страница 7 ] --

Пономарчук, Рябов, 2013). Сравнение природных и синтетических наноструктур пока зывает практическое подобие их морфологий, близость темпера турных условий формирования (450-800°С). Вероятно, и механиз мы образования наноструктур в обоих случаях схожи. В частно сти, образование синтетических нанотрубок объясняется популяр ной среди нанотехнологов моделью ADP (adsorption–diffusion– precipitation) Бейкера (Baker, et al., 1972.), согласно которой угле водороды, прежде всего, разлагаются на поверхности катализатора (Fe, Co, Ni, Pt и др.), на следующем этапе элементарный углерод насыщает катализатор с последующей диффузией. Затем следует формирование гексагональных ячеек на поверхности катализато ра, которые структурируются в растущую нанотрубку. Подобный сценарий вполне приемлем и для природных нанотрубок, тем более что среди химических элементов в исследуемых образова ниях, установленных методом РФА с синхротронным излучением (Пономарчук, Колмогоров, Рябов и др. 2013), присутствуют в заметных количествах Fe (до 0,2%) и Pt (десятки ppm), способных выполнять роль катализаторов. Не ясным остается источник угле рода, изотопный состав которых в исследованных наноструктурах графита находится в довольно узком интервале от -12,3 до -14,5‰.

Этот интервал является промежуточным между значениями известных резервуаров: мантийным (~ -7‰), карбонатным (~ 0‰) и биогенным (- 20 -30‰), что указывает на участие в формирую щем процессе по крайней мере двух источников.

Для синтеза углеродных наноструктур в лабораторно-про мышленных условиях используется преимущественно метан:

наноструктурированный графит образуется по реакции CH4 C + 2H2 (DH = 74,8 kJ/mol) и, соответственно, 13С метана транслиру ется в 13С наноструктур. Принимая во внимание диапазон значе ний 13С от -12,3 до -14,5‰ в природном наноструктурированном графите, этой реакцией проблема источников углерода решается лишь частично, так как максимальное значение 13Сприродного метана не выше -18 -20‰ (Cramer, 2004).

Рис. а) Углеродные наноструктуры в графитовой глобуле;

б) торец микротрубки. Обозначения: 1-микротрубки;

2-нанотрубки;

3-пористый углерод;

4-слои графена;

5-графеновые обрывки (лохмотья).

Подчеркнем, что в нашем случае метан является обязательной компонентой процесса формирования наноструктурированного графита, и это обстоятельство подтверждается данными по флю идным включениям плагиоклаза, ассоциированным с нанострук турированным графитом.

Метан может быть термогенного проис хождения, образовавшийся из углей Тунгузской синеклизы под температурным воздействием излившихся траппов Сибирской платформы. Дополнительным источником углерода с высоким 13С может быть мантийный СО2 и/или продукты декарбонатиза ции карбонатов, образовавшиеся под воздействием тепла траппов на аргилизированные известняки осадочных толщ. На необходи мость учета СО2 указывают и геологические факты, в частности, присутствие внутри наноструктурированных графитовых глобул палагонита с содержанием Н2О до 20%. В таком случае уместна реакция CO2 +CH4 =2H2O + 2C (Sanyal, 2009). Для рассмотрения других вариантов, в частности 2СО СО2+С (реакция Белла Будуара) и 6Fe2TiO4+ CO2 = 2Fe3O4 + 6FeTiO3 +C (ильменит-маг нетитовый ансамбль), отсутствуют геологические аргументы. В связи с повышенным содержанием Pt в графите с наноструктура ми, вопрос об источниках углерода представляет не только акаде мический, но и практический интерес. Не ясно, благородный металл в графит транспортировался металлоорганическими сое динениями из вероятных источников углерода (уголь, осадочные известняки, мантия)? или дренировался из пород углеродсодер жащими газами при маршрутизации?

Литература Kroto H. W., Heath J. R., O’Brien S. C., et. al.(1985 )//Nature. V.318.

P. Iijima S. (1991)//Nature. V. 354. P. 56.

Novoselov K.S., Geim A.K, Morozov S.V., et. al. (2004) //Science. V.

306. P. 666-669.

Melezhika V.A., Filippov M.M., Romashkin A.E. (2004)// Ore Geology Reviews. V. 24. P.135–154.

Рябов В.В., Пономарчук В.А., Титов А.Т, и др. (2012)//Доклады РАН. Том. 446. №2. С. 556-560.

Пономарчук В. А., Колмогоров Ю.П., Рябов В. В. И др. (2013)// Известия РАН. Физика. Том.77. №2. С. 203-206.

Baker R.T.K. (1972)//Carbon. V. 27. P. 315.

Sanyal P., Acharya B.C., Bhattacharya S.K. et al. (2009)// Journal of Asian Earth Science/ V.36. P. 252–260.

ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ ИЗОТОПОВ УГЛЕРОДА ПРИ HPHT КРИСТАЛЛИЗАЦИИ Fe3C В.Н. Реутский, Ю.М. Борздов, Ю.М. Пальянов, М.Н. Колбасова ИГМ СО РАН (reutsky@igm.nsc.ru) Карбиды представляются одной из основных углеродсодер жащих фаз в восстановленной части мантии Земли. Возможность изотопного фракционирования углерода при образовании карби дов металлов широко дискутировалась в связи с находками муас санита в кимберлитах (Mathez et al., 1995), однако прямых данных на этот счёт опубликовано не было. Недавние термодинамические расчёты показывают, что в изотопном равновесии при температу рах ~1200°С цеменит (Fe3C) на 7‰ легче алмаза (Schauble, 2009).

В настоящей работе было изучено распределение значений d13C между алмазом, Fe3C и Fe-C расплавом, полученными в экспери ментах при 6.3 ГПа. В связи с отсутствием области совместной кристаллизации Fe3C и алмаза (Lord et al., 2009) кристаллизацию Fe-C расплава проводили на фоне понижения температуры с пере ходом через перитектику L1+DmL2+Fe3C.

Эксперименты проведены на установках БАРС с использова нием смеси порошков железа (99.998) и графита (d13C=22.9‰).

Изучены два исходных состава: Fe-5.5%C и Fe-6.67%C. После установления давления систему выдерживали при 1600°С в тече ние 30 минут. Затем температуру понижали в течение 5 часов до 1400°С и закаливали путём отключения нагревателя. В результате такого температурного режима кристаллизовавшийся из расплава Fe3C представлен крупнокристаллическим агрегатом, а остаточная жидкость локализована тороидально в средней части ростовой ампулы. Таким образом, имеется чёткая граница раздела кристал лического Fe3C и Fe-C расплава. В экспериментах с составом Fe-6.67%C в верхней части ампул обнаружены кристаллы алмаза.

Закалённый расплав во всех случаях представляет собой чередую щиеся ламели с контрастным содержанием углерода: 1%С и 8.8%С (рис.1), последний соответствует составу Fe7C3.

Рисунок 1. СЭМ изображе- Рисунок 2. Распределение изотопов ние контакта кристалличе- C в ампулах с разным составом.

ского Fe3C и закалённого Стрелки указывают направление Fe-C расплава кристаллизации.

Значения d13C для Fe3C получены по профилю вдоль оси нагревателя. Отдельно анализировали карбид непосредственно из контакта с расплавом. Закалённый расплав перетирали и анализи ровали усреднённо. Воспроизводимость значений d13C для Fe3C и закалённого расплава на основе трёх параллельных измерений составила 0,1 (2). Воспроизводимость d13C алмаза на основе двух параллельных измерений составила 0,2 (2). Результаты анализа и схема пространственного расположения точек отбора в двухам пульной сборке приведены на рис.2.

Во всех экспериментах отличие величин d13С цементита и Fe-C расплава на контакте фаз составляет 2(+/-0.5)‰. Во всех слу чаях расплав обогащён лёгким изотопом углерода.

Алмаз наиболее обогащён тяжёлым изотопом углерода.

Измеренные значения d13С алмаза даже выше, чем изотопный состав исходного графита. Ранее установлено, что в металл-угле родной системе при 1450°С алмаз на 4,5‰ тяжелее Fe-C расплава.

Выдержка состава Fe-6.67%C при 1600°С (поле L+Dm) привела к кристаллизации алмаза из Fe-C расплава. Изотопное фракциони рование между Fe-C расплавом и алмазом обусловило обогащение последнего тяжёлым изотопом углерода относительно исходного состава.

Установлено, что в агрегате Fe3C имеются отчётливые тренды изотопного состава углерода. В экспериментах с составом Fe-5.5%C величина d13C карбида уменьшается в направлении кри сталлизации агрегата (рис.2а). Это хорошо согласуется с изотоп ным исчерпыванием углерода при кристаллизации расплава на фоне фракционирования, зафиксированного на границе расплава и карбида. В экспериментах с составом Fe-6.67%C наблюдается обратный тренд. Это связано с тем, что в процессе эксперимента система пересекла температуру перитектики. В результате реак ции алмаза и расплава с образованием цементита (L1+DmL2+Fe3C) ранее захваченный алмазом тяжёлый изотоп углерода поступал в расплав, обеспечивая рост величины d13C расплава и, соответ ственно, кристаллизующегося из него Fe3C.

Наши эксперименты проведены на фоне понижения темпера туры, поэтому описанные изотопные эффекты, безусловно, имеют кинетическую составляющую. Об этом могут свидетельствовать и варьирующие от 1.4 до 2.4‰ значения D13СFe3C-L, измеренные на контакте фаз в разных экспериментах. Известно, что понижение температуры, как правило, обуславливает рост коэффициентов распределения, в то время как увеличение скорости кристаллиза ции приводит к уменьшению величины фракционирования. В нашем случае, различие коэффициентов фракционирования в диа пазоне 1600°С - 1400°С могло вызвать изменение изотопных эффектов не более чем на 1‰. С другой стороны, благодаря умень шению температуры увеличивалась скорость кристаллизации рас плава. Оценить масштаб влияния скорости кристаллизации карби да на основе имеющихся данных не представляется возможным.

По расчётам Schauble (2009) равновесный изотопный эффект между Fe3C и алмазом при 1400°С составляет 5.4‰, уменьшаясь до 4.3‰ при 1600°С. Экспериментально зафиксированное равно весное фракционирование изотопов углерода между Fe-C распла вом и алмазом при 1450°С составляет 4.5‰. Рассматривая изотоп ное равновесие в системе Fe3C-расплав-алмаз можно ожидать, что при 1400-1500°С Fe3C должен быть на 5.1‰ легче алмаза и, соот ветственно, на 0.6‰ легче в сравнении с Fe-C расплавом.

Полученное в экспериментах обогащение карбида железа тяже лым изотопом углерода на 2‰ в сравнении с расплавом может быть связано с влиянием давления или являться следствием срав нительно высокой скорости кристаллизации Fe3C. В любом случае наблюдается смена знака изотопного фракционирования углерода между Fe-C расплавом и кристаллизующимся из него Fe3C.

