Геотермометрия

Фракционирование изотопов происходит в первую очередь вследствие того, что характер движения молекул, а следовательно, и энергия вещества зависят от масс составляющих его атомов. Разница в массах влияет иа колебательную, поступательную и вращательную компоненты движения молекул и тем самым на разделение изотопов. Колебательная компонента фракционирования зависит от температуры. Это позволяет использовать стабильные изотопы в геотермометрии. Поскольку поступательное и вращательное движения обычно ие происходят в твердых телах, изотопное распределение в минералах контролируется колебательной компонентой. [c.237]

Первое крупное исследование, в котором изотопное фракционирование было использовано для геотермометрии,— работа Юри и др. [402] по определению температуры морской воды в мезозое на основании изотопии кислорода в ископаемых белемнитах. Юри и его соавторы, используя эмпирическую темпера- [c.238]

Изотопная геотермометрия основана главным образом на эмпирических температурных шкалах, невзирая иа 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 [c.239]

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 Эпштейн показали, что среди многих минералов кварц имеет наибольшую тенденцию концентрировать О, тогда как магнетит — наименьшую. 1В 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. [c.240]

Изотопная геотермометрия применяется уже достаточно широко. Как примеры ее использования приведем следующие работы [c.242]

Б качестве своеобразного геотермометра. [c.217]

Сравнительно редкий минерал, часто, по-видимому, принимаемый за мусковит. Встречается в филлитах и мэтаморфиче-ских сланцах со ставролитом, кианитом и гранатом. Получен гидротермальным синтезом. Благодаря неполной смесимости с мусковитом мо- кет применяться как геотермометр. При значительных скоплениях — перспективный изоляционный и строптельыый материал. [c.141]

Сбор и накопление термодинамической информации. Это данные экснериментальной петрологии и геохимии по условиям равновесия реакций. минералообразования, термохимические определения теплоемкости, энтропии, теплот образования и смешения и др. Термодинамические характеристики отдельных газов и газовых смесей. Сведения о коэффициентах теплового расширения и сжимаемости. Определения равновесной растворимости минералов. Результаты исследований по разработке эмпирических и полуэм-пирических методов расчета термодинамических свойств минералов. Петрологическая информация о возможных границах устойчивости природных минеральных парагенезисов на Р — Г-диаграммах, а также все наиболее надежные оценки температур и давлений по существующим минеральным геотермометрам и геобарометрам. Оптимальные термодинамические свойства минералов, полученные в результате предыдущих оптимизационных расчетов. [c.208]

Коэффициент распределения Нернста был широко использован в исследованиях распределения микроэлементов, но из-за чувствительности к изменению концентраций главных элементов он мало полезен для геотермометрии и геобарометрии (см. ниже). Иногда он, впрочем, используется применительно к простым породообразующим процессам, таким, как обсуждаемые в гл. 8. [c.179]

Геотермометрия и геобарометрия. Известно много (по крайней мере 50) пригодных к применению геотермометров и [c.180]

Когда К для данной реакции зависит главным образом от температуры (т. е. между исходными веществами и продуктами реакции имеется - большое изменение энтальпии, но малое изменение объема), то такая реакция потенциально может быть хорошим геотермометром. Аналогично реакции, сопровождающиеся большим изменением объема и малым изменением энтальпии, потенциально являются геобарометрами. Например, реакция [c.181]

Этот геотермометр содержит неявное предположение, что влияние давления пренебрежимо мало. Успешное применение его ко многим типам пород с сосуществующими ортопироксеном и клинопироксеном показывает, что, по-видимому, эти допущения в такой системе приемлемы [312]. Недавно проведенный Уэллсом [424] анализ экспериментальных данных подтвердил, что при пспользовании идеальной двухпозиционной модели смешения для реакции (7.68) большинство экспериментов дает линейную зависимость 1п К от Т так что равновесие нечувствительно к давлению в диапазоне от 1 кбар (10 Ра) до 40 кбар (4-10 Ра). Согласовав соответствующие экспериментальные данные, Уэллс получил модифицированное соотношение [c.184]

Другой геотермометр, основанный на тех же принципах, что и двупироксеновый, использует равновесное распределение аль-битового компопеита (NaAlSisOg) меледу сосуществующими плагиоклазом и щелочным полевым шпатом [16]. В начальной формулировке двухполевошпатового геотермометра распределение альбитового компонента (сокращенно аЬ) рассматривалось в соответствии с законом распределения Нернста, и для реакции (7.74) использовалось уравнение (7.75) [c.185]

В последующей более точной формулировке Стормер [376] рассмотрел активность аЬ в этих двух фазах. Поведение аЬ в плагиоклазовом твердом растворе почти идеально, а для щелочного полевого шпата мол<ет быть подобрана модель субре-гулярного раствора. Было также учтено влияние давления. Еще позже М. Пауэлл и Р, Пауэлл [313] модифицировали уравнение геотермометра с учетом возможного присутствия Са в щелочном полевом шпате. Двухполевошпатовып геотермометр наиболее часто используется на практике из-за того, что эти минералы обычно сосуществуют в магматических породах. [c.185]

Железотитан о в ы й окисный геотермометр [41]—один из наиболее важных не только из-за того, что он может быть применен к довольно щи-рокому ряду магматических и метаморфических пород, но и потому, что он мол<ет дать величину фугитивности кислорода на тот момент времени, когда минералы были в равновесии. Оп основан на зависимости состава сосуществующих твердых растворов магнетит — ульвоишииель и и /о2- Равновесие может [c.186]

Баддингтон и Линд ели [41] построили по экспериментальным данным калибровочный график, изображенный на рис. 7.11, Точность геотермометра по температуре равна примерно н=50 "С, а по/оз составляет 4=1 логарифмическую единицу. Влияние давления (по крайней мере до 10 кбар, или 10 Ра) и следовых количеств других компонентов, по-видимому, мало. Поскольку реакция (7.76) включает газовую фазу (О2), можно было бы ожидать, что она очень чувствительна к давлению, но количество выделяющегося кислорода так мало, что общее инертное давление пренебрежимо слабо сказывается на равновесии. [c.186]

У железотитанового окисного геотермометра есть дополнительное важное свойство — равновесие в этой минеральной паре обычно смещается уже после кристаллизации, во время медленного охлаждения магматического тела. Применение этого геотермометра в таких случаях могло бы пролить свет на процессы перекристаллизации магматических пород, главным образом показывая изменения фугитивности кислорода при остыванип. [c.187]

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 геотермометрии (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, ЗМОШ (см. табл. 9.6) был первоначально определен относительно стаидарт- [c.238]

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 Mg, Al и Fe, и изотопы водорода невозможно использовать как гсо-термометр. В большинстве работ по изотопной геотермометрпи используется фракционирование изотопов кислорода и серы, и далее речь пойдет в основном о них. [c.238]

Изотопная геотермометрия в сочетании с термодинамическими законами, изложенными в гл. 7, дает могучий инструмент изучения природы распределения элементов в породах и рудах. По согласованию температур можно проверить существование-изотопного равновесия, а это в свою очередь служит важным признаком, позволяющим применить законы химических равновесий к исследованию изучаемой системы. Кроме того, поскольку изотопное фракционирование в твердых веществах и жидкостях нечувствительно к давлению, изотопная геотермометрия может дать независимую оценку температуры, что позволяет применять в качестве геобарометров ие только те реакции, которые полностью независимы от температуры, но и ряд других реакций (см. гл. 7), [c.243]

Генезис рудных месюрооюдений. Кроме использования в качестве геотермометров стабильные изотопы могут быть индикаторами других условий рудообразования, например pH и фугитивности 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]. [c.249]

Есть ли вообще доказательства температурного контроля последовательности кристаллизации Да температура расплава понижается и он начинает кристаллизоваться, но это не значит, что именно пониженные температуры способствуют появлению соответствующих минералов. Может идет саморазвитие системы иод диффузионным контролем последовательности кристаллизации. Сначала выделяется более близко стоящий с расплавом по составу минерал, затем состав расплава меняется и начинается кристаллизация следующего минерала близкого по составу с остаточным расплавом и так далее. Но может и температурная устойчивость минералов влиять, например, грапитоидпая ассоциация минералов является в целом более низкотемпературная, чем габброндная и поэтому она всегда выделяется позднее пироксепов и основных плагиоклазов. Но внутри последней уже есть своя диффузионная последовательность. Температурный контроль наиболее твердо доказан только при кристаллизации плагиоклазов последовательно сменяющих свой состав. В габброидном расплаве зональность кристаллов не может служить доказательством температурпости, т.к. это может быть связано с изменением химического состава расплава. Поэтому состав плагиоклаза пе является геотермометром, хотя и известно, что более основной плагиоклаз более высокотемпературный, чем кислый. Ведь все расплавы кристаллизуются с понижением температуры но зональные плагиоклазы редко встречаются. [c.32]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология