Изотопные показатели генезиса гидротермальных растворов

Размещено на http://www.allbest.ru/

Министерство образования и науки Российской Федерации

Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего образования

Санкт-Петербургский горный университет

Кафедра инженерной геологии и гидрогеологии

Реферат на тему: «Изотопные показатели генезиса гидротермальных растворов»

По дисциплине: «Специальная гидрогеохимия»

Выполнил: ст гр. РГГ-13 Дарвай Т.Э.

Проверил: профессор Судариков С.М.

Санкт-Петербург 2016

Оглавление

Введение

1. Изотопы

2. Изотопный состав подземных вод

3. Тяжелые и легкие воды

4. Изотопные показатели генезиса гидротермальных растворов

5. Изотопные показатели генезиса гидротермальных растворов на примере Байкальской рифтовой зоны

Список литературы

Введение

Изучение изотопов составляет одну из основных задач и проблем геохимии. Изотопная геохимия в настоящее время обособилась как самостоятельное направление благодаря совершенствованию техникоаналитической базы (сейчас точность измерения - пятый знак после запятой!). Изотопы приобретают все большее значение в геологии для решения ряда геологических задач, и интерес к ним повышается.

Химические элементы в природе состоят не из одинаковых атомов, а из смеси их, имеющих разный атомный вес, разную массу. Атомный вес элемента - это средний вес его изотопов.

1. Изотопы

Изотопы -- разновидности одного и того же химического элемента, различающиеся массой атомов. Ядра атомов изотопов различаются числом нейтронов, но содержат одинаковое число протонов и занимают одно и то же место в периодической системе элементов. Вследствие одинакового строения электронных оболочек атомы разных изотопов имеют практически тождественные химические свойства. В настоящее время известно более 260 стабильных изотопов, около 50 естественных радиоактивных (космического и радиогенного происхождения) и более 1000 искусственных радиоактивных изотопов. В геологии возникло самостоятельное научное направление -- изотопная геология, где наибольшее значение придается изотопам свинца, углерода, кремния, серы, кислорода, водорода, лития, гелия, азота, бора, радия, урана, тория и др. Содержание изотопов в природных объектах непостоянно, так как изотопы участвуют в изотопном обмене. Изотопный обмен-- это процесс, приводящий к изменению распределения изотопов между разными химическими формами элементов, разными фазами или внутри молекул. К изотопному обмену (или изменению изотопно-обменных равновесий) приводят многие физико-химические процессы: испарение и конденсация влаги, осаждение вещества, взаимодействия в различных геохимических системах («карбонат -- гидрокарбонат», «газ -- твердое вещество» и др.). Различают стабильные и радиоактивные изотопы химических элементов как самой воды (Н и О), так и содержащихся в ней макро- и микрокомпонентов. В настоящее время в гидрогеологии изучают стабильные и радиоактивные изотопы (космические и радиогенные), а также радиоизотопы-индикаторы. изотоп химический гидротермальный

2. Изотопный состав природных вод

Водород воды имеет три изотопа: протий 1Н (протон + электрон), дейтерий 2Н или Д (протон + нейтрон + электрон), тритий 3Н или Т (протон + два нейтрона + электрон), с массовыми числами соответственно 1, 2 и 3. Протий и дейтерий - стабильные изотопы. Тритий - бета радиоактивен, период полураспада равен 12,26 года. Атомы Н бывают разной степени возбуждения.

Кроме водорода, изотопы обнаружены и у кислорода, их пять, кроме известного всем стабильного изотопа О16 (с молекулярным весом 16). Три из них оказались радиоактивными - О14, О15 и О19, а О17 и О18 - стабильными. О16, О17 и О18 содержатся во всех природных водах, причем их соотношение (с колебаниями до 1%) таково: на 10000 частей О16 приходится 4 части О17 и 20 частей О18.

По физическим свойствам тяжелокислородная вода меньше отличается от обычной, чем тяжеловодородная. Получают ее из природной воды фракционной перегонкой и используют как источник препаратов с меченым кислородом.

Учитывая все разнообразие изотопного состава водорода и кислорода, можно говорить о большом разнообразии изотопных разновидностей воды. Девять из них включают только стабильные изотопы и составляют основное содержание природной воды. В ней преобладает обычная вода Н12О16 (99,73%), далее следует тяжелокислородные воды Н12О17 (0,04%) и Н12О18 (0,2%), а также изотопная разновидность тяжелой воды H1D1O16 (0,03%).

