28. Застосування радіоактивних ізотопів при вирішенні питань петрогенезису магматичних порід

Процеси хімічного фракціонування, які відбуваються на Землі, обумовлюють значні варіації концентрацій радіоактивних елементів. Вміст U, наприклад, змінюється від 10^-7% в дунітах до перших відсотків в уранових рудах. Відповідно до цього відрізнятиметься і кількість радіогенного свинцю в породах. Якщо породи (або руди) були згодом змінені чи ремобілізовані, і їх речовина увійшла до складу нових порід (відкладів, утворень), то визначені в них ізотопні співвідношення можна використовувати для ідентифікації джерел речовини - за дотримання умови що процес утворення був простим. З цією метою використовується, зокрема, і Rb-Sr метод.

Заряд (+1) і розмір (від 1,52 при КЧ=VI до 1,81 при КЧ=XIV) іону рубідію такі, що він є некогерентним іоном при диференціації базальтової магми. Тобто, рубідій має тенденцію залишатися в розплаві і накопичуватись в кінцевих, найбільш кременеземистих (кислих) продуктах (до складу кристалів в першу чергу входять іони максимального заряду і мінімального розміру). Саме тому кора Землі містить більше Rb ніж верхня мантія. Відповідно, швидкість утворення радіогенного ⁸⁷Sr (величина співвідношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) в корі буде вищою, ніж в верхній мантії. Власне кажучи, величина співвідношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в системі закритій по Rb і Sr, буде прямо пропорційною до відношення Rb/Sr.

В еличина відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в верхній мантії на час завершення аккреції Землі була, вірогідно, близькою до аналогічної величини в ахондритах (0,69898±0,00003) і поступово зростала до сучасної величини (0,7037±0,0002), яку оцінено за ізотопним складом океанічних толеїтів. За цими величинами можна зробити висновок що в верхній мантії величина відношення Rb/Sr»0,024±0,001.

Рисунок 5.5 - Графічне зображення зміни відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr з часом в гомогенній мантії (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0,024) і в породах утворених з мантійної речовини 3 млрд. років тому (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0,2)

Магма, виплавлена з речовини мантії в певний момент часу, матиме значення відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr буде належати кривій росту в мантії (див. рис. 5.5, крива Rb/Sr=0,024), але величина відношення Rb/Sr, вірогідно, буде відрізнятися від характерної для мантійної речовини. Високі значення відношення Rb/Sr обумовлять відносно більш швидке зростання величини ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (див. рис. 5.5, крива Rb/Sr=0,2). Аналогічно, сіалічна кора, яка утворилася в результаті диференціації мантії на ранніх стадіях історії Землі, має тепер відносно високу величину співвідношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Такі, елементарні, логічні конструкції щодо еволюції ізотопних співвідношень були використані для виділення провінцій гранітних магм. Дійсно, граніт міг утворитися з речовини верхньої мантії - або при частковому плавленні мантійного матеріалу, або при кристалізаційній диференціації виплавленої з мантії базальтової магми. Крім того він міг утворитися при плавленні сіалічної кори. Граніти, утворені при анатексисі кори повинні були б мати відносно високі початкові значення відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Низьке ж початкове значення даного співвідношення повинно відповідати мантійному походженню гранітів (або з недавно відділеної від мантії речовини). Звісно, при застосуванні подібних побудов прийняті певні обмеження, найголовнішими з яких є:

• мантія вважається ізотопно гомогенною;

• граніти утворюються з мантії або кори в результаті простого одноступеневого процесу;

• ізотопні відношення в породах не змінені посткристалізаційними процесами.

Є певні підстави вважати що, як мінімум, перші дві умови не цілком відповідають дійсності. Однак, все ж уявляється, що, внаслідок великих відмінностей в ізотопних співвідношеннях між речовиною з різних джерел, ізотопи стронцію можуть бути використані як петрогенетичний індикатор.

Саме таким чином (за відносно низькими початковими значеннями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0,702-0,704) Блексленд (Blaxland A.B. and &, 1978) встановив мантійне походження протерозойських гранітів і сієнітів провінції Гардар (Гренландія), а Ганнер (Gunner J.D., 1974) довів сіалічне походження кварцових монцонітів (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0,734) з купола Мартіна (гірський хребет Міллера в Трансантарктичних горах). Щоправда, інколи виникає неузгодженість з даними інших методів: великі гранітні батоліти Каліфорнії характеризуються відносно низькими початковими величинами (0,707) відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (Faure G., Powell J.L, 1972), хоча за іншими ознаками вони утворилися в результаті корового анатексису.

