Неорганическая геохимия - Хендерсон П.
Скачать (прямая ссылка):
не было. Интерпретация определенных температур требует осторожности и хорошего понимания условий образования минеральной ассоциации.
Пары минералов, у которых линии фракционирования относительно воды сильно расходятся (рис. 9.3), могут быть хорошими геотермометрами. Так, на рис. 9.3 видно, что минеральная пара кварц — магнетит — одна из наиболее чувствительных. Еще в 1962 г. Тейлор и Зпштейн показали, что среди многих минералов кварц имеет наибольшую тенденцию концентрировать 180, тогда как магнетит — наименьшую. Б последующей работе был установлен такой порядок минералов: рутил, кварц, доломит, щелочной полевой шпат, кальцит, промежуточный плагиоклаз, мусковит, анортит, пироксен, роговая обманка, оливин, гранат, биотит, хлорит, ильменит, магнетит. Эта последовательность отражена на рис. 9.4 в виде зависимостей фракционирования изотопов кислорода от температуры для некоторых пар минералов. Эти зависимости были установлены либо путем использования данных по фракционированию при изотопном обмене минерал — вода, либо прямыми экспериментами. Андерсон и др. [9]! использовали пару плагиоклаз — магнетит, чтобы установить температурные соотношения в некоторых основных магматических породах. Они оценили погрешности определения температур: аналитическая ошибка измерения ±0,1% дает ошибку ±25 °С при 800 °С и ±50 °С при 1150°С.
7,°С
800 650 500 400 300
Ш6Гг. К_г
Рис. 9.3. Фракционирование изотопов кислорода между минералами и водой в зависимости от температуры. Константа фракционирования а определена по уравнению (9.9). Данные взяты в основном из работы [118].
9. Распределение изотопов в геохимии 241
На рис. 9.5 изображены экспериментальные зависимости для фракционирования изотопов серы между некоторыми сульфидными минералами. По степени чувствительности они образуют такой ряд: пирит — галенит>сфалерит — галенит>пирит —-халькопирит>пирит — сфалерит. Минеральные пары сульфид — сульфат более чувствительны, чем любая пара сульфидов.
7\°С 7,°С
Рис. 9.4. Фракционирование изотопов кислорода между парами минералов в зависимости от температуры Г118].
Рис. 9.5. Фракционирование изотопов серы между некоторыми минеральными парами в зависимости от температуры [118].
Можно определить температуру с погрешностью ±40 °С [338], но для этого надо тщательно изучить последовательность кристаллизации подходящих минералов. Например, минеральная пара пирит — галенит редко дает хорошие температурные определения, потому что пирит может быть отложен в гораздо большем температурном диапазоне, чем галенит.
В случае сосуществования трех и более минералов можно проверить согласие температурных определений по каждой паре. Такое согласие — это прямое следствие условия равновесия
16—398
242 Часть II
изотопного обмена, но, по-видимому, оно не очень типично для многих изверженных и метаморфических пород |[84]. Важную роль играет изотопный обмен при охлаждении пород. Вероятно, он протекает между одними минералами быстрее, чем между другими. Чтобы уверенно применять изотопную геотермометрию, необходимо подтвердить согласование температур по крайней мере по трем минералам.
Изотопная геотермометрия применяется уже достаточно широко. Как примеры ее использования приведем следующие работы:
а) Исследовано изменение температуры в контактовом метаморфическом ореоле, развитом в карбонатных породах Бёрч-Крик (Калифорния, США) [367]1. Температуры были определены по минеральной паре кварц — биотит. Установлено систематическое снижение температуры, начиная с 540 °С, с увеличением расстояния от контакта.
б) Фракционирование изотопов кислорода в парах кварц — магнетит и плагиоклаз — магнетит из гранулитов метаморфического ореола вокруг интрузива чернокитовых адамеллитов хребта Масгрейв (Центральная Австралия) даст согласующиеся температуры около 550 °С ][436]. Но температура по паре пироксен— магнетит не согласуется с вышеуказанной скорее всего из-за проявления регрессивного метаморфизма.
в) Изотопные отношения 180/160 в обычных хондритовых метеоритах систематически возрастают от Н-типа через Ь-тип к ЬЬ-типу (классификацию метеоритов см. в гл. 1). Изотопное фракционирование между плагиоклазом и пироксеном и пироксеном и оливином дает близкие температурные оценки — около 950+100 °С [294]. Для метаморфизма это разумная температура в случае, если система не содержит воды. Однако исследование углистых хондритов, проведенное Онумой и др. |[295]:, показало, что распределение изотопов кислорода в них не было равновесным. Авторы предполагают, что изотопные отношения разных фаз этих метеоритов сформировались в процессе охлал<-дения газов солнечной небулы при различных температурах. Исходя из оценки б180 для газа солнечной небулы (—1±2%0, БМОШ), были оценены температуры образования четырех групп объектов, представляющих различные стадии выделения твердого вещества из газа небулы:
1) б180 от —6 до —12 % о- Бедный железом оливин и пироксен из метеоритов класса С2 и Са — А1-силикатиые агрегаты в метеоритах СЗ. Конденсировались при температу-ре>1000 К.