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 12-05 00846.

Литература Mathez E.A., Fogel R.A., Hutcheson I.D., et al. (1995) //GCA. V. 59, 4. P.

781-791.

Schauble E.A. (2009) // AGU, Fall Meeting 2009, abstract #V11C-1967.

Lord, O.T., Walter, M.J., Dasgupta, R., et al. (2009) // EPSL. 284, 157–167.

ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ ИЗОТОПОВ УГЛЕРОДА ПРИ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ АЛМАЗА ИЗ КАРБОНАТНОГО ФЛЮИДА В.Н. Реутский, Ю.М. Борздов, Ю.М. Пальянов, А.Г. Сокол, О.П. Изох ИГМ СО РАН (reutsky@igm.nsc.ru) Экспериментальные данные по изотопному фракционирова нию углерода при высоких температурах и давлениях имеют клю чевое значение для изучения геохимии углерода в мантии Земли, понимания процессов алмазообразования и оценки вклада глубин ных процессов в глобальный цикл углерода. В настоящей работе нами изучено распределение изотопов углерода между фазами в системе углекислотно-карбонатный флюидалмаз при давлении 7,5ГПа в диапазоне температур 1400-1700°С. Эксперименты дли тельностью от 40 до 10 часов проведены в герметичных платино вых ампулах с использованием аппаратов БАРС в ИГМ СО РАН.

В качестве исходного состава использован оксалат натрия, кото рый при условиях экспериментов моделирует состав мантийного алмазообразующего флюида: Na2C2O4Na2CO3+СО2+С. После экспериментов в ампулах обнаружены: газовая фаза, представлен ная практически чистой СО2, закалочный карбонат и кристаллы алмаза, распределённые в объёме карбоната, а также на стенках ампулы. Углекислоту для анализа отбирали путём прокалывания платиновой ампулы в высоковакуумном устройстве. Карбонат и алмаз анализировали с использованием общепринятых методик.

Полученные изотопные данные представлены в таблице 1.

№ P, T,oC Длит. d13C, ‰ PDB ГПа час CO2 карб. флюид* алмаз 1390 7.5 1400 40 -18.2 -21.0 -20.1 -22. 1382 7.5 1500 30 -17.7 -21.3 -20.1 -22. 1383 7.5 1600 30 -17.6 -21.6 -20.3 -22. 1386 7.5 1700 10 -17.9 -21.6 -20.4 -22. Таблица 1. Параметры экспериментов и результаты изотопного анализа.

* - рассчитано по соотношению СО2 и карбоната.

Рисунок 1. Температурная зависимость изотопного фракционирования между углекисло-карбонатным флюидом и кристаллизующимся из него алмазом. Чёрная линия – наши данные, белые линии – расчёты Chacko et al, (1991, GCA, 55, 2867-2882).

Отсутствие в закалочном карбонате пустот, свидетельствую щих об обособлении газовой фазы от расплава, позволяет предпо лагать наличие в ампулах гомогенного углекислотно-карбонатного флюида при параметрах экспериментов. Изотопный состав этого флюида рассчитан на основании полученных значений d13C и количественных соотношений карбоната и СО2. Полученная тем пературная зависимость изотопного эффекта флюид-алмаз хоро шо согласуется с расчётными данными (рис. 1).

Результаты экспериментов указывают на незначительное вли яние давления на величину изотопных эффектов между карбонат ным флюидом и элементарным углеродом. Представленные результаты являются первыми прямыми данными по фракциони рованию изотопов углерода между алмазом и карбонатом при высоких температурах и давлениях.

Работа выполнена при поддержке РФФИ 09-05-00277.

СОСТАВ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ ЕРМАКОВСКОГО ФЛЮОРИТ-ФЕНАКИТ БЕРТРАНДИТОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) Г.С. Рипп, И.А. Избродин, А.Г. Дорошкевич, Е.И. Ласточкин, М.О. Рампилов Геологический институт СО РАН (ripp@gin.bscnet.ru) Формация флюорит-фенакит-бертрандитовых руд относится к числу наиболее перспективных промышленных типов берилли евых месторождений. В Западном Забайкалье их проявления сосредоточены в пределах выделенной сотрудниками ВИМСа бериллиеносной провинции (Куприянова, Шпанов, 2011). Время формирования руд и комагматичных гранитоидов лежит в интер вале 224-242 млн. лет (Лыхин, 2011). Наиболее крупным объектом провинции является Ермаковское месторождение. На фоне доста точно хорошо изученной геологии, минералогии, петрографии все еще ждут своего решения проблемы источника вещества и харак тера связи между магматическими породами и гидротермалитами.

Присутствие флюорита, являющегося главным минералом руд, предполагает участие ювенильного вещества. Интенсивная калишпатизация также может быть следствием привноса калия из глубинного источника. С другой стороны, широко проявленные процессы взаимодействия флюидов с вмещающими породами, должны зафиксировать также присутствие в рудах корового ком понента. На месторождении нами начаты специальные исследова ния по определению изотопных составов кислорода, углерода, водорода, сульфидной и сульфатной серы из различных минераль ных парагенезисов. Анализы выполнены в изотопных лаборатори ях Геологического института СО РАН и ДВНЦ.

Вмещающие породы на площади месторождения представле ны кристаллическими сланцами, доломитовыми и кальцитовыми мраморами. Здесь проявлены скарнирование, калишпатизация, карбонатизация, сульфидизация, флюоритизация, окварцевание.

По мнению исследователей, карбонатные породы способствовали нейтрализации фторсодержащих комплексов и определили кон троль бериллиевого оруденения. Изотопный состав кислорода в разной степени измененных мраморах варьирует от 22.4 до 11.6‰, углерода от –2.5 до 1.5‰ (SMOW).

До начала локализации бериллиевого оруденения по сланце во-карбонатным породам и мраморам образовались скарны, сло женные везувианом, клинопироксеном и гранатом. Состав кисло рода в везувиане (4.1-…4.5‰) относительно близок к составу из кристаллических сланцев (5.2‰).

В рудах главными носителями бериллия являются фенакит и бертрандит, в число второстепенных и экзотических входят эвди димит, мелинофан, миларит, бавенит, гельвин. Наиболее распро страненными сопутствующими минералами являются флюорит, калиевый полевой шпат, карбонаты (кальцит, доломит), в подчи ненных количествах представлены пирит, апатит, участками кварц, альбит, барит.

К числу ранних относятся флюорит-бериллиевые руды с фенакитом, бертрандитом с калиевым полевым шпатом, карбона тами и пиритом. На завершающем этапе сформировались суще ственно кальцитовые жилы и прожилки с миларитом, бавенитом, мелинофаном. К поздним образованиям относятся также вкра пленность и прожилки с молибденитом, пиритом, сфалеритом, галенитом.

Минералы флюорит-фенакит-бертрандитовой стадии в целом характеризуются заметной обогащенностью легким кислородом.

Наиболее тяжелый кислород установлен в фенаките (3.2…4.6‰, 4 анализа), существенно ниже (-0.4‰,1 анализ) в бертрандите. У калиевого полевого шпата величина 18О варьирует от –0.2 до 0.71‰ (4 анализа). Изотопно легким кислородом характеризуются также бериллиевые минералы завершающих стадий минералоо бразования - у миларита 18О равно 1.8‰, а у бавенита –2.75‰ (по 2 анализа каждого минерала).

Водород из гидроксильной группы в бериллиевых минералах характеризуется деплетированностью дейтерием – в бавените величина D равна –174.5 ‰, а в эвдидимите - 177‰.

Более изотопно тяжелый кислород (6.1‰, 3 анализа) установ лен в кварце из кварц-флюоритовых образований, сформировав шихся на одной из поздних стадий рудообразующего процесса.

Предполагается, что это явилось отражением взаимодействия флюидов с вмещающими силикатными породами.

Отличаются изотопные составы кислорода и углерода карбо наты из различных минеральных парагенезисов. Прожилки в скар нированных породах обычно сложены кальцитом, в составе бериллиеносных парагенезисов присутствуют доломит, сидерит, кутнагорит, кальцит. При этом первым выделялся в основном доломит резко сменявшийся кальцитом обычно в разной степени обогащенный марганцем.

В кальцитах из прожилков, распространенных среди извест ковых скарнов, 18О в среднем (6 проб) равна 7.6 ‰, а 13С -3.84‰.

Доломит из фтор-бериллиевых руд (3 анализа) относительно каль цита (14 анализов) имеет существенно более тяжелый кислород (соответственно 4.6 и 0.21‰ 18О) при значениях 13С соответ ственно –1.24 и –0.8‰. У карбонатов (в основном это кальцит) в ассоциации с миларитом, бавенитом, завершающих формирование месторождения, а также из автономных жил и прожилков (5 ана лизов) заметно более тяжелый кислород (5.2‰ 18О) и легкий углерод (-3.4‰ 13С).

Все изученные сульфидные минералы характеризуются суще ственной обогащенностью тяжелой серой. В пиритах (15 анали зов) величина 34S в среднем равна 12.3‰, в сфалерите (3 анализа) 11.3, молибдените (2 анализа) 12.1, галените (2 анализа) 9.1.

Относительно близок к ним состав серы в ангидрите (14.6‰), а наиболее тяжелая сера установлена в барите (33.3‰, 1 анализ), слагающем вкрапленность идиоморфных зерен во флюорит бериллиевой руде.

Проведенные изотопные исследования показали на гетероген ность и существенную облегченность изотопного состава кисло рода в минералах, связанных с бериллиевым оруденением. Это позволяет предполагать участие в составе флюидной фазы вод метеорного источника. Свидетельством последнего может слу жить и сильная деплетированность дейтерием гидроксильной группы. О коровом источнике флюидной фазы свидетельствует изотопно тяжелый состав сульфидной и сульфатной серы.

Возможным источником ее послужила сера осадочных карбонат ных пород, широко представленных на площади месторождения.

Изотопное изучение не дает оснований для вывода о решаю щей роли осадочных карбонатных пород в контроле бериллиевого оруденения. Не просматривается и генетическая связь скарнов с бериллиевым оруденением. Источником силикатных минералов и карбонатных прожилков в них послужила сланцево-карбонатная толща.

Литература Куприянова И.И., Шпанов Е.П. Бериллиевые месторождения России.

М.: ГЕОС, 2011. 353 с.

Лыхин Д. А. Рудоносный магматизм Западно-Забайкальской берилли евой провинции: возраст, состав, источники (на примере Ермаковского, Оротского, Ауникского и Амандакского месторождений. Автореф. дис серт. на соискание уч. степени канд. геол.-минер. наук. М.: 2011. 30. с.