Граніти, утворені при плавленні осадків та інших порід кори, можуть сильно відрізнятися за вмістами мікроелементів від гранітів мантійного походження. На характері розподілу елементів повинні відобразитися також деякі фізико-хімічні умови генерації розплаву та кристалізації (парціальний тиск води, наприклад). Ізотопні дослідження в комбінації з іншими геодинамічними методами допоможуть зрозуміти процеси, які впливають на розподіл елементів.

Відносна рухливість цих елементів, особливо Rb, може бути невигідною для геохронології оскільки порушується умова замкненості системи. Навіть дуже молоді породи можуть бути забруднені гіпергенними процесами, в результаті гідротермальної активності, тощо. Така рухливість Rb або Sr може призвести до неправильного визначення віку чи початкових співвідношень. З іншого боку, широкий діапазон значень співвідношень Rb/Sr властивих кислим магматичним та метаморфічним породах показує, що визначений за величиною Rb/Sr вік не надто чутливий до зміни початкових ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr співвідношень.

Однією з цікавих використань цієї системи базується на тривалому часі перебування Sr в морській воді і легкому заміщені ним кальцію в карбонатах. Оскільки стронцій перебуває в морській воді в продовж тривалого часу то за співвідношенням ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr вона є однорідною в будь-який конкретний момент. Водночас величина співвідношенням ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в морській воді змінюється з часом, що обумовлено відносним привнесенням стронцію з континентів та за рахунок гідротермальної активності в серединних океанічних хребтах. На величину співвідношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr впливатимуть площа континентів, швидкість ерозії тощо. Зміна ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в морській воді на протязі фанерозою (див. Рис. 5.4 - w-8.8 ) була визначена за від аналізами карбонатних і фосфатних скам’янілостей. Для деяких періодів фактично можна визначати вік порід за величиною співвідношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в осаджених карбонатах. Найбільш прийнятним такий підхід є для палеогенових порід, оскільки в даному випадку відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в морській воді було визначене як найточніше і виявляє чітку тенденцію до різкого зростання із зменшенням віку.

Можлива гетерогенність мантії була об’єктом чисельних досліджень, в тому числі з використанням ізотопів ніодиму (Nd). Самарій -147 розпадається з випроміненням a-частки і перетворюється в ¹⁴³Nd. До цих ізотопів можна застосувати ті ж принципи, що і в рубідій-стронцієвому методі. Співвідношення:

(143Nd/146Nd)t =(143Nd/146Nd)0 +(147Sm/146Nd)×(el×t-1)

?

використовується для визначення віку порід але великий період напіврозпаду самарію обмежує використання цього методу лише архейськими породами (понад 2,5 млрд. років). В той же час, відношення ізотопів може дати певну інформацію про джерела магм для більш молодих порід. Відносно невеликі відмінності базальтів за ізотопним складом ніодиму (¹⁴³Nd/¹⁴⁶Nd - від 0,7080 в деяких лужних базальтах, до 0,7083 в толеїтових базальтах) показують, що відповідні породи утворилися в областях мантії з різними співвідношеннями ніодим-самарій. А це означає, що такі області повинні були стати хімічно відмінними задовго до утворення відповідних базальтових магм (необхідний був час для накопичення значимих ізотопних відмінностей).

Для розв’язання петрологічних завдань дуже часто нині використовують параметр e_Nd, який визначається за формулою:

eNd ={(143Nd/144Nd) - (143Nd/144Nd)chon}*104/ (143Nd/144Nd)chon

8.23

на сьогодні величина (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_chon вважається рівною 0,512638 ((¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd)_chon =0,7219). Величина параметр e_Nd в різних типах порід змінюється від -20 до +10. Оскільки величина ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd найшвидше зростає в збідненій летючими верхній мантії, а найповільніше - в земній корі, то й величина параметру e_Nd буде зростати в породах мантійного походження (для базальтів океанічних островів отримане значення +5, а власне в верхній мантії - +10), і зменшуватись в континентальних базальтах (до -2¼-7) та інших породах кори (до -3¼-29). Виходячи з таких (протилежних) співвідношень між глибинністю джерела та ізотопним складом досить часто використовується діаграма залежності e_Nd від ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.