Кислорода в человеке 60%, но по количеству атомов все живые существа на 2/3 состоят из атомов водорода и на ј из атомов кислорода. Изотопное отношение: П:Д = 1:4700 в материковых водах, П:Д = 1:6800 атомов в морской воде. То есть концентрация в материковых водах Д = 0,0135 ат.% или 0,015 вес%, в морской воде Д = 0,015 ат.% или 0,017 вес%. В природной воде содержание трития ничтожно - всего 10-18 атомных процента. И тем не менее он есть и в питьевой воде.

В зависимости от видов и содержания изотопов водорода (Н, Д, Т) и кислорода (О14, О15, О16, О17, О18, О19), от степени чистоты и загрязнения исследователи выделяют свыше тысячи разновидностей питьевой воды.

Молекулы воды отличаются друг от друга по своему изотопному составу. В настоящее время известны 5 различных изотопов водорода. Из них только два являются стабильными: самый легкий протий - с атомной массой 1, его обозначают символом 1Н - состоит из 1 протона и 1 электрона, и тяжелый водород, или дейтерий с атомной массой 2, его обозначают символом 2D - состоит из 1 протона, 1 нейтрона и 1 электрона. Третий сверхтяжелый водород (с атомной массой 3) соответственно состоит из 1 протона, 2-х нейтронов и 1 электрона. Тритий радиоактивен, его период полураспада около 12,3 лет. Время жизни остальных изотопов не превышает нескольких секунд.

У кислорода обнаружены шесть изотопов: О14 О15, О16, О17, О18 и О19. Три из них: О16, О17 и О18 - стабильные, а О14, О15 и О19 являются радиоактивными изотопами. Стабильные изотопы кислорода содержатся во всех природных водах: их соотношение таково: на 10000 частей О16 приходится 4 части О17 и 20 частей О18.

Изотопные или изотопические эффекты воды основаны на различиях в свойствах изотопов водорода и кислорода, обусловленных разницей их атомных масс, моментов инерции, прочности соответствующих химических связей. Относительное различие масс изотопов тем меньше, чем больше атомный номер элемента. У изотопов водорода оно составляет 100 % для дейтерия D (2H) и 200 % для трития Т (3H) по сравнению с протием Н (1H). Поэтому для водорода изотопные эффекты выражены наиболее сильно.

Существует 42 изотополога (комбинации различных атомов-изотопов дают набор молекул-изотопологов1) воды (включая стабильные и нестабильные изотопы водорода и кислорода). Из них тридцать три молекулы воды радиоактивные, и девять стабильных, устойчивых молекул воды.

Вероятность образования молекул с разным изотопным составом не одинакова. Самой распространенной является молекула с наименьшей массой, состоящая из водорода - 1 (протия) и кислорода - 16. Содержание других более тяжелых молекул в природе не превышает 0,23 %, содержание изотопных модификаций водыв природе представлено в табл. 1.

Таблица 1 Содержание изотопных модификаций воды в природе

В мировой практике принято выражать содержание дейтерия в ‰ или ppm. Ppm - это число монодейтерированнных молекул воды на 1 миллион молекул, содержащих только легкий изотоп 1Н. По мере испарения воды с поверхности океана содержание дейтерия изменяется на 20 ppm.

В замкнутых водоемах тяжелой воды больше, так как по сравнению с обычной она испаряется менее интенсивно. Поэтому тяжелой воды больше в местностях с жарким климатом.

Обогащается дейтерием и поверхность океана на экваторе (155 ppm) и в тропиках, где свою лепту вносят частые атмосферные осадки, при образовании которых идут процессы конденсации воды из паровой фазы, а тяжелая вода конденсируется быстрее, чем легкая, следовательно, осадки обогащены тяжелой водой.

Самое низкое содержание 2Н в водяных парах над антарктическими льдами ? 90 ppm. Невелика доля дейтерия и во льдах Гренландии (126 ppm). Содержание дейтерия в природных водах различного происхождения показано в табл. 2.

Стоит обратить внимание на то, что содержание дейтерия в природных водах Иркутской области ниже, чем в Европейской части России и в Европе. Так, D/Н в Байкале составляет 137,0 ppm, а в некоторых минеральных источниках - 132,0 ppm, в то время как содержание D аналогичных источниках в Европе не менее 145-150 ppm. Такие данные могут использоваться при идентификации источника минеральных и столовых вод (табл. 2).