ОЦЕНКА ПАРАМЕТРОВ ИЗОТОПНОГО РАЗБАВЛЕНИЯ МЕТОДОМ МОНТЕ-КАРЛО (НА ПРИМЕРЕ Sm-Nd СИСТЕМЫ) Ю.Л. Ронкин ИГГ УрО РАН, (y-ronkin@mail.ru) В настоящее время основным инструментарием для высоко точного измерения концентраций тех или иных элементов и их изотопного состава является масс-спектрометрический метод (TI MC MS и/или FS MC ICP-MS) изотопного разбавления (ID), суть которого, в соответствии с теорией изотопного разбавления (Webster, 1960) можно выразить соотношениями:

XT – XM YT – YM ZT – ZM dN cN lN ——— ——— ——— ——— XM – XN =YM – YN =ZM – ZN =dT cT lT, (1) где: применительно к Sm-Nd изотопной системе X=150Nd/144Nd, Z= Nd/144Nd, Y=143Nd/144Nd, индексы «Т», «N» и «М» относятся к индикатору (трассеру, спайку), природному Nd и к их смесям, соответственно, d – навеска препарата (образца, раствора индика тора), cT – моляльная концентрация раствора индикатора, cN – кон центрация Nd в образце (моль/Г) и l – атомная доля изотопа 144Nd.

В геохимических исследованиях считаются известными и посто янными в природе изотопные отношения XN=0.241578 и ZN=0.236418, поэтому изотопные отношения XM и ZM всех возмож ных смесей природного неодима с одним и тем же индикаторным Nd удовлетворяют уравнению: ZM =AXM + B, (2) ZT – ZN XNZT – XTZN A = ——— где, и B = ————— (3).

X –X X –X T N T N Когда известны изотопные отношения в индикаторе, его кон центрация и изотопное отношение XN, по результатам изотопного анализа его смеси с образцом можно вычислить и изотопное отно шение YN в образце: (XM – XN )( YT – YM) YN = YM – ——————— (4) XT – XN и число молей неодима во взятой навеске образца dT cT lT XT – XM n = ———.——— lN XM – XN (5) Согласно экспоненциальной модели дискриминации масс (Wasserburg et al., 1981):

XM = X*Me-gPX, YM = Y*Me-gPY, ZM = Z*Me-gPZ (6) где (*) помечены измеренные изотопные отношения, g – фак тор фракционирования и PX=ln(150/144), PY=ln(143/144), PZ=ln(148/144).

Из уравнений (6) следует: (7) XM PZ ZM= Z*M.exp —.1n — X*M PX Истинные изотопные отношения XM и ZM в смеси находятся совместным решением уравнений (2) и (7) численными методами, после чего вычисляется величина g и исправленное на масс дискриминацию отношение YM. Аналогичным образом по изотоп ным отношениям 152Sm/147Sm и 149Sm/147Sm проводятся вычисления для самария.

Одним из важных параметров определяющих погрешность определения концентраций и изотопного состава Sm и Nd, при прочих равных условиях, считается конкретное соотношение количеств индикатора и образца в смеси (Webster, 1960). Об этом свидетельствуют многократно мигрирующие из публикации в публикацию графики (полученные в результате использовании закона накопления погрешностей) демонстрирующие наличие так называемой области «оптимального смешения» образца и индика тора в соответствующих координатах. С другой стороны, совре менная оснащенность исследований вычислительной техникой позволяет предложить для решения этой задачи метод Монте Карло (Anderson, 1976;

Briqueu & Boisse, 1990;

Мельников, 2010), состоящий в многократной реализации возможных значений вовлеченных в расчет переменных (получаемых с помощью под ходящего генератора случайных чисел) и соответствующем под счете статистик получаемых результатов.

В частности, для 149Sm+150Nd индикатора используемого в ИГГ УрО РАН (рис. 1), интересующая область изотопных отноше ний XM разбивалась на 99 интервалов. Для каждого из 100 полу чаемых значений XM с помощью соотношений (1) вычислялся изотопный состав Nd в смеси и необходимая доля индикатора. Для каждой из смесей генерировалось 5000 масс-спектрометрических Рис. 1. Зависимость погрешностей определения концентраций Nd, Sm и 143Nd/144NdNORM от соответствующих изотопных отношений в смесях.

«сессий» с дальнейшим подсчетом их статистические характери стики (как для Nd, так и для Sm). Количества природного Nd и отношение Sm/Nd задавались «априори». Некоторые результаты представлены на рис. 1.

Рассматриваемый подход справедлив и для иных радиоген ных изотопных систем (Rb-Sr, Lu-Hf, Re-Os и т.д), позволяя полу чить наглядное представление о характере зависимостей параме тров масс-спектрометрического метода изотопного разбавления в зависимости от конкретного изотопного состава применяемого индикатора, что в свою очередь, дает возможность учесть соот ветствующие погрешности при определении концентраций иссле дуемых элементов и изотопных распространенностей их изотопов.

Автор признателен Н.Н. Мельникову за помощь в производ стве вычислений.

Литература Anderson G.M. Geochim. Cosmochim. Acta. (1976). V. 40. № 12.

P. 1533–1538.

Briqueu L., de la Boisse H. Chem. Geol. (1990). V. 88. № 1/2. P. 69–83.

Wasserburg G.J. et. al. Geochim.Cosmochim. Acta. (1981). V.45. P.2311–2323.

Webster R.K. Mass spectrometric isotope dilution analysis. (1960).

P.202-246.

Мельников Н.Н. Геохимия. (2010). № 8. С. 876-886.

ИЗОТОПЫ Hf В ЦИРКОНЕ КАК ИНДИКАТОР ГЕНЕЗИСА ГРАНИТОВ РАПАКИВИ И АССОЦИИРУЮЩИХ ПОРОДАХ ЮЖНОГО УРАЛА Ю.Л. Ронкин1, A. Gerdes2, А.В. Маслов1, S. Sindern Институт геологии и геохимии УрО РАН, Екатеринбург, Россия (y-ronkin@mail.ru) Institut fr Geowissenschaften, Mineralogie, Frankfurt am Main, Germany, Rheinisch-Westflische Technische Hochschule, Aachen, Germany Проблема. Время образования гранитов рапакиви и ассоции рующих с ними пород, широко представленных в земной коре (Rm & Haapala,1995, Ларин, 2011), охватывает огромный интер вал времени, от архея (2.8 млрд лет;

комплекс Gaborone-Kanye, Botzwana, South Africa) до фанерозоя включительно (0.05 млрд лет;

комплекс Spirit Mountain, Nevada, USA). Тем не менее генети ческие аспекты формирования гранитов рапакиви и ассоциирую щих пород до сих пор остаются предметом острых дискуссий. Не являются исключением и граниты рапакиви и ассоциирующие с ними породы Южного Урала, представленные уникальным в петрологическом смысле Бердяушским массивом (БМ), первая солидная монография о котором бала написана академиком А.Н Заварицким в 1937 г. БМ находится на западном склоне Южного Урала, в зоне Центрально-Уральского поднятия.

Представлен в плане овалом (площадью около 35 км2) вытянутым в северо-восточном направлении и имеющим более менее выра женное концентрически-зональное строение. Во внешней зоне развиты граниты и граносиениты, сменяющиеся по направлению к центру сиено-диоритами и различными сиенитами (бескварце выми и кварцевыми). В центральной части массива наряду с сие нитами распространены более поздние щелочные и нефелиновые сиениты, образующие дайки и жильные тела. Кроме того, в преде лах массива, наблюдаются относительно мелкие меланократовые образования (автолиты, ксенолиты), а также отдельные выходы габбро и габбро-диабазов. Преимущественным распространением в массиве пользуются розовые и серые граниты-рапакиви, грано сиениты и кварцевые сиениты. Первые генетические выводы о вероятном едином мантийном источнике для гранитов-рапакиви и ассоциирующих пород были высказаны на основании Rb-Sr изо топных данных образцов пород в целом (габбро, кварцевых и нефелиновых сиенитов, гранитов) характеризующихся относи тельно низким значением (87Sr/86Sr)IR = 0.7034 ± 0.007 (Краснобаев и др., 1981). Однако, выполненные нами работы по изучению изо топов кислорода, Pb и Sm-Nd гранитов-рапакиви и ассоциирую щих пород БМ массива (Ронкин и др., 2005, 2006, 2007;

и др.), поставили под сомнение существование единого мантийного источника так называемой «габбро-гранитной серии». Настоящая работа подводит итог начатых ранее исследований в гранитах рапакиви с целью разрешения обозначенной проблемы генезиса БМ массива.

Геохимические особенности. Граниты-рапакиви БМ демон стрируют высокие значения концентраций K, Rb, REE, Zr, Zn, Ga, отношений K/Na, Fe/Mg, Ga/Al при относительно низких значени ях Ca, Mg, Sr, и в целом могут быть удовлетворительно сопостав лены с типичными фанерозойскими гранитами А-типа (Ронкин и др., 2005Б и др.). По характеру распределения нормированных к хондриту содержаний редких земель Бердяушские граниты-рапа киви близки одноименным параметрам классических батолитов рапакиви иных мировых провинций (Rm & Haapala, 1995).

Рассмотрение эмпирических взаимоотношений элементов приме сей в рамках дискриминационных диаграмм SiO2 – Nb, Y – Nb, SiO2 – Rb, Y+Nb – Rb, дает возможность идентифицировать вну триплитные условия формирования гранитов-рапакиви и ассоции рующих пород (Беляев и др., 1996;

Ронкин и др., 2005Б, 2007;

и др.).

Изученность методами изотопной геологии. БМ является одним из немногих объектов на Урале изученным с помощью нескольких методов: K-Ar по минералам и изохронным Rb-Sr по породам в целом (Краснобаев и др., 1984), Sm-Nd (Ронкин и др., 2006;

Краснобаев и др., 2011), а также U-Pb ID-TIMS по милли граммовым навескам (Краснобаев и др., 1984;

Belyaev et al., 1996) и SHRIMP-II по единичному циркону (Ронкин и др., 2005, 2007, и др.;

Краснобаев и др., 2011). Кроме того были реализованы работы по изучению изотопов кислорода (Ронкин и др., 2003), железа (Ронкин и др., 2004) Pb в породах и полевых шпатах (Ронкин и др., 2005А).

Образцы и аналитика. В работе были использованы образцы отобранные Ю.Л. Ронкиным в результате полевых работ 1998 2004 гг. Всего был изучен изотопный состав Hf циркона из нескольких образцов габбро, кварцевых и нефелиновых сиенитов и гранитов-рапакиви. Выделение циркона из пород производилось по традиционной схеме. Морфология и минералогические особен ности изученного циркона детально описаны в работах (Ронкин и др., 2005;

2007). Определение изотопного состава Hf в цирконе (датированного ранее «in situ” посредством SHRIMP-II) были выполнены с помощью масс-спектрометра Thermo Scientific Neptune MC SF ICP-MS интегрированного с лазерной установкой New Wave Research UP-213. Детали методики описаны в настоя щем сборнике (см. A. Gerdes, A. Zeh, Yu.L. Ronkin. Determination of isotope Hf in zircon by MC FS ICP-MS).

Результаты. Hf(t) для циркона из габбро БМ ранжируется диа пазоном +3.9 +4.6, тогда как аналогичный параметр для циркона из гранитов рапакиви варьирует от -3.9 - 6.6. Hf(t) для циркона из кварцевых сиенит-диоритов также характеризуется отрицатель ными значениями -5.1 -7.4. Основываясь на полученных данных по изотопии гафния в цирконе, можно полагать, что источником для базитов БМ была, деплетированная мантия, тогда как граниты рапакиви, кварцевые сиенит диориты и подобные породы, являют ся результатом частичного плавления и ассимиляции коры с весь ма незначительным вкладом мантийного вещества.

Выводы. Таким образом, новые данные по изотопному соста ву гафния в цирконе из габбро, кварцевых сиенит-диоритов и гранитов рапакиви БМ однозначно свидетельствуют о их различ ной природе, что на наш взгляд, в сочетании с раннее опублико ванными (Ронкин и др., 2003;

2004;

2005А, Б, В, Г;

2007) и в том числе, Sm-Nd данными и особенностям распределения REE цир коне (Ронкин и др., 2007) подводит, на наш взгляд, черту под дли тельной дискуссией на эту тему.

Работа поддержана грантом 12-И-5-2022.

Литература Краснобаев А.А. и др. (1981) // Изв. АН СССР. Сер. геол. № 1. 21–37.

Краснобаев А.А. и др. (1984) // Изв. АН СССР. Сер. геол., N3, 3–23.

Краснобаев А.А. и др. (2011) // ЗРМО, ч. CXXXX, Ж 2. 59–73.

Ларин А.М. (2011) Граниты рапакиви и ассоциирующие породы. С.Петебург. Наука. 402 с.

Ронкин Ю.Л. и др. (2004) // Конф.«Геол. и металлогения ультрамафит мафитовых и гранитоидных ассоциаций складчатых областей», Екатеринбург, 2004. 381–383.

Ронкин Ю.Л. и др. (2005В) // Ежегодник-2004. Екатеринбург. 2005В.

416–422.

Ронкин Ю.Л. и др. (2006) // III Росс. конф. по изотопной геохронологии.

ИГЕМ. Том 2. 174–178.

Ронкин Ю.Л. и др. (2007) // ДАН. Том 415, №3, 2007. 370–378.

Ронкин Ю.Л. и др. // Литосфера. №1. 2005. С. 135-142.

Ронкин Ю.Л. и др.(2003) // II Всеросс. симпозиум по вулканологии., Екатеринбург. 410-411.

Ронкин Ю.Л. и др.(2005Б) // Ежегодник-2004. Екатеринбург. 211–220.

Ронкин Ю.Л. и др.(1997) «Проблемы региональной геологии, нефтеносности, металлогении и гидрогеологии Республики Башкортостан», Уфа. 145.

Belyaev et al., (1996) // Abstract «Granite Rapakivi and Related Rocks».

Helsinki. Finland. Rm O.T. & Haapala I. (1995) // Mineralogy and Petrology 52, 129- ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА СО2, ДЕСОРБИРОВАННОГО ИЗ ГОДИЧНЫХ КОЛЕЦ СПИЛОВ ХВОЙНЫХ ДЕРЕВЬЕВ В.А. Сапожникова1, Н.Л. Падалко2, Е.В. Черников2, Д.А. Савчук1, М..И. Праздничных2, П.Ф. Яворов Институт оптики атмосферы СО РАН (sapo@asd.iao.ru), ТФ ФГУП «СНИИГГиМС» (padalko@tf-sniiggims.ru) В ранее проведенных исследованиях (Агеев, Зотикова, Падалко и др., 2011), было обнаружено, что в газовых пробах, извлеченных вакуумным методом из годичных колец спилов дере вьев, содержится большое количество СО2, имеющее циклическое погодичное распределение. Цель настоящей работы: исследование характеристик годичных колец спилов хвойных деревьев, пого дичное определение содержания СО2 и изотопного состава угле рода СО2.

Объектами исследования была древесина старых спилов деревьев Томской области, пролежавших до 6 лет в лабораторных условиях (пихта, кедр сибирский, ель, лиственница), и спила ели с Семинского перевала (Алтай), всего 63 пробы. Измерение шири ны кольца и датировка проводилось на полуавтоматической уста новке LINTAB. В эксперименте был использован фотоакустиче ский спектрометр с отпаянным волноводным СО2-лазером.

Измерения велись на 4 длинах волн, три из которых совпадали с линиями поглощения СО2 и одна – с перекрывающимися линиями Н2О и СО2. Система была предварительно откалибрована смесью (N2 + CO2) с известными количествами СО2. Древесина колец состругивалась, взвешивалась, помещалась в экспозиционные камеры и подвергалась невысокому вакууму. Выделившая под вакуумом газовая проба анализировалась на содержание СО2 (или СО2+Н2О). Для проведения изотопных исследований из кольца древесины в токе азота при Т = 800 С десорбировался СО2, который затем фиксировался в виде осадка BaCO3. Изотопный состав угле рода СО2 измерялся на масс-спектрометре DELTA V Advantage с погрешностью не выше ±0.5, при доверительной вероятности 0.95.

Рис.1.

Рис.1 иллюстрирует погодичное распределение сигналов от СО2 и (СО2+Н2О) для кедра сибирского. Отчетливо видна коротко периодная циклическая структура сигнала с долгопериодной модуляцией. Подобные результаты были получены для спилов всех исследуемых хвойных деревьев.

Рис.2А Рис.2B Для всех исследованных биообъектов СО2, десорбированный из годичных колец, характеризовался значениями 13C от – 21. ‰ до – 42.2‰, (13C самой древесины одного из колец оказалось равным – 22.5‰), что соответствует биогенной природе углерода СО2 (Галимов, 1984). На рис. 2А, 2В приведены результаты изме рения изотопного состава углерода СО2 для ряда колец спила кедра сибирского. Как видно, СО2, десорбированный из годичных колец 90-х годов, по изотопному составу углерода в среднем на 10‰ легче, чем СО2 колец 20-х годов.

Проведенные исследования показали:

1. В древесине спилов хвойных деревьев сохраняется опреде ленное количество выдыхаемого живыми клетками (биогенного) СО2. Погодичное распределение СО2 в кольцах спилов имеет ряд естественных циклов, среди которых выделяется 4-х летние вари ации.

2. Значения 13C годичных колец варьируется от – 21,8 ‰ (1900) до – 42,2‰ (1990), что соответствует биогенному проис хождению СО2. Изотопное фракционирование [2] с возрастом вероятно связано с влиянием антропогенного фактора.

Исследования выполнены при поддержке проектов СО РАН:

VII.63.1.4, VI.44.2.6, VII.66.1. Литература Б.Г. Агеев, А.П. Зотикова, Н.Л. Падалк (2011) // Оптика атмосферы и океана, т.24, №2. с. 149- Галимов Э.М. Природа биологического фракционирования изотопов.

М: : Наука, 1981. 247 с.

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ТВЁРДОЭЛЕКТРОЛИТНОГО РЕАКТОРА С ПЕРЕМЕННЫМ ПОТЕНЦИАЛОМ РАБОЧЕГО ЭЛЕКТРОДА ДЛЯ ПРОБОПОДГОТОВКИ ОБРАЗЦОВ В МАСС-СПЕКТРОСКОПИИ ИЗОТОПНЫХ ОТНОШЕНИЙ (IRMS) В.С. Севастьянов1, Н.Е. Бабулевич2, Э.М. Галимов ГЕОХИ РАН (vsev@geokhi.ru);

НИЦ Курчатовский институт, Институт молекулярной физики Для пробоподготовки образцов в масс-спектрометрии изо топных отношений были разработаны высокотемпературные элек трохимические твердоэлектролитные реакторы (ТЭР). ТЭР имеет внутренний рабочий электрод (РЭ), внешний вспомогательный электрод (ВЭ) и электрод сравнения (ЭС). Такой реактор может использоваться либо в качестве окислительного, либо восстанови тельного реактора в зависимости от потенциала рабочего электро да (Galimov E.M., 2009;

Sevastyanov V.S., 2012). В новом режиме работы ТЭР потенциал рабочего электрода изменяется периодиче ски в диапазоне необходимом для проведения окислительных и восстановительных процессов. Это позволяет использовать один и тот же реактор, как для окисления соединений, так и для восста новления продуктов этого окисления. Твердоэлектролитный реак тор с переменным потенциалом рабочего электрода имеет суще ственно другие электрохимические характеристики по сравнению с реактором с постоянным потенциалом.

ТЭР изготовлен из кислородопроводящего диоксида цир кония, стабилизированного оксидом иттрия, и имеет вид тонкой керамической трубки с внутренним диаметром 1 мм. На внутрен нюю и внешнюю поверхности трубки реактора нанесены электро ды из пористой платины. ТЭР был встроен в систему GC/C/IRMS (газовый хроматограф/реактор сожжения/масс-спектрометр изо топных отношений), разработанную Thermo Fisher Scientific (Бремен, Германия). При химической реакции на внутренней трех фазной границе реактора при температуре 950оС происходит перемещение кислорода в виде иона О2 через стенку кислородо проводящей керамики из атмосферы внутрь в поток газа-носите ля, обеспечивающего окисление соединений, или наружу в атмос феру при восстановлении кислородосодержащих соединений.

Продукты реакции в потоке газа-носителя гелия переносятся в ионный источник масс-спектрометра изотопных отношений.

Время прохождения пробы через реактор составляет несколько секунд, поток газа-носителя гелия ~1 мл/мин.

В настоящее время отрабатываются оптимальные методи ки по определению изотопного состава азота и углерода в летучих органических соединениях при проведении окислительно-восста новительных реакций в ТЭР с периодически изменяющемся потенциалом рабочего электрода. Анализируются достоинства и недостатки разработанного ТЭР по сравнению с обычным окисли тельно-восстановительным реактором (Thermo Fisher Scientific), применяемым в системе GC/C/IRMS.

Литература Galimov E.M., Sevastyanov V.S., Babulevich N.E., Tyurina E.N. // Rapid Commun. Mass Spectrom. 2009. V. 23. P. 2461-2466.

