5.5.2. Систематика изотопного отношения ²³⁰Th/ ²³²Th
в современных вулканических породах

Изотопные отношения радиоактивных элементов можно использовать и в качестве трассеров эндогенных процессов по аналогии с отношениями стабильных радиогенных изотопов. Однако область применения радиоактивных изотопов ограничена во времени сравнительно небольшой продолжительностью жизни дочерних радионуклидов и не выходит за пределы четвертичного периода. Поэтому среди эндогенных процессов лишь для современного вулканизма можно использовать радиоактивные изотопы в качестве природных трассеров.

143

При изучении самого процесса вулканического извержения нередко используют сравнительно короткоживущие радионуклидные пары: ²²⁸Th/ ²²⁸Ra, ²²²Rn/ ²²⁶Ra, ²²⁶Ra/ ²³⁸U, ²¹⁰Po/ ²¹⁰Pb и др. Исследование петрогенезиса вулканических пород требует применения радионуклидов с существенно большой продолжительностью жизни.

Для решения вопросов, связанных с происхождением вулканических пород, а также с принадлежностью их регионального источника к тем или иным основным резервуарам Земли, используют отношение наиболее долгоживущих изотопов тория - ²³⁰Th/ ²³²Th. Отношение связывает изотопы тория, принадлежащие к разным рядам распада: ²³⁰Th - дочерний продукт ряда ²³⁸U, a ²³²Th - родоначальник ряда тория. Ториевый изотопный метод (Титаева, 1982, 1990) применим к породам, возраст которых не превышает первых сотен тысяч лет. В процессе образования вулканической породы не происходит фракционирования изотопов ²³⁰Th и ²³²Th. Изменение их изотопного отношения возможно лишь под действием двух факторов: 1) контаминации расплава веществом с иным изотопным составом тория и 2) радиоактивного распада неподкрепленного ураном ²³⁰Тh или его накопления из избыточного урана в том случае, если время с момента формирования породы превышает первые десятки тысяч лет, а радиоактивное равновесие между ²³⁸U и ²³⁰Th нарушено. Таким образом, в современных или голоценовых вулканических породах величина ²³⁰Th/ ²³²Th будет отражать изотопный состав тория в очаге.

Совпадение ²³⁰Th/ ²³²Th в очаге и региональном источнике магмы будет иметь место лишь тогда, когда на всем протяжении вулканического процесса, начиная с момента частичного плавления и дальнейшей эволюции расплава до момента извержения, не происходило разделения химических элементов урана (²³⁸U), из которого образуется ²³⁰Th, и тория (²³²Th).

Многочисленные анализы образцов, отобранных в момент извержения, показали, что нередко отношение между ²³⁴U (находящимся всегда в равновесии с ²³⁸U) и ²³⁰Th не соответствует радиоактивному равновесию (Чердынцев, 1978). Есть все основания утверждать, что нарушение равновесия между ²³⁰Th и ²³⁴U (разделение химических элементов U и Th) возникает на самой последней стадии вулканического процесса - при вскипании расплава и отделении летучих в собственную фазу (Титаева, 1982, 1983, 1986). А если это так, то изотопный состав тория в очаге отражает состав источника, поскольку на всем протяжении эволюции расплава между источником и вулканическим очагом ²³⁴U и ²³⁰Th находились в радиоактивном равновесии с ²³⁸U. Все сказанное позволяет использовать величину ²³⁰Th/ ²³²Th для расчета торий-уранового отношения в очаге и региональном источнике,

144

которое обычно обозначается (Th/U)_Th или K_Th (по аналогии с K_Pb) и выражается в единицах массы (Фор, 1989):

K_Th = (Th/U)_Th = 

λ238λ232

(230Th/ 232Th)A

 

232

238

 [ед. масы],

где λ₂₃₈, λ₂₃₂ - константы распада ²³⁸U и ²³²Th соответственно; индекс А за скобками - единицы активности; 238 и 232 - массовые числа радионуклидов.

Процесс кристаллизационной дифференциации практически не влияет на разделение урана и тория, поэтому в породах комагматичных серий величина ²³⁰Th/ ²³²Th постоянна (Титаева и др., 1982).