Таблица 2 Содержание дейтерия в природных водах

3. Тяжелые и легкие воды

Тяжелый водород - дейтерий был открыт американским физико-химиком Гарольдом Юри (1893-1981) в 1931 году. Одному из своих помощников Г. Юри поручил выпарить шесть литров жидкого водорода и в последней фракции объемом 3 см спектральным анализом впервые был обнаружен тяжелый изотоп водорода, с атомной массой в два раза превышающий известный протий.

В отличие от протия и дейтерия тритий - радиоактивный элемент с периодом полураспада девять лет. По своим свойствам сверхтяжелая тритиевая вода отличается от протиевой (легкой) воды больше, чем дейтериевая вода (см. таблицу 3).

Таблица 3

Тритий зарождается в сверхвысоких слоях атмосферы в основном при бомбардировке ядер азота и кислорода нейтронами космического излучения.

В природной воде содержание трития ничтожно - всего 10-18 атомных процента. И тем не менее он есть в той воде, которую мы пьем, и за долгие годы жизни он наносит существенный вред нашим генам, вызывая старение, болезни.

Получают тяжелую дейтериевую воду с мизерным присутствием тритиевой воды концентрированном ее в остатке электролита после электролитического разложения природной воды, а также при фракционной перегонке жидкого водорода. Промышленное производство тяжелой воды с каждым годом возрастает почти во всех странах и особенно в странах, обладающих ядерным оружием. Тяжелую воду используют главным образом как замедлитель быстрых нейтронов при расщеплении радиоактивных элементов в ядерных реакторах. Перспектива использования тяжелой воды для нужд человечества грандиозна. Тяжелая вода может стать неисчерпаемым источником энергаи: 1 грамм дейтерия может дать энергии в 10 млн.раз больше, чем сгорание 1 грамма угля. А запасы дейтерия в Мировом океане составляют поистине колоссальную величину - около 1015 тонн?

Тритиевая вода пока имеет ограниченное применение и используется в настоящее время главным образом при термоядерных реакциях, а. также в физико-химических и биологических исследованиях в качестве меченых радиоактивных молекул НТО.

У кислорода обнаружены шесть изотопов: О14, О15, О16 О17, О18 и О19. Три из них: О16, О17 и О18 - стабильные, а О14, О15 и О19 являются радиоактивными изотопами. Стабильные изотопы кислорода содержатся во всех природных водах: их соотношение таково: на 10000 частей О16приходится 4 части О17 и 20 частей О18.

Получают тяжелокислородную воду из природной фракционной перегонкой и Используют главным образом для исследовательских целей. По физико-химическим свойствам тяжелокислородная вода значительно меньше отличается от обычной, чем тяжеловодородная.

Учитывая разнообразие изотопного состава водорода и кислорода, с большой долей достоверности можно утверждать о наличии 36 изотопных разновидаостей природной воды. 99,73% в ней содержится протиевая легкая вода НО16, далее следуют тяжелокислородаые воды Н1О17 (0,04%) и Н1О18 (0,20%). Изотопная водородная разновидность тяжелой воды Н1ДО16 и Д2О16 составляет 0,03%.

4. Изотопные показатели генезиса гидротермальных растворов

Изотопный состав углерода. Изотопный состав углерода представлен ¹²С=98,893 % и ¹³С=1,107 %. Все измерения и расчеты, связанные с изотопией углерода проводятся с использованием стандарта PDB - белемнит из меловых отложений Южной Каролины. dС¹³ рассчитывается также как для кислорода. Отрицательные значения d характерны для образцов «легче» стандарта, положительные - «тяжелее».

Радиогенный изотоп углерода ¹⁴С (радиоуглерод) образуется в верхних частях атмосферы на высоте 1600 км из азота-14 под действием космических частиц - тепловых нейтронов. Период полураспада С¹⁴ = 5730 лет, поэтому С¹⁴ отсутствует в каменных углях, а в современной древесине С¹⁴ = 1,07 Ч 10^-10. Углерод-14 позволяет определять малый абсолютный («археологический») возраст.

Главная масса метеоритного вещества (хондриты и железные метеориты), по О.И.Кропотовой, имеет dС¹³ от -2 до -2,5 %, для основных изверженных пород dС¹³ = -2; для алмазов от -0,32 до -0,94 %, а для карбонатитов средние значения близки к -0,65 % (от 0,47 до -0,88). Следовательно, мантийные отношения колеблются от -3 до -8‰ при среднем значении -6‰. В морской воде dС¹³=0, поскольку она используется в качестве стандарта. В морских карбонатах вариации отношения тоже невелики -2 - +1‰.

Углерод органического происхождения более легкий в изотопном отношении. Среднее изотопное отношение биомассы на Земле = -26‰. Метан биологического происхождения, а также образующийся при разложении нефти при Т>100°С наиболее обеднен тяжелым изотопом и имеет dС¹³=-80‰.

При изучении изотопных составов углерода могут решаться две основные задачи: определение источника углеродсодержащих флюидов и определении температур процессов по парам: СО₂ - кальцит, доломит-кальцит, кальцит-графит, доломит-графит.

Изотопы серы. Сера состоит из четырех стабильных изотопов: ³²S = 95,013 %, ³³S = 0,750 %, ³⁴S = 4,215 %, ³⁶S = 0,017 %. За стандарт принимают метеоритную серу с отношением S³² : S³⁴ = 22,22 или дS³⁴=0.

Расчет дS³⁴ происходит также как и для кислорода. Положительные значения dS³⁴ имеет для проб, обогащенных S³⁴, и отрицательные - для проб с преобладанием S³².

Изотопные отношения серы изменяются в результате химических, физических и биологических процессов, тогда как радиоактивные процессы не влияют на изотопные отношения серы. Наиболее эффективное разделение изотопов серы наблюдается при окислительно-восстановительной реакции:

H₂S³⁴ + [S³²O₄]^2- = H₂S³² + [S³⁴O₄]^2-.

Соответственно этому сульфат океанической воды имеет S³² : S³⁴ = 21,76, иначе dS³⁴ = +21,14 ‰, т.е. сера обогащена изотопом S³⁴. Еще большие содержания тяжелой серы отмечаются в сульфате из кальцитовых шляп соляных куполов Мексиканского побережья, где отношение дS³⁴от +66,73 до +13,22. М.Н.Голубчиной и другими для конкреции диагенетического пирита из песчаников Джезказгана приводится дS³⁴ = +70 ‰.

При восстановлении SO₄^2--иона (в частности сульфат-редуцирующими бактериями Desulfovibriodesulfuricans) S³²О₄^2- восстанавливается до сероводорода со скоростью на 2,2 % большей, чем ион S³²О₄^2-, т.е. отношение констант скоростей этих реакций равно 1,022 и в качестве кинетического эффекта наблюдается обогащение (S³²)^2-.

Выделяются 3 изотопно различных источника серы:

1) сера мантийного происхождения сос значениями дS³⁴=0 - +3‰; 2) сера морской воды со значением изотопного состава около +20‰, однако это значение не было постоянным во времени; 3) сильно восстановленная (осадочная) сера с отрицательными значениями изотопного отношения.

Следовательно, изотопный состав сульфидных минералов отражает отношение S³² : S³⁴ в источнике рудоносных растворов и процессы разделения изотопов в ходе рудоотложения, причем Л.Н. Гриненко отметила, что более поздние сульфиды богаче S³⁴ (до 0,5-0,6 %).

Фракционирование изотопов серы зависит и от состава сульфидных минералов. Так, наблюдается утяжеление серы от сфалерита и галенита к халькопириту и к пирротину. По данным У.Олта, гидротермальные сульфиды в рудных месторождениях в среднем имеют дS³⁴ = +4,07. Такое же среднее значение имеют сульфиды из кислых изверженных пород, тогда как из магнезиально-железистых оно немного ниже (дS³⁴ = +2,71), а сульфиды осадочного происхождения в среднем имеют дS³⁴ = -12,01.

У сульфидов осадочного происхождения наблюдается значительно больший разброс изотопных отношений, обусловленный воздействием сульфатредуцирующих бактерий. Сульфиды осадочных месторождений обогащены легкой, а сульфаты - тяжелой серой.

Тодд и Калп отмечают, что сера сероводорода, образовавшегося биогенным путем, сильно обогащена изотопом дS³² (дS³⁴ = -26,3 ‰), тогда как сера первичных сульфидов имеет дS³⁴ = +8,1 ‰. Согласно представлениям В.И.Виноградова, сера сульфатов в пластовых сульфидных месторождениях по изотопному составу не отличается от сульфатной серы эвапоритов.

По исследованиям Н.В.Веселовского и других изотопный состав сульфатных ионов 42 рек Европейской части СНГ в среднем имеет S³² : S³⁴ = 22,08 (дS³⁴ = +6,34), колеблясь от 21,92 до 22,32 (дS³⁴ от+13,69 до -4,48), а для прудов 21,85-22,09 (дS³⁴ от +16,93 до +5,89), в среднем 22,01 (дS³⁴ = +9,54).

По В.А.Гриненко, S³² : S³⁴ в гипсах и ангидритах 21,75 (дS³⁴ = +21,61), т.е. очень близко к океаническим сульфатам (21,76). Образовавшаяся путем их восстановления самородная сера имеет S³² : S³⁴ 22,10-21,87 (дS³⁴ от +5,43 до +16,00) и остаточные сульфаты с S³² : S³⁴ = 21,76-21,06 (дS³⁴ от +21,14 до +55 ‰).

Олт и Калп показали, что для ряда сульфидных рудных месторождений сера в них могла образоваться путем восстановления гипергенных сульфатов.

Р.Г.Панкина выявила эволюцию изотопных отношений серы в ходе геологической истории Земли. Наибольшее содержание S³⁴ наблюдается в кембрийских эвапоритах, оно убывает к пермской системе, после чего снова возрастает, но менее равномерно, к третичным отложениям, резко увеличиваясь в триасовых по сравнению с выше- и нижележащими эвапоритами.

Р.Г. Панкина показала, что изотопный состав серы сульфатов нефтематеринского бассейна близок к таковому мирового океана того же времени, и что между серой нефтей и сульфатами нефтематеринского бассейна существует генетическая связь, т.е. в сере нефтей на 1-2 % S³²больше по сравнению с серой сульфатов.

В процессах метаморфизма, если происходит выделение сероводорода с более тяжелой серой, происходит облегчение серы остаточных сульфидов.

Использование изотопных отношений серы в петрологии магматических пород применяется для изучения следующих процессов:

1. Дегазация SO₂.

2. Контаминация.

3. Кристаллизационное фракционирование.

При изучении генезиса сульфидных руд использование изотопных отношений серы позволяет решать следующие задачи:

1) определять природу серы (мантийная, коровая), присутствующей в рудах в виде сульфидов и сульфатов;

2) определять температуру образования сульфидов и рудообразующих флюидов;

3) определять соотношения вода/порода в процессе минералообразования;

4) определять степень равновесности в процессе минералообразования;

5) строить корректные модели рудообразования для конкретных объектов.

Изотопы Гелия и Аргона в современных гдротремах. Поворотным моментом в развитии геохимии инертных газов явилось открытие гелия с чрезвычайно высоким соотношением изотопов ³He/⁴He в вулканических газах, что должно было означать присутствие в мантии Земли первичного гелия. Впервые об этом было сообщено в 1968 г. на Втором Всесоюзном Симпозиуме по применению стабильных изотопов в геохимии. Это были одни из первых результатов "Ленинградской группы" (с 1966 г. Группа сотрудников ИГГД АН СССР, ВНИГРИ, ФТИ АН СССР по инициативе И. Н. Толстихина начала работы по исследованию изотопов гелия в различных земных объектах). Первая публикация увидела свет в 1969 г. Примерно в это же время вышла работа американских ученых (группа Г. Крейга), в которой сообщалось о небольшом избытке (10%) изотопа ³He (относительно воздушного) в водах Тихого океана. Это также объяснялось добавкой мантийного гелия, содержащего первичную компоненту. Это открытие заставило существенно пересмотреть имевшиеся представления о дегазации Земли, стимулировало работы во многих направлениях, в частности поиски других мантийных производных, оно, наконец, дало в руки исследователей объективный критерий мантийного происхождения природных газов. Примечательно, что это достижение оказалось созвучным с общими тенденциями развития современной геологии, все большее внимание уделяющей изучению глубинных процессов, рассматривающей строение и историю Земли и других планет в едином контексте.

Благородные газы являются исключительно подвижными компонентами. Большие атомные радиусы и химическая инертность придают газам свойства весьма несовместимых элементов. Наиболее высокими отношениями ³He/⁴He = (1 - 3) х 10^-5 отличаются гидротермы Исландии - своеобразного наземного проявления Срединно-Атлантической рифтовой зоны. Показательно, что это отношение в гелии гидротерм острова в 1000 раз (!) выше, чем в радиогенном гелии Земли, и более чем в 10 раз выше атмосферного отношения ³He/⁴He = 1,4 х 10^-6, примерно постоянно на всей территории острова. Интересны также сопоставления изотопных отношений гелия и серы Исландии.

