Неорганическая геохимия - Хендерсон П.
Скачать (прямая ссылка):
9. Распределение изотопов в геохимии 249
кого эффекта (см. разд. 9.6.3) —некоторые рудные месторождения, связанные с магматической деятельностью, имеют низкие значения б180, указывающие на участие в их образовании атмосферных вод, которые могли быть переносчиком рудного вещества.
Не у всех природных вод, способных взаимодействовать с магматическими интрузивами, должны быть низкие значения б180. Первичные магматические воды имеют значения б180 порядка +5--Ь9°/оо, т. е. они похожи в этом отношении на многие неизмененные магматические породы. Некоторые метаморфические воды могут быть обогащены 180. Например, в грано-диоритах, слагающих часть Южно-Калифорнийского батолита, найдены доказательства обмена краевых частей плутона с богатыми 180 метаморфическими водами, выделившимися из окружающих глинистых сланцев .{386]. Кварц из приконтактовой части плутона имеет значение б180 около -)-100/оо, а иногда до 19%о, в то время как в центральной зоне эта величина составляет около 8,7%0.
Кроме того, как отмечено выше и как показывают уравнение (9.12) и данные рис. 9.3, низкотемпературное взаимодействие может привести к обогащению 180, даже если сама вода не обогащена 180. Низкотемпературное изменение (~4°С) базальтов дна океана под действием морской воды (б18Ос^0) приводит к значительному обогащению 180, от ~-|-6%о для свежего базальта до +17%0 и выше )[267]. Данные, полученные при глубоководном бурении океанического дна, показывают, что холодная вода может проникать в океаническую кору и взаимодействовать с ее веществом до глубины по крайней мере 600 м {268]. Сходным образом в некоторых офиолитовых комплексах, которые рассматриваются как фрагменты океанической коры и верхней мантии, обнаружено обогащение 180 за счет низкотемпературного взаимодействия исходного базальтового вещества с морской водой |[375]!. Значение этих явлений для химической океанографии обсуждается в гл. 11.
9.6.3. Генезис рудных месторооюдений. Кроме использования в качестве геотермометров стабильные изотопы могут быть индикаторами других условий рудообразования, например рН и фугитивиости кислорода, а также источника рудообразующих флюидов. Для этих целей были успешно применены изотопы кислорода и серы, особенно для гидротермальных сульфидных руд. Изотопы углерода — это еще один полезный генетический индикатор, если рудное месторождение содержит карбонаты и/или графит [289].
Величины б34Б (СО) сульфидных минералов в гидротермальных месторождениях обычно колеблются от —7 до +15%о. Для сульфатов этот диапазон — от приблизительно +8 до +25%о.
250 Часть II
Однако вариации величин 634Б в минерале зависят от состава гидротермального флюида, из которого он отлагался, особенно от отношения НгБ/БО^-. Например, в системе, в которой флюид имеет б34Э = 0%0 и содержит Н^ и 5042~ в молярной пропорции 0,1 :0,9, величина 634Б галенита будет равна —33,3%0 при 200 °С. Если состав флюида изменится и Н25 и БО^- будут присутствовать в равных количествах, величина б345 галенита станет равна —20,5%о при той же температуре |[338].
Вероятные главные соединения серы в гидротермальном флюиде, по крайней мере до 500°С,— это КгБ, НБ-, Б2", 5042~, Н304-, К804- и МаБО-г, а наиболее важные равновесия следующие:
Н^зод^Н+ч-НБ-, НБ- = Н+4-52-, 2Н+ + Б04«-= Ня8ВОдН+ 202, Н504- = Н+ + 5042-, К304-= К+ + Б042-, Ыа504- = Ыа+ + 5042~.
Они указывают на сильное влияние рН и фугитивности кислорода на отношение Н25/5042_ во флюиде, а следовательно, на отношения изотопов серы в образующихся из него минералах. Омото |[289]| использовал эти равновесия и уравнения баланса масс для вывода закономерных соотношений между изотопными отношениями и химическим составом гидротермальных флюидов. Значение этого подхода состоит в том, что по отношениям изотопов Б в рудных минералах стало бы возможным определять Т, рН, /оа, а также 6345 рудообразующего флюида. Эти данные приблизят нас к правильному пониманию условий рудоотложе-ния. Величина б34Б в рудообразующем флюиде имеет важное значение, потому что по ней может быть установлено происхождение (в широком смысле) серы флюида. Таким способом были выявлены три главных источника серы ([338]:
а) величины 6345 флюида, близкие к нулю, показывают, что сера, вероятно, имеет магматическое происхождение;
б) величины о348 около +20%о (СБ), как в морской воде, показывают, что сера поступала из морской воды или морских эвапоритов;
в) промежуточные величины б34Б, вероятно, возникают при поступлении серы из окружающих пород.
По отношению изотопов кислорода в газово-жидких включениях в рудных минералах можно также идентифицировать источник воды гидротермального флюида. Объектом такого исследования были знаменитые стратифицированные месторождения сульфидов Ре, Си, РЬ н 1п типа месторождений Куроко в Японии. Данные по изотопам серы в минералах показывают, что
9. Распределение изотопов в геохимии 251
634Б рудообразующих флюидов этих месторождений было близко к +20%о (СЬ), а величины б180 воды в газово-жидких включениях в пирите и халькопирите попадают в узкий интервал от —1,6 до --|-0,30/оо '[290]. Эти данные означают, что значительная доля рудообразующих флюидов имела морское происхождение. Омото и Рай ![290]| предположили, что образование руд типа куроко связано с высокотемпературной циркуляцией морской воды через горячие вулканические породы района. Это служит дополнительным доказательством важного значения взаимодействия порода — вода и выщелачивания элементов из магматических пород.