На рис. 5.14 представлена ториевая изотопная систематика в виде гистограмм. Величины ²³⁰Th/ ²³²Th и соответственно (Th/U)_Th образуют четко разделяющиеся группы, принадлежащие основным резервуарам Земли: неконтаминированной верхней мантии, континентальной литосфере и океанической литосфере.

"Океаническая" и "континентальная" группы изотопных отношений тория комплементарны относительно мантийных значений. В "океаническую" группу входят базальты дна океана, срединно-океанических хребтов, разнообразные вулканические породы океанических островов и островных дуг. Все породы этой группы отличаются более высокими по сравнению с мантийными величинами ²³⁰Th/ ²³²Th (> 1,0) и соответственно пониженными значениями (Th/U)_Th (≤ 3,2). Максимальные отношения ²³⁰Th/ ²³²Th (10 - 25) были получены для измененных гидротермальными процессами пород океанического дна. "Континентальная" группа включает производные сиалической коры и окраинных зон континентальных рифтов, в той или иной степени контаминированных сиалическим материалом. Вулканиты этой группы, напротив, характеризуются пониженными относительно мантии значениями ²³⁰Th/ ²³²Th (≤ 0,85) и соответственно высокими значениями (Th/U)_Th (≥ 3,8). Естественно, всегда встречаются породы, промежуточные между этими тремя группами. Таким образом, систематика изотопного состава тория подобна систематике стронция и неодима. Отмечают прямую корреляцию ¹⁴³Nd/ ¹⁴⁴Nd - ²³⁰Th/ ²³²Th и обратную корреляцию ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr - ²³⁰Th/ ²³²Th для рифтогенных вулканических пород (Поляков и др., 1986) и пород "горячих точек" (Condomines et al., 1988).

Геохимическая модель, объясняющая ториевую изотопную систематику, предполагает, что процесс разделения первичной (примитивной) верхней мантии на обедненный (океанический) и обогащенный (континентальный) резервуары, который произошел около 2,8 млрд лет назад, привел к существенному различию этих резервуаров по концентрациям литофильных элементов, в том числе U и Th. Существующие аналитические данные показывают,

145

Рис. 5.14. Гистограммы распределения отношения активности ²³⁰Th/ ²³²Th и К_Th в четвертичных вулканических породах мира: 1 - MORB; 2 - островные дуги; 3 - Исландия; 4 - океанические острова; 5 - континентальные рифты; 6 - Кавказ (Эльбрус, Казбек); 7 - область мантии

что континентальный резервуар оказался в большей степени обогащен Th и легкими лантаноидами по сравнению с океаническим. В рассматриваемом здесь случае это привело к возрастанию отношения Th/U (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Дальнейшая эволюция резервуаров лишь углубила эти различия. Магматические, метаморфические, метасоматические, осадочные процессы и последующий рециклинг приводили к все возрастающему обогащению Th и U континентальной коры (см. гл. 3). В то же время мобилизация U во всех этих процессах и вынос его за пределы континентов в океан постоянно способствовали увеличению отношения Th/U в континентальной коре.

146

Напротив, в обедненном резервуаре (океанической коре и верхней мантии) постоянно происходит взаимодействие твердых пород с океанической водой в процессе гидротермальной циркуляции. При этом в слабощелочных условиях океанической воды окислительно-восстановительная реакция U⁶⁺ + 2Fe²⁺ ←→ U⁴⁺ + 2Fe³⁺ сдвигается вправо (Щербина, 1972). Это приводит к постоянному окислению Fe на поверхности трещин и обогащению этих участков U. Реальность процесса подтверждается исследованиями кернов глубоководного бурения (Aumento, 1979). Наблюдается закономерное увеличение концентрации U и окисленности Fe по мере удаления от оси спрединга пропорционально возрасту пород. Плавление измененных таким образом пород будет приводить к появлению океанических пород с низкими значениями отношения Th/U (Титаева, 1982, 1990; Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

Все указанные процессы влияют не только на величину отношения Th/U, но и на параметр К_Th = (Th/U)_Th, который характеризует торий-урановое отношение в магматическом очаге в настоящее время. Однако эти сравнительно молодые процессы не могут повлиять на величину параметра К_Рb = (Th/U)_Pb в магматических источниках (см. гл. 4). Так как оба параметра являются отношением одних и тех же элементов, имеют идентичный относительный характер распределения, но различаются по величине, то их сопоставление может дать информацию как о происхождении источников вулканизма (К_Pb), так и об их последующей эволюции (K_Th) (Титаева, 1998).