Для многих гидротерм внутри острова типичны ювенильный изотопный состав и гелия ³He/⁴He = 3 х 10^-5 и серы д³⁴S = 0 для всех проявлений серы. Однако по мере приближения к берегам острова ситуация меняется: отношение ³He/⁴He остается примерно прежним, в то время как сульфатная сера гидротерм утяжеляется, достигая величин д³⁴S = 20‰, т.е. в точности таких же как и в океанической воде. Этот пример наглядно иллюстрирует резко различное искажение ювенильных изотопных соотношений гелия и серы в приповерхностных условиях. Гелий атмосферы (и гидросферы), количество которого (вследствие диссипации) ничтожно по сравнению с его потоком из недр, не искажает изотопные соотношения в глубинном гелии. Напротив, изотопный состав серы изменяется коренным образом даже при незначительном подмешивании океанических вод к термальным, поскольку океан можно рассматривать в качестве мощного приповерхностного резервуара серы.

Высокими отношениями ³He/⁴He характеризуются термальные источники и газы Тихоокеанского вулканического кольца, а именно Камчатки, Курильских островов, Японии, Северной Америки. Сопоставляя положение островов, относимых многими исследо-вателями к особым структурам типа "горячих точек", можно сделать заключение, что высокие отношения ³He/⁴He в них не случайность. Близкие к обнаруженным в Тихоокеанской зоне отношения ³He/⁴He ? 10^-5 характерны для гидротерм Большого и Малого Кавказа /Матвеева, 1978/, Италии, Мексики, а также в термах Байкальского рифта, Паганских островов, Агриханского берега, в рассолах Красного моря, на Шпицбергене и др.

Резюмируя сказанное, подчеркнем, что гелий газов и гидротерм регионов, отличающихся наиболее активной тектоно-магматической деятельностью, современным вулканизмом, глубинными "незалеченными" разломами, высокой сейсмичностью и тепловым потоком, т.е. всех регионов, для которых связь мантии с поверхностными частями коры является наиболее вероятной, имеет весьма высокое и сравнительно постоянное изотопное отношение ³He/⁴He, в тысячи раз превосходящее таковое в радиогенном гелии земной коры. Напротив, гелий газов стабильных в тектоническом отношении платформенных регионов, в пределах которых магматическая деятельность закончилась в далеком прошлом, характеризуется низкими, типичными для радиогенного гелия отношениями ³He/⁴He ?10^-8.

Эта особенность ярко проявлена среди детально исследованных газов осадочной толщи /Прасолов, 1990/. Если для газов залежей нефти и газа в среднем свойственно отношение изотопов гелия³Не/⁴Не около 4х10^-8, то в некоторых залежах Сахалина и Западной Камчатки оно достигает значений 6х10^-6. Отношение изотопов аргона ⁴⁰Ar/³⁶Ar в этих объектах варьирует в широких пределах, в среднем составляя около 500, что соответствует доле воздушного аргона в 60%, а радиогенного в 40%. Для аргона и других инертных газов (кроме гелия) "закрыты" пути из атмосферы: отсутствуют как диссипация в космическое пространство, так и консервация в связанном состоянии в пределах коры. Выделившиеся из твердой Земли инертные газы накапливаются в атмосфере, что приводит к их относительно высоким концентрациям и к сильной контаминации, доступных наблюдению частей земной коры атмосферными компонентами.

В атмосфере отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar = 296. Для определения изотопного состава аргона в мантии Земли были исследованы подводные изверженные породы. Изучение изотопного состава аргона из толеитовых базальтов привело к обнаружению довольно широкого диапазона отношений ⁴⁰Ar/³⁶Ar - от близких к атмосферным значениям до 25000. Примерно в таких же пределах менялось это отношение и в ультраосновных включениях в базальтах. Поскольку возможность атмосферной контаминации не вызывает сомнения, обычно в качестве типичных для мантии принимают наиболее высокие отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar. Подводя итог изложенному, можно констатировать, что гелий, являющийся идеальным трассером мантийных летучих компонентов и аргон, отражающий степень атмосферной контаминации газов земной коры, полезно будет использовать в качестве геохимических меток для установления критериев рудоносности уникальных Pt-Cu-Ni месторождений Норильско-Таймырского района.

