Научная литература
booksshare.net -> Добавить материал -> Химия -> Хендерсон П. -> "Неорганическая геохимия" -> 92

Неорганическая геохимия - Хендерсон П.

Хендерсон П. Неорганическая геохимия: Пер. с англ.. Под редакцией В. А. Жарикова — М.: Мир, 1985. — 339 c.
Скачать (прямая ссылка): inorg_chem1985.pdf
Предыдущая << 1 .. 86 87 88 89 90 91 < 92 > 93 94 95 96 97 98 .. 134 >> Следующая

Л-А-В = 6А-А, (9.8)
и константа фракционирования* а между А и В. Она определяется как
АА-В = ^А/^В' (9*9)
* Этот термин в русской литературе соответствует термину «isotopic fractionation factor». — Прим. перев.
238 Часть II
или
С4А_В = (1000 4- 6А)/( 1 ООО + бв). (9.10)
Величины констант фракционирования обычно близки к единице и отличаются от нее в третьем десятичном знаке. Поэтому можно принять приближенно 1000 1п 1,00Х~Х. Это приближение часто применяется в изотопной геотермометрин (см. ниже).
Характеристики международных изотопных стандартов приведены в табл. 9.6. Эти стандарты представляют либо природные, либо гипотетические образцы, и их изотопный состав был принят по международному соглашению или по определению. Используемые в лабораториях стандарты определяются по отношению к международным стандартам. Например, БМОШ (см. табл. 9.6) был первоначально определен относительно стандарт-
Та блица 9.6. Международные стандарты, применяемые для описания фракционирования стабильных изотопов
Изотопное Стандарт Аббренпа-
отношение
тур.і
180/160 Стандартная средняя океаническая вода. Гипоте-
тический
ЧЭ/'Н Стандартная средняя океаническая вода. Гипоте-
тический
13С/12С Карбонат белемнита из меловой формации Пнди, РБВ
США. Ныне исчерпан
Тронлит из метеорита Каньон-Дьябло (по согла-

шению 3"5/325 = 0,0450045)
ной воды ЫВ5-1 Национального бюро стандартов США следующим образом:
(180/1еО)5МОШ-1,008 (018/0,вЬва-1.
9.5. Изотопная геотермометрия. Равновесная величина константы фракционирования а (уравнение (9.9)) зависит от температуры, но нечувствительна к изменениям давления, за исключением систем, включающих газовую фазу. Однако на фракционирование изотопов водорода сильно влияют вариации в соотношениях главных элементов минеральных фаз, особенно М?> А1 и Ре, и изотопы водорода невозможно использовать как геотермометр. В большинстве работ по изотопной геотермометрин используется фракционирование изотопов кислорода и серы, и далее речь пойдет в основном о них.
Первое крупное исследование, в котором изотопное фракционирование было использовано для геотермометрии,— работа Ю'ри и др. 1[402] по определению температуры морской воды в мезозое на основании изотопии кислорода в ископаемых белемнитах. Юри и его соавторы, используя эмпирическую темпера
9. Распределение изотопов в геохимии 239
турную зависимость и изотопные данные по индивидуальным кольцам роста в рострах мезозойских белемнитов с острова Скай в Шотландии, смогли показать существование циклических колебаний температуры воды (от 20 до 25°С), в которой жили белемниты. Они доказали, что изотопный состав кислорода карбонатного вещества раковин сформировался в равновесных условиях и что впоследствии он не изменялся. Эти исследователи имели дело с температурами, при которых изотопное фракционирование относительно велико, но даже при этом их работа была в то время большим достижением. Последующее развитие техники изотопных измерений, а также экспериментальные работы по температурной калибровке привели к тому, что сейчас при благоприятных условиях изотопный кислородный геотермометр можно использовать до 1200 °С.
Изотопная геотермометрия основана главным образом на эмпирических температурных шкалах, невзирая на сложности, связанные с малыми скоростями реакций, потому что теоретические шкалы часто недостаточно точны. Температурная зависимость а при высоких температурах, характерных для магматических и метаморфических систем, имеет простой вид: логарифм а обратно пропорционален квадрату абсолютной температуры:
где Т дана в градусах Кельвина. Поскольку ЮЧп (1,00Х)~Х, и график экспериментально определенной константы фракционирования в координатах ЮЧп а — Г-2 часто близок к прямой линии, используется выражение
где А и В — экспериментально определенные константы для каждой системы с изотопным обменом. Таким образом, величина ЮЧп а представляет фракционирование, выраженное в промилле. Если температура возрастает, это значение стремится к нулю (т. е. а стремится к 1). Минералы, содержащие ОН-груп-пы, часто обнаруживают более сложную температурную зависимость, чем задаваемая уравнением (9.12).
На рис. 9.3 показана температурная зависимость фракционирования изотопов кислорода между минералами и водой, установленная по гидротермальным экспериментам и в отдельных случаях теоретическими методами. Эти данные могут не только быть использованы непосредственно, но по ним легко можно вычислить фракционирование в системе минерал — минерал, и значение 1031п а очень близко к величине А:
1п а а Т1-2,
(9.11)
ЮЧпа = Л(10<Т-2) + ?,
(9.12)
А
'А-В

ЮЧп а
(9.13)
Например, подстановка выражения для фракционирования при
240 Часть II
изотопном обмене в системе магнетит — вода в выражение для обмена кварц — вода дает величину для обмена кварц — магнетит. Полученную таким способом шкалу можно затем применить для сосуществующих пар минералов в породе, чтобы определить температуру образования минералов или, более строго, температуру, при которой изотопный обмен еще происходил, но ниже которой изотопного обмена между этими минералами уже
Предыдущая << 1 .. 86 87 88 89 90 91 < 92 > 93 94 95 96 97 98 .. 134 >> Следующая

Реклама

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed

Есть, чем поделиться? Отправьте
материал
нам
Авторские права © 2009 BooksShare.
Все права защищены.
Rambler's Top100

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed