Геохимия изотопов радиоактивных элементов ( U, Th, Ra)

Глава 6. Совместное использование KPb, 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204 при изучении изотопной неоднородности океанической мантии.

6.1 Проблема изотопной неоднородности океанической мантии.

Логическим продолжением рассмотреных в Гл. 5 вопросов о происхождении магматических источников для некоторых локальных океанических регионов с использованием параметраметра К_Рb, было рассмотрение глобальной изотопной неоднородности океанической мантии. Вертикальная и горизонтальная неоднородность состава верхней мантии под Океаном в настоящее время признана большинством исследователей. В то же время причины такой неоднородности вызывают серьезную дискуссию. Для аргументации высказываемых предположений все чаще привлекаются изотопные и геохимические данные.

Вулканические породы будут отличаться между собой по изотопному составу, если они выплавлены из магматических источников с различными изотопными отношениями рассматриваемых элементов. Химические и физико-химические процессы, протекающие в земном веществе, не приводят к ощутимому разделению изотопов Pb, Sr, Nd и других тяжелых элементов. Так, при частичном плавлении и магматической дифференциации расплавов не происходит изменения их изотопных составов, если эти процессы не сопровождаются поступлением вещества, изотопно отличного от исходного источника. В то же время концентрации малых элементов изменяются в процессе выплавления и эволюции магматических расплавов (гл. 4). Как правило, нет прямой корреляции между изотопными параметрами и петрохимическим составом пород. Таким образом, лишь изотопный состав тяжелых элементов может быть отражением первичных магматических источников пород, поэтому мы в данной работе опирались на изотопные характеристики.

Помимо контаминации радиогенными изотопами, приводящими к изменению изотопного состава, для древних источников существенную роль может играть контаминация элементами, материнскими по отношению к исследуемым изотопам: ⁸⁷Rb для ⁸⁷Sr, ¹⁴⁷Sm для ¹⁴³Nd, ²³⁸U для ²⁰⁶Pb, ²³⁵U для ²⁰⁷ Pb, ²³²Th для ²⁰⁸Pb. При этом должно пройти достаточно длительное время, исчисляемое многими сотнями миллионов и миллиардами лет, чтобы из материнских радионуклидов накопились значимые количества исследуемых радиогенных изотопов.

Для интерпретации генезиса мантийных резервуаров по изотопному составу Sr, Nd и Рb в последнее время широкое распространение получила так называемая химическая геодинамика (A.Zindler и S.Hart, 1986). В ее основе лежит представление о том, что все экспериментально наблюдаемые в пределах Океана изотопные составы вулканических пород являются результатом смешения вещества, характеризующего небольшое число типов источников (резервуаров) с экстремальными изотопными составами Pb, Sr, Nd (end member). Были выделены резервуары: DM (depleted mantle) - деплетированная мантия, два типа обогащенной мантии ЕМ (enriched mantle) - ЕМ1 и ЕМ2 и HIMU (high m mantle). Кроме того, была использована средняя точка тетраэдра, построенного по этим значениям (PREMA, FOZO, C), которую многие авторы рассматривают в качестве вероятного изотопного состава нижнемантийных плюмов. Основные точки зрения на природу этих резервуаров, возраст которых варьирует в пределах 1,5-2,0 (по некоторым данным 1,7-1,9) млрд. лет, подробно рассмотрены в обзоре А.Хоффмана (Hoffman, 1997. Nature, v.395).

Согласно указанным работам, выплавки из резервуара DM преобладают среди толеитов срединно-океанических хребтов и абиссальных котловин. Для них характерны наиболее низкие значения изотопных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb и наиболее высокие - ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, а также минимальные концентрации литофильных элементов. В сравнительно небольших количествах здесь также может присутствовать примесь других "конечных членов". Вулканические породы островов по изотопному составу более разнообразны и представлены выплавками из всех резервуаров или их смесями в различных пропорциях. Резервуар ЕМ1, обогащенный относительно DM радиогенными изотопами Sr и Pb и обедненный радиогенным Nd, согласно наиболее распространенному мнениию, представляет собой рециклинговую нижнюю континентальную кору (Cohen, O' Nions, 1982, 1) или субконтинентальную литосферу (McKenzie,O' Nions, 1983 ). Границы распространения резервуара ЕМ1 совпадают с контурами хорошо известной DUPAL-аномалии Южного полушария, выделенной С.Хартом (Рундквист и др. 2000). Резервуар ЕМ2 имеет более ограниченное распространение и характеризуется величинами изотопных отношений Sr, Pb и Nd, сходными с соответствующими отношениями в верхней континентальной коре или континентальных осадках. (Zindler, Hart, 1986). Иногда его рассматривают как мантию, измененную под воздействием водных флюидов (Menzies, 1983).

Резервуар HIMU (high mu), по определению, отличается высоким значением = ²³⁸U/²⁰⁴Pb. Кроме того, он обогащен всеми радиогенными изотопами свинца, но характеризуется низким содержанием радиогенного стронция. Источник вещества HIMU чаще связывают с погружением пластин древней океанической литосеры в зонах субдукции до границ нижней мантии или ядра (Сhase, 1981; Hofmann, White, 1982; Zindler et al. 1982). Другим возможным механизмом считают мобилизацию Pb в метасоматизирующих флюидах и предполагают, что HIMU в настоящее время является рассеянным компонентом в мантии (Zindler, Hart, 1986). Резервуар HIMU также имеет широтное глобальное распространение, в целом оконтуривая DUPAL-аномалию с юга и особенно с севера. В некоторых случаях отмечено перекрытие контуров ЕМ1 и HIMU (Рундквист и др. 2000).

Авторами последней работы был выполнен кластерный анализ изотопных составов океанических вулканитов, в результате которого было выделено 5 кластеров (групп) изотопных составов вулканических пород Океана. Вулканиты, принадлежащие 4 из 5 выделенных кластеров, представляют собой псевдобинарную смесь "конечных членов" "мантийного тетраэдра" А.Зиндлера и С.Харта с некоторым "внутритетраэдрным" компонентом "F" ("focal"), который соответствует составу пятого кластера. Средние значения кластеров: "F", "F+DM", "F+HIMU", "F+EM1", "F+EM2" приведены в Таб. 6.1.