5. Изотопные показатели генезиса гидротермальных растворов на примере Байкальской рифтовой зоны

Дейтерий и кислород-18 воды азотных терм баунтовской группы

Изотопы воды рассматриваются как наиболее информативный показатель ее инфильтрационной, седиментационной или эндогенной природы. Общепринято считать, что инфильтрационные, первично атмосферные (метеогенные) воды по изотопному составу водорода соответствуют питающим их атмосферным осадкам [1, 2], тогда как по кислороду состав может изменяться из-за изотопного обмена с вмещающими породами. По результатам определений изотопного состава атмосферных осадков в различных точках земного шара была выявлена строгая линейная зависимость между концентрациями в них тяжелых стабильных изотопов воды - дейтерия и кислорода-18, которая по отношению к океаническому стандарту (SMOW) описывается уравнением 5D = 85¹⁸O + 10 (%о) [3]. Соответствующая ему линия по имени автора публикации получила название линии (кривой) метеорных вод Крейга.

Исследованиями изотопного состава азотных терм Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) ранее было показано, что вода их имеет атмосферное происхождение. Вариации дейтерия и кислорода-18 в ней не выходили за пределы соответственно -108...-190 и -13,2...-19,6 %о [4] при изменениях в водах атмосферных осадков, рек и озер Восточной Сибири от -65 до -190 по D и от -9 до -20 % по ¹⁸O [5]. Эти выводы не стали, однако, препятствием для поиска новых доказательств эндогенного источника воды терм, теперь уже не в результате глубинного (магматогенного) ее поступления, а вследствие образования из исходного сухого углеводородного мантийного флюида [6]. Последние изотопные измерения состава терм не меняют устоявшихся представлений об их атмосферном происхождении. По данным [7], в термах Северного Прибайкалья относительные содержания дейтерия изменяются от -141,9 до -172,2 %о и кислорода-18 -- от -18.9 до -25 % при относительных концентрациях 18O в речных водах этого региона от -16,9 до -21,47 %. Поскольку некоторыми исследователями считается, что возраст азотных термальных вод БРЗ может достигать 1,5 млн лет, более легкий состав терм по кислороду в сравнении с речными водами в приведенной ссылке объяснен их питанием в период плейстоценовых оледенений ледниковыми водами, которые должны иметь облегченный изотопный состав. Полученные нами данные по термальным источникам Баунтовской группы, хотя и отличаются от этих определений в сторону утяжеления по обоим изотопам, укладываются в пределы значений для поверхностных вод Сибири.

Объекты и методы исследований

Рассматриваемые термальные источники находятся в БРЗ в бассейне р. Ципа -- левого притока р. Витим. По географической широте они занимают промежуточное положение между источниками в бассейнах Верхней Ангары и Баргузина. Опробование их выполнено 17-19 ноября 2009 г. Условия разгрузки терм Баунтовской группы детально описаны ранее [8]. Изотопы кислорода и водорода воды определялись на установке Finnigan-MAT 252 (Германия) в Аналитическом центре Дальневосточного геологического института ДВО РАН в нефильтрованных пробах, отобранных в стеклянные бюксы с плотными крышками в соответствии с рекомендованной методикой.

Результаты и обсуждение

Полученные данные по изотопному составу (табл.) принципиально не отличаются от имевшихся по термам БРЗ, хотя заметно разнятся по рассматриваемой группе источников. По данным Ломоносова [4], источники имели следующий изотопный состав по дейтерию и кислороду-18 соответственно (в %): Баунтовский -- -113,0 и -13,2; Могойский -- -128,0 и -15,9; Бусанский -- -120,0 и -13,2; Шурин- динский -- - 126,0 и -13,5. В числе исследованных нами термы наиболее высокотемпературного в БРЗ Могойского источника, как и по предшествующим определениям, имеют наиболее легкий изотопный состав, что само по себе снимает вопрос о возможном участии глубинных флюидов в составе водной фазы терм БРЗ. Кроме дейтерия по Шуриндинскому источнику содержание тяжелых изотопов по [4] было выше.

Для рассматриваемых терм характерны относительно узкие интервалы изменения изотопных отношений -- 2,6 % по ¹⁸O и 16,2 % по D, что можно объяснить небольшими вариациями изотопного состава в источниках водного питания. В термах Сихотэ-Алиня, к примеру, эти интервалы шире -- соответственно 10,0 и 66,1 % [9], при этом в атмосферных осадках и поверхностных водах Приморья они достигают 18 % (от -8 до -26) по кислороду-18 и 140 % (от -60 до -200) по дейтерию [8]. Наблюдается правосторонний по отношению к линии Крейга кислородный сдвиг в термах, обусловленный, согласно принятым представлениям [2], изотопным обменом с породами. Исходя из приведенного выше уравнения для метеорных вод, изотопный сдвиг составляет 0,411,25 %, или 2,0-8,2 % от относительных концентраций изотопов.