Sevastyanov V.S., Pedentchouk N.A., Babulevich N.E., Galimov E.M. // Rapid Commun. Mass Spectrom. 2012. V. 26. P. 2584-2590.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ СТЕПЕНИ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ИСХОДНЫХ МАГМ РАССЛОЕННЫХ ИНТРУЗИЙ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА С КОРОВЫМ ВЕЩЕСТВОМ П.А. Серов serov@geoksc.apatity.ru, ГИ КНЦ РАН, Апатиты В многочисленных публикациях, затрагивающих вопросы источников магм расслоенных интрузий (Amelin, Semenov, 1996;

Hanski et. al., 1990, Huhma et. al., 1990, 1996;

Расслоенные интру зии …, 2004;

Амелин, Семенов, 1990;

Баянова, 2004;

Смолькин, 1997;

Смолькин, Тессалина, 2007;

Нерович и др., 2009;

Серов, 2008) в качестве выводов приводятся две основные гипотезы, согласно которым изучаемые интрузии могли образовываться либо непосредственно из мантийного источника типа EM-1, име ющего аномальные изотопные характеристики, либо наблюдае мые отрицательные значения параметра Nd(T) связаны с процес сами контаминации коровым веществом. Для оценки вклада корового компонента (иначе – степени контаминации) нами была использована модель бинарного смешения (Jahn, Wu, Chen, 2000), позволяющая определить долю мантийного компонента в мантий но-коровой смеси.

Полученные данные показывают малую степень контамина ции (3-15% корового компонента) для большинства расслоенных интрузий (рис. 1). Однако, расчеты, сделанные в модели бинарно го смешения для пород Мончетундровского массива, показали, что доля корового компонента в амфиболизированных габброидах флангов массива существенно выше (до 75%), чем в породах цен тральной части (около 10%). Это с большой долей вероятности может свидетельствовать о взаимодействии расплава с коровым веществом в зонах контакта массива с вмещающими породами.

Рис.1. Доля мантийного компонента (Xm, %) в расслоенных интрузиях Балтийского щита.

Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 10-05-00058, 11-05-00570, 13-05-00493), программ ОНЗ РАН №№ 2 и 4 и МОиН (госконтракт № 16.515.11.5013).

Sm-Nd ВОЗРАСТ МЕТЕРОРИТА «ЧЕЛЯБИНСК»

С. Г. Скублов, Е. С. Богомолов ИГГД РАН (skublov@yandex.ru) Падение метеорита «Челябинск» произошло утром 15 февраля 2013 г. По оценкам НАСА, метеорит «Челябинск» – самое большое из известных небесных тел, падавших на Землю за последние сто лет. Событие получило широкое освещение в СМИ всего мира, инициировав повышенный интерес к изучению косми ческих объектов. По мнению исследователей ГЕОХИ РАН, рас пространенному СМИ, метеорит относится к редкому типу обык новенных хондритов LL5, испытавшему в космосе соударение с другим небесным телом, на что указывают найденные в метеорите жилы плавления. Основное вещество метеорита образовалось 4.5 млрд. лет назад;

около 300 млн. лет назад метеорит откололся от материнского тела, а несколько тысяч лет назад в результате столкновения с третьим телом образовались трещины, заполнен ные расплавом, что не позволяет определить возраст однозначно (http://ru.wikipedia.org). Определение возраста первичного веще ства метеорита «Челябинск» около 4.5 млрд. лет, скорее всего, основывается на общих представлениях о хондритах как «ровес никах» Земли и требует подтверждения прецизионными изотоп ными исследованиями, что и послужило постановкой задачи настоящей работы.

Разделение на минеральные фракции трех образцов общим весом около 20 г было проведено в минералогической лаборато рии ИГГД РАН по технологии, исключающей лабораторную кон таминацию пробы. Анализ Sm-Nd системы породы в целом (WR) и минералов производился с применением метода изотопного раз бавления для определения концентраций Sm и Nd на мультикол лекторном масс-спектрометре TRITON (ИГГД РАН) в статическом режиме. Коррекция на изотопное фракционирование неодима про изводилась при помощи нормализации измеренных значений по отношению 146Nd/144Nd = 0.7219. Нормализованные отношения приводились к значению 143Nd/144Nd = 0.511860 в международном изотопном стандарте La Jolla. Погрешность определения содержа ний Sm и Nd составила 0.5%. Уровень холостого опыта равнялся 10 пг для Sm и 20 пг для Nd. При расчете изохронных зависимо стей для отношения 143Nd/144Nd использована ошибка 0.003%.

Построение изохроны и определение параметра Nd производили по программе ISOPLOT.

В результате исследования Sm-Nd изотопной системы было установлено, что порода метеорита в целом (WR) не находится в изотопном равновесии с тремя проанализированными монофрак циями минералов и не может быть использована при построении изохроны (Богомолов и др., 2013). Использование WR в расчетах критически, выше допустимых пределов, увеличивает погреш ность определения возраста и СКВО, уменьшая при этом изохрон ное значение возраста примерно на 700 млн. лет. Причиной этому может служить как «непредставительность» вала породы для изо топного анализа в связи с ограниченным количеством вещества и его гетерогенностью, так и наличие более молодого по возрасту и, скорее всего, не находящегося в изотопном равновесии с основной массой метеорита плагиоклазового стекла. По результатам Sm-Nd изотопного анализа монофракций ортопироксена (Opx), оливина (Ol) и троилита (Tro) построена изохрона с возрастом 3733 ± млн. лет, Nd = 11.5 (рис.). СКВО определения возраста незначи тельна и равняется 0.0013, что характеризует высокое качество пробоподготовки и аналитических работ. Сравнительно высокая погрешность определения возраста 110 млн. лет объясняется тем, что для построения изохронны использованы точки с малой «рас тяжкой» по Sm/Nd отношению. Клинопироксен, в котором более высокое Sm/Nd отношение обеспечивает при датировании метео ритов более низкую погрешность определения возраста, в метео рите «Челябинск» присутствует в подчиненном количестве в виде микрозернистых агрегатов, не пригодных для выделения моно фракции.

Рис. Эволюционная Sm-Nd диаграмма для метеорита «Челябинск».

Размер символов соответствует погрешности 2.

Полученное значение Sm-Nd возраста метеорита «Челябинск»

около 3.7 млрд. лет значительно отличается от ранее опубликован ных датировок хондритов LL5 4.55-4.50 млрд. лет (Bouvier et al., 2007) и требует объяснения. Поскольку изохронная зависимость установлена для первичных минералов метеорита, то более моло дое (приблизительно на 800 млн. лет) значение возраста по срав нению с другими хондритами не может быть обусловлено возмож ным эффектом последующих после образования небесного тела импактных событий, различных соударений и пр. Эти события, несомненно, имевшие место, фиксируются по изотопным характе ристикам вала метеорита в целом, содержащего плагиоклазовое стекло. Появление в составе метеорита «Челябинск» более позд него по возрасту стекла приводит к нарушению Sm-Nd изотопного равновесия в породе и омолаживанию возраста до ~3 млрд. лет.

Исключение из расчетов породы в целом и высокое качество про боподготовки монофракций первичных минералов позволяют с большой долей вероятности рассматривать полученное значение около 3.7 млрд. лет как возраст образования основного вещества метеорита «Челябинск». Это определение возраста значительно отличается от возраста около 4.5 млрд. лет, общего для хондритов, и требует подтверждения независимыми методами, такими как U-Pb локальное датирование апатита непосредственно в аншли фах метеорита и датирование циркона (в случае его обнаружения).

Исследование выполнено при поддержке Минобрнауки РФ (соглашение 8663).

Литература http://ru.wikipedia.org/wiki/Падение_метеорита_Челябинск Богомолов Е.С., Скублов С.Г., Марин Ю.Б. и др. (2013)// Доклады АН. Т.

452. № 5.

Bouvier A., Blichert-Toft J., Moynier F. et al. (2007)// Geochim. Cosmochim.

Acta. V. 71. P. 1583-1604.

КОРОВАЯ ПРИРОДА АНОМАЛЬНО НИЗКИХ ЗНАЧЕНИЙ 18О В А-ГРАНИТАХ ЛЕМВИНСКОГО МАССИВА (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ) А.А. Соболева1, О.В. Удоратина1, В.Ф. Посохов2, M. Coble ИГ Коми НЦ УрО РАН (aa_soboleva@mail.ru), 2ГИН СО РАН, Стэнфордский университет Лемвинский габбро-гранитный массив выходит на поверх ность в пределах древнего блока доуралид в составе Центрально Уральской мегазоны, протягиваясь в субмеридиональном направ лении в виде длинной линзы на 40 км при ширине 1-5 км. Большая его часть сложена однородными по составу малоглубинными по уровню кристаллизации гранитами А-типа (Махлаев, 1996).

Возраст цирконов из трех образцов гранитов южной части масси ва, определенный методом термоионной эмиссии свинца, состав ляет 530±20 (обр. 20/91), 558±21 (обр. 33/91) и 564±6 млн. лет (обр. 34/91) (Соболева, 1997). Датирование 12 отдельных зерен циркона из обр. 34/91 на ионном микрозонде SHRIMP-RG в лабо ратории Стэнфордского университета и Геологической службы США дало достаточно широкий диапазон возрастов по 206Pb/238U от 495±17 млн. лет до 528±5 млн. лет, средневзвешенный воз раст составляет 521.7±4.7 млн. лет (0.91%, 2, СКВО=0.92, вероят ность 0.51). При этом рассчитанный конкордантный возраст для когерентной группы из 6 определений весьма близок к средне взвешенному – 521.5±6.1 млн. лет (2, СКВО=0.36, вероятность конкордантности 0.55).

Мы полагаем, что цирконы из гранитов Лемвинского массива сохранили свои первоначальные характеристики. Об этом свиде тельствует их идиоморфный облик, наличие четкой осцилляцион ной зональности, отсутствие признаков метамиктного распада и большого числа трещин и включений. Цирконы не содержат унас ледованных ядер. Температура их формирования, оцененная по содержанию Ti в цирконе (Watson et al., 2006), составляет 818 890С (при aSiO2=1 и aTiO2=0.7). Такая высокая температура свой ственна глубинным горячим сухим гранитным магмам, из которых и кристаллизуются обычно граниты А-типа. Средняя температура «горячей» гранитной магмы, рассчитанная по насыщению Zr гра нитного расплава составляет 837±48 С (Miller et al., 2003).

Характерна общая тенденция снижения температуры кристалли зации циркона с ростом содержания в нем Hf, что свидетельствует о магматической природе циркона и росте его кристаллов в про цессе эволюции гранитного расплава.

Измерение изотопного состава кислорода в цирконах, прове денное для двух проб в ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ), выполнялось в виде О2 на газовом масс-спектрометре FINNIGAN МАТ 253 с использованием двойной системы напуска в классическом вари анте (стандартобразец). Подготовка образцов для определения величин 18O проводилась с использованием метода лазерного фторирования (ЛФ) на установке «лазерная абляция с экстракцией кислорода из силикатов» в присутствии реагента BrF5 (Демонтерова и др., 2012). Цирконы из гранитов Лемвинского массива характе ризуются аномально низкими 18О 3.79 (обр. 34/91) и 3.47 (обр.

35/91). Погрешности измерений составляют ±0.4‰ (2). Эти результаты оказались существенно ниже величин, свойственных типично мантийным цирконам 5.3±0.6‰ (2) (Valley et al., 1998). Подобная тенденция весьма обычна для гранитов А-типа из различных регионов (рис.1) и, по-видимому, отражает особенно сти формирования именно этого типа А-гранитов.

Мы исключаем вариант обеднения циркона тяжелым изото пом 18О вследствие метамиктного распада (Бибикова и др., 1982).

Понятно, что цирконы с такой низкой величиной 18О не могли быть и первично-мантийными. Наиболее вероятным процессом, на наш взгляд, является частичное плавление коровых пород – метагранитоидов или кислых метавулканитов, испытавших в про шлом воздействие метеорных и/или морских вод (наиболее обе дненных 18О) и затем погруженных Рис. 1. Значения 18О в цирконах из А-гранитов Лемвинского массива и различных областей земного шара. Вертикальная полоса соответствует 18О нормальных мантийных цирконов. График (с изменениями и допол нениями) заимствован из работы (Wei et al., 2008) глубоко в зону субдукции, чтобы в будущем стать субстратом для гранитных магм. Эта гипотеза, рассматриваемая в ряде работ (Wei et al., 2008 и ссылки в этой статье), хорошо согласуется с нашей моделью длительного развития неопротерозойско-кембрийской активной континентальной окраины палеоконтинента Арктида, участвующей в конце венда-начале кембрия в коллизии с северо восточной пассивной окраиной Балтики (Kuznetsov et al., 2007).


Такая интерпретация кажется вполне логичной, но проблема сохранения изотопных характеристик в породах, прошедших через ультраметаморфизм, остается открытой. В последнее время появились экспериментальные данные, свидетельствующие о воз можности заметного облегчения изотопного состава кислорода при реакциях дегидратации в P-T-условиях зоны субдукции (Дубинина и др., 2012), что может быть дополнительным факто ром в обогащении субстрата А-гранитов легким изотопом кисло рода.

Исследования выполнены за счет средств проекта УрО РАН № 12-С-5-1024.

Литература Демонтерова Е.И., Иванов А.В., Карманов Н.С. и др. (2012)//Геодина мическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Научное совещание. 17–20 октября 2012 г., ИЗК СО РАН, г. Иркутск. Материалы совещания. Вып. 10. Т. 1.

C. 78-79.

Дубинина Е.О., Перчук А.Л., Корепанова О.С. (2012)//Доклады Акаде мии наук. Т. 444. №5. С.534-538.

Махлаев Л.В. Гранитоиды севера Центрально-Уральского поднятия (Полярный и Приполярный Урал). Екатеринбург, 1996. 150 с.

Соболева А.А. Вулканиты и ассоциирующие с ними гранитоиды Припо лярного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2004, 147 с.

Kuznetsov N.B., Soboleva A.A., Udoratina O.V. et al., (2007)//Gondwana Research. V. 12. P. 305-323.

Miller C.F., McDowell S.M., Mapes R.W. (2003)//Geology. V.31.P.529-532.

Watson E.B., Wark D.A., Thomas J.B. (2006)//Contrib Mineral Petrol.

V.151. P.413-433.

Wei C.S., Zhao Z.F., Spicuzza M.J. (2008) //Chemical Geology. V.250.

P.1-15.

СРАВНИТЕЛЬНОЕ ОПРЕДЕЛЕНИЕ ИЗОТОПНЫХ ОТНОШЕНИЙ САМАРИЯ И НЕОДИМА МЕТОДАМИ ID TIMS И ID MC ICP MS Н.Г. Солошенко, М.В. Стрелецкая, Е.П. Сергеева ИГГ УрО РАН (isotop-igg@mail.ru) В настоящее время в качестве метода изотопных исследова ний активно соперничают термическая ионизация (TIMS) и иони зация в индуктивно связанной плазме (ICP MS). Каждый метод обладает как достоинствами, так и недостатками. TIMS обладает высокой точностью анализа, но при этом подготовка образцов достаточно трудоемка и длительна по времени, тогда как ICP MS отличается экспрессностью, но с некоторым снижением точности.

В данной работе было проведено определение изотопных отношений Sm и Nd в стандартном образце BHVO-2 по 6 парал лельным навескам (0.1 г) методом двойного изотопного разбавле ния с последующим измерением на TIMS Triton Plus и MC ICP MS Neptune Plus.

Процедура химической подготовки образцов к измерению концентраций и изотопного состава самария и неодима состояла из ряда последовательных операций: разложение образцов;

выде ление суммы редких земель;

разделение самария и неодима.

Разложение образцов проводилось смесью HF и HNO3 в соотно шении 5:1 в посуде Savillex. При этом перед разложением к наве ске добавлялось определенное количество трасера Sm149-Nd150, исходя из условий оптимального смешения и минимизации погрешностей. Спустя 1.5 суток раствор выпаривался, сухой оста ток солей обрабатывался 10н HCl, смесь при t=190°C выпарива лась досуха. Далее образец подвергался двухстадийной хромато графии. Первая стадия заключается в отделении суммы редких земель от матрицы образца путем ступенчатого элюирования 2.3н и 3.9н HCl. Далее фракция элюата, содержащая сумму редких земель, выпаривалась и растворялась в 0,05Н HNO3. Выделение самария и неодима (вторая стадия) из суммы редких земель прово дилось на второй хроматографической колонке, заполненной смо лой LN7А (d=4 мм, h=8 см) градиентным элюированием 0.3Н и 0.7Н HCl (Pin C., Zulduegu J.F.S., 1997).

Перед внесением в колонку для выделения суммы РЗЭ рас твор делился на две части. Таким образом, получалось два образца из одной навески, один из которых измерялся на Neptune Plus, а другой на Triton Plus. Ниже в таблице 1 приведены расстановки коллекторов, использованные при измерении.

Таблица 1 – Расстановки коллекторов Triton Plus и Neptune Plus.

Измерение на Triton Plus проводили в двухленточном режиме Расстановка коллекторов Triton Plus L4 L3 L2 L1 C H1 H2 H3 H 142Nd 143Nd 144Nd 145Nd 146Nd 147Sm 150Nd 146Nd 147Sm 148Sm 149Sm 150Sm 151Eu 152Sm 154Sm (CeO+) Расстановка коллекторов Neptune Plus L4 L3 L2 L1 C H1 H2 H3 H 142Nd 143Nd 144Nd 145Nd 146Nd 147Sm 150Nd 151Eu 153Eu 147Sm 148Sm 149Sm 150Sm 151Eu 152Sm 153Eu 154Sm на рениевых лентах с использованием активатора 0.1М H3PO4.

Нормализующее отношение 148Nd/144Nd = 0.241578 учитывалось по экспоненциальному закону.

Коррекцию масс дискриминации на Neptune Plus проводили с использованием внутреннего стандарта европия. Раствор европия добавляли к исследуемым образцам непосредственно перед изме рением. Отношение европия для коррекции получено путем мно гократного измерения стандарта неодима (Neptune test solution) с добавлением раствора европия.

Окончательный расчет результатов метода двойного изотоп ного разбавления проводили согласно статье (Журавлев А.З, Журавлев Д.З., Костицын Ю.А. и др.,1987). Полученные данные приведены в таблице 2.

Таблица 2 – Результаты измерений изотопных отношений самария и неодима BHVO-2 на масс-спектрометрах Triton Plus и Neptune Plus.

Sm, ppm Nd, ppm Sm/144Nd ±2 Nd/144Nd ± 147 Аттест.

величины 6.07 24.5 0.1498 0.06% 0.512980 0. Triton 1 5.35 21.2 0.1502 0.01% 0.512981 0. Triton 2 5.34 21.5 0.1499 0.02% 0.512982 0. Triton 3 5.37 21.5 0.1501 0.01% 0.512979 0. Triton 4 5.32 21.4 0.1499 0.01% 0.512981 0. Triton 5 6.02 24.2 0.1503 0.02% 0.512971 0. Triton 6 5.31 21.4 0.1502 0.02% 0.512983 0. Neptune 1 5.35 21.2 0.1502 0.01% 0.512911 0. Neptune 2 5.35 21.5 0.1503 0.01% 0.512909 0. Neptune 3 5.34 21.5 0.1502 0.01% 0.512931 0. Neptune 4 5.27 21.2 0.1502 0.02% 0.512907 0. Neptune 5 6.09 24.5 0.1504 0.01% 0.512916 0. Neptune 6 5.34 21.2 0.1514 0.01% 0.512913 0. Как видно из результатов, расчетные концентрации как сама рия, так и неодима занижены относительно аттестованных во всех образцах, кроме пятого. Скорее всего, причина кроется в матема тической части обработки данных методом двойного изотопного разбавления, в частности, в корректности используемых при рас четах коэффициентов.

Результирующие погрешности самарий-неодимовых отноше ний, так же, как и неодим-неодимовых одного порядка для всех измерений как на Triton Plus, так и на Neptune Plus. Соответственно, с точки зрения точности измерения при использовании метода двойного изотопного разбавления нет принципиальной разницы в типе ионизации образца. Однако значения отношений неодима 143/144 для индуктивно связанной плазмы в среднем на 0.013% ниже аналогичных для термической ионизации, при условии хоро шей воспроизводимости результатов в пределах серии измерений на одном приборе, скорее всего может быть вызвана индивидуаль ными особенностями прибора, особенностями коррекции масс дискриминации с помощью внутреннего стандарта на Neptune Plus. Как бы то ни было, для присвоения ошибке статуса «систе матическая» и возможности введения поправки безусловно необ ходимо собрать больше статистических данных.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД ЯПОНСКОГО МОРЯ В. Т. Съедин ТОИ ДВО РАН (sedin@poi.dvo.ru) В глубоководных котловинах Японского моря выделяется 3 формационно-геохимических типа вулканитов: 1 – океанические толеиты (базальты аналогичные абиссальным океаническим толе итам или базальтам типа N-MORB);

2 - окраинно-морские толеи ты (базальты, характеризующиеся геохимической близостью к островодужным толеитам, т. е. базальты с «островодужной тен денцией»);

