36. Використання ізотопів кисню та водню при вирішенні питань петрогенезису порід.

Ізотопний склад по водню та кисню корелюється. За допомогою кисню можна встановити епігенетичні зміни, що відбувалися під час петрогенезису. З киснем пов’язані зміни мантійної та корової речовини. (асиміляція). Для встановлення водню в участі петрогенезису потрібно спочатку встановити на скільки він є первинним, тобто які зміни відбулися за рахунок процесів, що відбулися.

Розподіл стабільних ізотопів в процесі магматичної диференціації відбувається під дією кількох чинників, до яких належать зокрема: тип і послідовність кристалізації; ефективність фракціонування. Співвідношення ізотопів кисню при диференціації основної магми (за виключенням останніх стадій) змінюється лише незначним чином, що обумовлено високою температурою кристалізації. Тенденція до зростання величини d¹⁸O відчутно проявляється при зростанні вмісту кремнезему, тому незмінені ультраосновні породи мають d¹⁸O=+5¼+7‰, габро, базальти, андезити і сієніти - d¹⁸O=+5,5¼+7,5‰, а граніти - d¹⁸O=+7¼+13‰.

Згідно з даними Тейлора, більшість вулканічних та інтрузивних порід виявились дуже однорідними як за d¹⁸O (+5,5¼+10‰), так і за dD (-50¼-80‰). Така однорідність обумовлена спільністю джерел магми та існуючими тісними взаємозв’язками магматичних порід різних типів. Фактично стабільні ізотопи надають небагато інформації щодо особливостей петрогенезису породи для якої характерні звичайні співвідношення ізотопів, і можуть використовуватись для виявлення випадків відхилення розподілу ізотопів від норми для порід цього типу.

Враховуючи тенденцію збагачення сіалічної кори ¹⁸O, можна припускати що магматичні породи з аномально високим вмістом ¹⁸O утворювались або в результаті плавлення, або в результаті асиміляції збагаченого ¹⁸O сіалічного матеріалу. Так, в магматичній провінції Тоскана (Італія) високі значення d¹⁸O (+15,3¼+16,4‰) в ріолітах і дацитах можуть бути пояснені лише за припущення що їх утворення пов’язане з появленням чи значною асиміляцією збагачених ¹⁸O глинистих сланців.

Вплив послідовності кристалізації на співвідношення ізотопів можна проілюструвати наступним чином: рання кристалізація магнетиту призводить до збагачення залишкової магми ¹⁸O (порівняно з такою магмою, де у зв’язку з низькою летючістю кисню магнетит не утворюється).

37. Чинники що контролюють розподіл ізотопів сірки в геохімічних системах.

Сірка має 4 стабільних ізотопи ₁₆S^32,33,34,36. Чинники, що контролюють розподіл цих ізотопів, поділяються на внутрішні, що залежать від речовини, та зовнішні, тобто параметри середовища, які змінюються від температурного режиму.

До внутрішніх належать:

1. Форма знаходження. Порівнюючи сірку у твердій фазі, розчинену та газоподібну, спостерігається зменшення ізотопного складу.

2. Тип зєднання. Розглядаючи сірку сульфатну (VI⁺), сірчисту(IV⁺), самородну та сульфідну(II^-), найважчими будуть сульфатні зєднання , найлегшими сульфідні.

Наприклад при вихідному складі розчину S^2- δ34S= -10‰, при умові температури 500 К можуть утворитись такі сполуки: галеніт +2+3‰, сфалерит +4+5‰, сірководень -6+7‰, сірка самородна -4+8‰, пірит 0+4‰, сірчистий газ +6+16‰, сірчаний газ +12+27‰, сульфат іон+16+34‰.

В межах одного сульфідного родовища коефіцієнт фракціонування змінюється від 1,017 до 1,027. Співвідношення ³²S/³⁴S в піриті/ сфалериті/ галеніті = 11/4/1

До зовнішніх чинників належать:

1. Температура. Має дуже значний вплив. Чим нижча температура, тим відмінність ізотопів буде більша.

ГРАФІК 1.

2. Фугітивність кисню.

При низькій фугітивності кисню вміст сульфатних форм незначний

При високій – вміст сульфідних форм незначний.

3. Eh

4. pH = -lg [H⁺]

ГРАФІК 2

Сульфіди в лужному середовищі будуть ізотопно важчі ніж в кислих

5. Загальна концентрація сірки в розчинах.

Чим вища концентрація сірки в розчинах, тим більш значний буде діапазон значень мінеральних форм.

ГРАФІК 3

6. Співвідношення ізотопів сірки у водному розчині.

7. Співвідношення типів і форм зєднання сірки у вихідному розчині.

S^2-/SO₄^2- = 1:9; 1:1; 9:1, у сульфатах ізотопний склад +3,2+16+29‰

У галеніті -33,3-20-7,7. Простежується різке зменшення важких ізотопів залежно від зміни форм.

8. Загальна кількість розчину і тривалість відкладення речовин.

9. Закритість та відкритість системи. Якщо система відкрита, можливе надходження або покидання системи флюїдів.

10. Кількісне та якісне співвідношення мінералів сірки які осаджуються.

11. Наявність органічної речовини та її кількість. Органічна речовина – це слабкий відновник, тому Eh знижується, тому частіше формуються сульфідні родовища.

12. Типи бактерій і характер їх життєдіяльності. Формуються ізотопно легкі сульфатні та ізотопно важкі сульфідні в результаті процесів сульфат редукції.

13. Джерело розчинів.

14. Можливість і характер змішування.

15. Процеси епігенетичних перетворень.