Из полученных данных видно, что не прослеживается взаимосвязь изотопного состава воды ни с разницей в широтном положении терм, которая в общем незначительна, ни с абсолютными высотами их местоположения, ни с температурой. По сравнению с термами Прибайкалья воды рассматриваемых источников имеют заметно более тяжелый изотопный состав водорода и кислорода, хотя находятся с ними в сходных орографических условиях. Поскольку в обоих случаях анализы выполнялись в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН, установленные различия, по-видимому, реально существуют и требуют объяснения.

Необходимо обратить внимание на отчетливо выраженное отклонение от линии метеорных вод с утяжелением воды по дейтерию -- наклон линии тренда более пологий. Такой наклон характерен для открытых водоемов, что объясняется кинетическим изотопным эффектом при неравновесном испарении [1]. В этом случае коэффициент фракционирования кислорода-18 по сравнению с равновесным в системе «жидкость -- пар» возрастает быстрее, чем у дейтерия (вода обогащается тяжелым кислородом в большей степени, чем дейтерием). В какой-то мере с этим же эффектом связано и наблюдаемое отклонение от линии Крейга по термам Баунтовской группы. Пробы отбирались при интенсивном испарении горячих вод, источники были видны издали по столбам пара над ними. При этом сток воды в местах отбора проб на источниках Бусанском и Шуриндинском, имеющим наиболее утяжеленный состав, был незначителен, доля испарения в расходных статьях водного баланса в опробованных выходах была выше, чем по другим источникам. Естественно, параллельно происходит утяжеление и по водороду.

Испарением, несмотря на его влияние в определенных условиях на изотопный состав терм, все же сложно объяснить разброс изотопных характеристик близко расположенных термальных источников, формирующихся в одних геолого-структурных, орографических и климатических условиях. В связи с этим необходимо обратить внимание на корреляцию изотопных отношений с содержанием кремния в термах -- наблюдается довольно строгая обратная зависимость между ними, которая ранее исследователями не рассматривалась, но, по всей видимости, не может быть случайной. Она указывает, по нашему мнению, на существование изотопного фракционирования в процессе взаимодействия в системе «вода-порода» не только по кислороду, но и по водороду, хотя последнее противоречит утвердившимся в изотопной геологии взглядам.

Источником кремния в термах являются водовмещающие алюмосиликатные породы, господствующие на территории БРЗ. Их растворение происходит с разложением воды. Первоначально при взаимодействии воды с первичными минералами образуется выщелоченный поверхностный слой, в котором катионы замещаются на ион водорода [11]. Уже на этой стадии возможно изотопное фракционирование водорода. Но основное разложение воды происходит при гидролизе алюмосиликатов, продуктами которого являются образующиеся вторичные минералы. На самом начальном этапе -- это гидроксиды алюминия (гиббсит), которые сменяются каолинитом, затем монтмориллонитами и т.д. Возможность фракционирования изотопов воды, как и связь его с переходящей в раствор кремнекис- лотой, видна на примере реакции гидролиза форстерита и анортита [ 1]:

Mg2SiO₄ + CaAl₂Si₂O₈ + 6H₂O + 5CO₂ = Al₂Si₂O₅(OH)₄ + CaCO₃ + 2Mg²⁺ + 4HCO₃^- + H₄SiO₄

Таким образом, полученные данные по изотопному составу воды изученных термальных источников не расходятся с выводом о ее метеогенном происхождении, но в то же время корреляция изотопных отношений с концентрациями растворенной кремнекислоты дает основание предполагать возможность фракционирования изотопов и кислорода, и водорода в процессе взаимодействия воды с вмещающими породами.

Список литературы

1. В. А. Кирюхин «Гидрогеохимия»

2. Кононов В.И. «Геохимия термальных вод»

3. К. Н. Зайцев «Гидрогеохимия»

4. С. Р. Крайнов, В. М. Швец «Гидрогеохимия»

5. Бычков А.Ю. Геохимическая модель современного рудообразования в кальдере Узон (Камчатка). М.: Геос, 2009. 124 с.

6. Есиков А.Д. Изотопная гидрология геотермальных систем. М.: Наука, 1989. 208 с.

Размещено на Allbest.ru