3 - пострифтовые вулканиты возвышенностей котло вин (Съедин, 2010). Первые 2 типа базальтов вскрыты скважинами глубоководного бурения (скв. 794, 795, 797). Образования 3-го типа слагают небольшие горы и хребты вулканического происхож дения в котловинах Центральной и Хонсю, а также формируют наложенные постройки в краевых частях крупных возвышенно стей. Они характеризуются повышенной щелочностью, а по гео химическим особенностям более всего соответствуют вулканитам океанических островов и поднятий. Возвышенности в котловинах сформировались в результате вулканизма уже после образования абиссального ложа котловин как пострифтовые структуры. Время их образования – средний миоцен-плиоцен. По северному обрам лению Цусимской котловины (о-ва Уллындо, Чукто, о-ва Оки, под водная возвышенность Глебова, гайот Оки) развиты щелочные вулканиты континентальных рифтов (Съедин, 2010). На диаграм ме изотопных отношений Sr и Nd (см. рис.) среднемиоцен-плиоце новые пострифтовые базальты формируют протяженный ряд вдоль линии (зоны) мантийной последовательности от мантийных источников PREMA и HIMU вплоть до поля BSE (средний сили катный состав Земли). В пределах этого ряда также располагается область значений изотопных отношений для вулканитов гор котло вины Хонсю по данным японских авторов. Значительная часть точек локализуется около источников PREMA и HIMU. Породы этой группы характеризуются довольно высокими соотношения ми 143Nd/144Nd (0.512855-0.513037) и относительно низкими – Sr/86Sr (0.703225-0.703583). Остальные точки формируют протя женный тренд до поля BSE, где располагаются значения отноше ний для базальтов Центральной котловины и наложенных постро ек. Наиболее приближенными к источнику DM среди пострифто вых вулканитов Японского моря являются породы котловины Хонсю, в том числе и образования, изученные японскими исследо вателями. Максимально деплетированным является оливин-пла гиоклазовый базальт (обр. 7), который, скорее всего, отвечает составу исходной магмы вулканических построек котловины Хонсю. Максимально удаленными от источника DM (в тоже время наиболее приближенными к источнику EM I) являются базальты Центральной котловины (обр.2, 5). Такой протяженный тренд, как у пород Японского моря, характерен для вулканитов океанических островов (Мартынов, 2010;


Фор, 1989). Это свиде тельствует о мантийном происхождении и петрологической бли зости указанных вулканитов Японского моря с магматитами океа нических островов. Щелочные вулканиты обрамления Цусимской котловины тяготеют к источнику обогащенной мантии EM I и характеризуются низкими соотношениями 143Nd/144Nd (0.512528 0.512611) и высокими – 87Sr/86Sr (0.7046-0.7048). На диаграмме изотопных отношений Sr и Nd они располагаются в поле щелоч ных вулканитов о-вов Чукто и Уллындо (см. рис.). По изотопному составу Sr и Nd среди базальтов скважин ODP (скв. 794, 795, 797) резко обособляются две группы (см. рис.) – верхний комплекс скв.

797 и все остальные породы скважин. На диаграмме изотопных отношений Sr и Nd толеиты верхнего комплекса скв.797 наиболее близки к источнику DM, благодаря высоким значениям 143Nd/144Nd (0.513083-0.513158).

Рис. Изотопные отношения Sr и Nd в кайнозойских вулканитах Японского моря.

Примечание: 1-3 – пострифтовые вулканиты: Центральная котловина (1), котловина Хонсю (2), наложенные постройки (3);

4 – щелочные вулканиты обрамления Цусимской котловины. На рисунке контурами выделены поля вул канитов о-ва Кунашир по А.Ю. Мартынову (2011);

скв. ODP (скв. 794, 795, 797) по v. 127/128 ODP (1992);

горы котловины Хонсю по Tatshumoto and Nakamura (1991);

о-ва Чукто, Уллындо, Оки-Дозен по Н.И. Филатовой (2004). Точки с цифрами – данные автора (анализы выполнены: 1, 3, 4, 7, 9, 12 – в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН;

2,5,6,8,10,11 – в лаборатории ГЕОХИ РАН).

Остальные базальты скважин 794, 795, 797 образуют регрес сивный линейный тренд от источника PREMA (наиболее деплети рованные разности) до поля BSE, где локализуются более обога щенные толеиты. Сравнивая пострифтовые базальтоиды вулкани ческих построек котловин Японского моря и базальты скв. ODP, пробуренных в абиссальной части котловин, следует отметить, что все поля, характеризующие базальты скв. ODP, на диаграмме соот ношений Sr и Nd смещены вправо (см. рис.) по отношению к зна чениям, отвечающим базальтоидам вулканических построек. Это соответствует более высоким отношением 87Sr/86Sr в базальтах скв.

ODP. Это, скорее всего, можно объяснить более значительным уровнем вторичных изменений в базальтах скв. ODP.

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ-ДВО РАН (проект 09-05-98602).

Литература Съедин В.Т (2010). Вулканизм Японского моря – индикатор Кайнозой ского рифтогенеза окраины Азии. // Кайнозойский континентальный рифтогенез. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2010. Т.2. С. 138-142.

Фор Г. Основы изотопной геологии (пер. с англ.). М.: МИР, 1989. 590 с.

Мартынов Ю.А. Основы магматической геохимии. Владивосток.

Дальнаука, 2010.228 с.

Мартынов А.Ю. Геохимическая эволюция вулканитов о-ва Кунашир (Курильская островная дуга). Диссерт. на соискание уч. степени канд.

геол-мин. наук. Владивосток. 2011.

Филатова Н.И. (2004) // Литосфера. 2004. № 3. С. 33-56.

Tatsumoto M., Nakamura Y. (1991) // Geochim. Cosmochim. Acta, V.55. №.

65. P.3697-3708.

ОСОБЕННОСТИ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА ГЛУБИННЫХ ГАЗОВ (ПО МАТЕРИАЛАМ ЕН-ЯХИНСКОЙ СКВАЖИНЫ – СГ-7) Т.В. Карасева, Г.И. Титова ОАО «КамНИИКИГС» (titova@permplanet.ru) Ен-Яхинская скважина, вскрывшая ниже 7 км уникальный разрез эффузивно-осадочной толщи пермско-триасового возраста, существенно изменила известные представления о строении и истории геологического развития севера Западной Сибири. Во вскрытых ниже 4 км эффузивных и осадочных толщах выявлены породы- коллекторы и флюидоупоры, а также по данным испыта ний установлены зоны аккумуляции углеводородных газов, обо гащенных метаном, что важно для понимания природы крупных и гигантских газовых залежей, развитых верхних горизонтах оса дочного чехла в районе бурения.

По разрезу скважины в крупнейших научных центрах страны (ГЕОХИ РАН, ВСЕГЕИ), специализирующихся на проведении изотопных исследований, выполнены исследования состава изо топов различных элементов газов (углерод, азот, гелий, аргон, неон, водород, кислород) разных форм пород и флюидов. В резуль тате впервые в России получены уникальные данные по изотопно му составу элементов глубинных газов. Основным объектом исследования был углерод, что связано с особенностями района бурения, где углеводороды доминируют среди полезных ископаемых.

Полученные результаты позволили подтвердить ряд извест ных ранее тенденций и закономерностей, таких как зависимость изотопного состава углерода газов от типа органического веще ства, повышение доли тяжелого углерода в метане с глубиной и степенью катагенеза ОВ, сохранение генетического значения состава стабильных изотопов углерода газов вплоть до апокатаге неза и др. В то же время выявлен ряд новых явлений. Прежде всего, это касается более интенсивного фракционирования изото пов углерода метана в углистых породах, чем ранее предполага лось, особенности изменения изотопного состава пропана и бутанов и др.

По результатам комплексного анализа на глубинах более 4 км в разрезе Ен-Яхинской скважины выделено три группы газов:

1) подчиняющиеся общей закономерности утяжеления метана с глубиной и ростом степени катагенеза органического вещества пород (свободные газы при бурении и испытании в колонне, газы открытых пор пород), группа условно названа «генерационными газами»;

2) содержащие изотопно утяжеленный метан (13ССН4-19 ‰) (только в газах открытых пор углистых пород);

это группа «адсорбированных газов»;

3) с аномально изотопно облег ченным метаном (13ССН4-47 ‰) на больших (более 5.5 км) глуби нах (свободные газы при испытании и бурении скважины);

группа получила название «аномальные газы».

Комплексный анализ результатов изучения показал, что основная часть углеводородных газов имеет органическое проис хождение и связана с нефтегазоматеринскими породами юрских и триасовых отложений. Привнос мантийного метана по распреде лению изотопов гелия не превышает 0.01 %. Низкое влияние глу бинных флюидов подтверждено также изотопными исследования ми пластовой воды. Получены данные, свидетельствующие об интенсивной генерации УВ газов в глубинных триас-юрских оса дочных породах и о возможном формировании залежей в условиях аномально высокого пластового давления не только за счет верти кальной миграции, но и нисходящих перетоков из осадочных отло жений в вулканогенные комплексы пород.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ АТМОСФЕРНЫХ ОСАДКОВ, ПОВЕРХНОСТНЫХ И ПОДЗЕМНЫХ ВОД ХИБИНСКОГО МАССИВА (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ) И.В. Токарев1, И.Н. Толстихин2,3, А.В. Гудков РЦ Геомодель СПбГУ (tokarevigor@gmail.com);

2ГИ КНЦ РАН, ИКИ РАН В 2013 г. было выполнено опробование и изотопный анализ водорода и кислорода атмосферных осадков, поверхностных и подземных вод и снега в Хибинах и на прилегающих территориях.

Измерения содержаний дейтерия и кислорода-18 выполнялись на инфракрасном лазерном спектрометре Picarro L-2120i с погрешно стью ±0,1 ‰ по 18O и ±1 ‰ по 2H, калибровка прибора прово дилась по стандартам V-SMOW-2, GISP, LASP, USGS45 и USGS46.

Географическое положение исследуемой территории обуслов ливает преобладающее поступление влаги, формирующей атмос ферные осадки, за счет привноса воздушных масс со стороны Атлантики с пиком выпадений в теплое время года. Заметные перепады высот обуславливают различие в объеме атмосферных выпадений, которые на высоте 300 м над уровнем моря (долины) составляют около 900 мм в год и достигают 1700 мм в год на водо разделах. Питание подземных вод происходит, в основном, за счет весеннего таяния снега.

В апреле 2013 г. было выполнено опробование снегового покрова южного и западного склонов горы Айкуайвенчорр, севе ро-западного склона горы Кукисвумчорр, а также долины озера Малый Вудъявр. В мае (начало таяния снега) и июне (завершаю щая стадия таяния снега) были опробованы воды поверхностных водотоков со склонов Хибин и открытых водоемов. Третье опро бование было выполнено во второй половине августа, когда глав ным источником поверхностных вод, возможно, стали дождевые воды (по крайней мере, их вклад должен был увеличиться в связи с летним пиков выпадения осадков). Результаты измерений, а также их сравнение материалами других исследователей представ лены на рисунке.

Изотопный состав атмосферных осадков, поверхностных и подземных вод и снега исследуемого района (данные по Лев-губе и Порьей губе Белого моря, осадкам в этих районах, и по р. Умба – Дубинина Е.О., устное сообщение;

остальное – данные авторов). Линия метеорных вод 2H = 18O + 10 (Craig, 1961).

В целом наблюдается ожидаемое распределение изотопных составов. Снег горных склонов Хибин заметно «легче» воды озера Имандра и намного легче летних метеорных вод Апатитов и Порьей Губы. Обнаруживается дополнительное фракционирова ние изотопного состава осадков. Точки, соответствующие данным для снега, сдвинуты влево относительно линии метеорных вод (изотопически обогащены дейтерием относительно теоретическо го значения), а точки, соответствующие летним дождям сдвинуты вправо относительно линии метеорных вод. Обогащение снегов тяжелым водородом («водородный избыток») было впервые определенo Дансгардом (Dansgaard, 1964) как 2HИЗБ = 2H – 8 18O, где коэффициент 8 соответствует наклону линии метеорных вод в координатах 2H - 18O (Craig, 1961). Водородный избыток явля ется индикатором разного поведения изотопов водорода и кисло рода в водном паре и формирующихся из него осадках. Его вели чину определяют кинетические эффекты – такие как изменения температуры водной поверхности и влажности при испарении, изменения условий формирования снега при низких температу рах, изменения условий транспорта осадков от границы океан / континент вглубь суши (Поляков, 1975;

Petit et al., 1991).

Можно предположить, что причиной наблюдаемого водород ного избытка для снега со склонов Хибин является его формиро вание при температурах ниже –10ОС в облаках, перенасыщенных влагой по отношению к снегу (Petit et al., 1991). Вклад снега, характеризующегося «водородным избытком», в общий баланс снега Хибинского регионы будет оценен после выполнения изо топных анализов всех отобранных образцов.

Изотопный состав воды из долины Малого Вудъявра в конце июня (завершение таяния снегового покрова) находится на линии смешения поверхностных вод региона и позволяет предваритель но оценить вклад вод, возникших в результате таяния снега, и вклад метеорных вод в общий баланс оз. Имандра в соотношении примерно 4/1. Предварительно можно отметить, что изотопные составы вод рек Умбы и Белой близки;

более уверенный вывод можно будет сделать после мониторинга вод этих рек, который предполагается выполнить в течение следующего года.

Следует отметить, что на фоне закономерных и ожидаемых сезонных изменений изотопного состава осадков (утяжеление летом – дожди и облегчение зимой – снег), а также облегчения состава осадков по мере удаления от моря (следует сравнить дан ные для Белого моря и Хибин) не обнаруживается закономерного облегчения изотопного состава снега при движении от долин к водоразделам в Хибинском массиве. То есть, отсутствует зависи мость изотопного состава осадков от высоты местности, наблю давшаяся многими исследователями в различных областях Земно го шара. Последнее может быть связано как с интенсивным ветро вым переотложением снега, так и с прямой конденсацией водяных паров на поверхности снега при быстром движении воздушных масс вдоль склонов.

Работа поддержана грантами РФФИ 12-05-01004_а, РФФИ 13-05-00647_а, измерения содержаний дейтерия и кислорода выполнены в Ресурсном центре Геомодель СПбГУ.

Литература Craig, H. (1961) Isotopic variations in meteoric waters, Science, 133, 1702-1703.

Dansgaard, W. (1964) Stable isotopes in precipitation, Tellus, 16,436-468,.

Поляков В.А. (1975) Формирование изотопного состава воды в природе.

Природные изотопы гидросферы (под ред. В.И. Ферронского), Москва, Недра, стр. 8 – 40.

Petit J. R., White, J.W.C., Young N.W., Jouzel J. and Korotkevich Y. S.

(1991) Deuterium excess in recent Antarctic snow. J. Geophys. Res. 96, 5113-5122.

ЧТО ГОВОРЯТ БЛАГОРОДНЫЕ МЕТАЛЛЫ И БЛАГОРОДНЫЕ ГАЗЫ О ФОРМИРОВАНИИ ЗЕМЛИ И. Толстихин1, ГИ КНЦ РАН, 2ИКИ РАН igor.tolstikhin@gmail.com На первый взгляд геохимическое поведение нелетучих сиде рофильных благородных металлов (БМ) совершенно отлично от поведения крайне летучих инертных благородных газов (БГ).

Однако эти элементы объединяет их весьма низкие концентрации в силикатной Земле. Благородные металлы обеднены вследствие их сегрегации в металлическое ядро, в то время как благородные газы потеряны мантией из-за процессов ее (частичного) плавления и дегазации расплавов, из которых возникла обедненная газами кора. Малая распространенность благородных элементов позво ляет им «замечать» субтильные процессы невидимые другими изотопными / элементными системами.

Эволюция 190Pt 186Os (190 = 450 млрд. лет) и 187Re 187Os (187 = 42 млрд. лет) изотопных систем в мантии Земли и относи тельные распространенности практически всех БМ в этом резер вуаре близки к хондритовым;

в то же время абсолютные концен трации БМ почти в 1000 ниже, чем в хондритах. БМ характеризу ются большими и весьма различными коэффициентами распреде ления между металлом и силикатным веществом, что должно было бы привести: (1) к их сильному фракционированию в ходе сегрегации ядра (процесса ответственного за обеднение мантии Земли благородными металлами), и (2) к существенно меньшим концентрациям БМ в мантии по сравнению с наблюдаемыми.

Парадокс между ожидаемым при сегрегации концентрациями БМ и реально наблюдаемыми обычно объясняют «поздней аккреци ей»: добавкой хондритового материала после завершения форми рование ядра (Kramers, 1998).

Наблюдаемые соотношения изотопов благородных газов в мантийных породах и флюидах, такие как высокая концентрация солнечного гелия-3 в гелии «горячих точек», могут быть объясне ны только низкими отношениями родительских к стабильным изо топам (например, (U + Th)/ 3He) в гипотетическом резервуаре, изолированном от обедненной мантии – источнике срединно-оке анических базальтов (Tolstikhin and Hofmann, 2005). Облученное солнечным ветром вещество хондритов может обеспечить близкие к солнечным соотношения изотопов БГ в современной мантии.

Таким образом, и БМ и БГ зафиксировали вклад хондритового материала на завершающей стадии аккреции Земли. Более высо кая плотность такого материала, чем плотность обедненной желе зом силикатной Земли, должна содействовать его (частичной) изоляции от конвектирующей мантии.

Количественное моделирование процессов аккреции и эволю ции Земли, основанное на информативных изотопных системах, свидетельствует о возможности совместного объяснения данных изотопной геохимии БМ и БГ Оценка интенсивности и временных шкал потоков вещества является основным результатом моделиро вания. Моделирование показало, что наиболее интенсивным явля ется поток вещества, претерпевающего фракционирование в ман тии Земли (до 1021 г год-1), синхронный с потоком аккреции ( 1020 г год-1). Потоки вещества из хондрит-содержащего резервуара 1015 г год-1 достаточны для переноса в мантию и БМ, и солнеч ных и планетарных БГ (Tolstikhin and Kramers, 2008).

Литература Kramers J. (1998) // Chem. Geol. 145, 461-478.

Tolstikhin I. and Hofmann A. (2005) // Phys. Earth Planet. Inter. V. 148, 109-130.

Tolstikhin I. and Kramers J. The Evolution of Matter. Cambridge: Cam bridge Univ. Press, 2008, 520 pp.

МЕСТА НАХОЖДЕНИЯ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ ИЗОТОПОВ БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ В МИНЕРАЛАХ (НА ПРИМЕРЕ ЩЕЛОЧНЫХ ГРАНИТОВ, КЕЙВЫ, КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ) И.Н. Толстихин1,2, В.И. Скиба1, И.Л. Каменский1, А.Ю. Севостьянов1, В.Р. Ветрин ГИ КНЦ РАН (igor.tolstikhin@gmail.com);

2ИКИ РАН, Москва Кроме радиогенных, возникших «in situ», благородных газов (БГ) природные минералы обычно содержат захваченные газы, позволяющие изучать: (1) процессы, ответственные за их проникновение в минерал;

(2) происхождение захваченных флюи дов;

(3) некоторые свойства минерала, такие как проницаемость, растворимость, энергия активации миграции БГ. Для понимания природы БГ использовались разные методы их экстракции: изме рения потока Не из минерала в зависимости от (линейно возрас тающей) температуры его нагрева (термограммы);

измерения содержания и изотопного состава БГ, выделившихся при ступенча том нагреве образца;

опыты проводились с зернами минералов и с «пудрой». Эффективность такого подхода иллюстрируется резуль татами, полученными для минералов кварц – полевошпатовой жилы из щелочных гранитов Кейвского блока, Кольский полуостров.

Термограмма для зёрен ильменита показала совпадение начала низкотемпературного пика выделения Не (440 ОС) с пер вым полиморфным превращением ильменита. Термограмма образца, истёртого до состояния пудры, воспроизвела низкотемпе ратурный (440 - 550 ОС) пик Не: размеры диффузионных доменов почти не изменились при истирании зерен;

выделившийся Не является, вероятно, радиогенным, что подтверждается низким отношением 3Не/4Не = 10-7. Из зерен минерала изотоп 40Ar* также выделяется в этом интервале температур;

однако в опытах с измельченным образцом 40Ar* не выделяется: этот изотоп является захваченным (К – Аr возраст ильменита превышает 6 млрд. лет), находящимся во включениях в минерале. Существенно, что гелия в аргон - содержащих включениях практически нет: в этой фрак ции газа отношение 4He / 40Ar* 2 существенно меньше чем в образце в целом, 4He / 40Ar* = 13.

Фазовый переход ильменита при 1005 ОС соответствует подъему первого высокотемпературного пика выделения Не (1000 - 1150 ОС). Существенно, что гелий: не поддержан 40Ar* (4He / 40Ar* 800), не выделяется из измельченного образца, харак теризуется низким отношением 3He/4He. Предварительная интер претация природы Не – кластеры радиационных дефектов (вокруг богатых U и Th микроминералов), содержащих атомы радиогенно го Не;

при этом размеры кластеров превосходят размеры частиц измельченного минерала.

Сопоставление результатов отжига зерен и пудры свиде тельствует о нахождении БГ, выделяющихся в диапазоне 1150 – 1300 ОС, во включениях, разрушаемых при истирании минерала. В этом диапазоне температур (при плавлении минера ла) выделяется Не с заметным вкладом мантийного 3He.

В докладе обсуждаются данные, полученные для других минералов (полевого шпата, амфибола, кварца) и процессы, ответ ственные за наблюдаемое распределение изотопов БГ в них.



Pages:     | 1 |   ...   | 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.