Диаграмма в координатах К_Th - К_Рb представлена на рис. 5.15 (Титаева, 1998). Плоскость диаграммы разделена двумя прямыми линиями на 4 поля. Прямая К_Pb = 3,95 - эмпирическая. Она проведена на основании гистограмм распределения К_Pb (см. гл. 4) и отделяет магматические источники, связанные с обедненным резервуаром, от источников в обогащенном резервуаре. Прямая K_Th = К_Pb характеризует геометрическое место точек изотопных составов древних источников, сохранившихся после своего формирования в виде закрытых систем. Если бы не было позднейших, наложенных процессов, разделяющих Th и U, то все аналитические точки составов вулканических пород лежали бы на этой прямой. Здесь же должен был бы находиться первичный состав примитивной мантии. Однако практически для всех эмпирических точек наблюдается неравенство величин параметров К_Pb и K_Th. Это свидетельствует о существовании процессов, постоянно влияющих на отношение Th/U. Точки выше этой прямой соответствуют выплавкам из мантии, измененной под влиянием щелочного метасоматоза, который приводит к опережающему обогащению Th по сравнению с U (и легкими лантаноидами по сравнению с тяжелыми). Ниже прямой располагаются точки, испытавшие обогащение ураном, скорее всего в результате гидротермального воздействия океанической воды и соответствующих

147

ей по составу флюидов на породы субокеанической литосферы.

В результате пересечения указанных прямых в плоскости диаграммы образуются четыре поля, объединяющие различные по своему генезису магматические источники. Поле I включает источники, принадлежащие к обедненному резервуару и испытавшие в процессе своей позднейшей эволюции обогащение ураном в условиях океана ("океанизацию"). Здесь располагаются нормальные составы базальтов срединно-океанических хребтов (N-MORB), океанических островов, энсиматических островных дуг. Породы аналогичных структур в пределах изотопных аномалий (например, DUPAL в Южном полушарии) входят в поле II. Они связаны с обогащенным резервуаром, который на данных территориях испытал позднейшее воздействие океана, что привело к обогащению источников U. Примерами могут служить острова Тристан-да-Кунья, Гоф и хребет Китовый в Южной Атлантике, соответствующий им отрезок Срединно-Атлантического хребта, часть хребтов и островов Индийского океана и т.д.

Поле III (верхнее правое на рис. 5.15) содержит породы щелочных серий, источники которых принадлежат обогащенному резервуару и испытали последующее обогащение Th в результате воздействия щелочных метасоматизирующих флюидов (мантийный метасоматоз). Сюда попадают щелочные серии Восточно-Африканской системы рифтов, лампроиты вулкана Гауссберг (Антарктида), высококалиевые щелочные породы Явы и Филиппин, фонолиты островов Зеленого Мыса. Поле IV точек не содержит. Связано ли это со сравнительной редкостью подобных источников, либо с принципиальным их отсутствием, пока сказать трудно.

Диаграмма может быть использована для изучения принадлежности источников молодых вулканических пород к тому или иному глобальному резервуару Земли. В качестве примера можно привести анализ изотопных составов вулканитов Исландии (Салтыковский, Титаева, Геншафт, 1998). Молодые четвертичные базальты неовулканической зоны Исландии размещаются в поле 1 диаграммы и, таким образом, имеют источник, общий с N-MORB. Наиболее древние, неогеновые базальты острова приурочены к полю II и отвечают обогащенному резервуару, претерпевшему последующую "океанизацию". Аналогичная ситуация прослеживается и на широко известной диаграмме ¹⁴³Nd/ ¹⁴⁴Nd - ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr.

148

Рис. 5.15. Корреляционная диаграмма K_Th - K_Pb для вулканических пород: 1 - сопряженные данные по K_Th, и K_Pb; 2 - области значений K_Th и К_Рb; 3 - область нормальных сегментов MORB для Атлантического и Тихого океанов [9, 10, 13]; 4 - область изотопных составов щелочных серий Восточно-Африканской рифтовой зоны [3, 14]; 5 - интервалы значений K_Pb. А - Афар, Эрта-Аль [7]; Аl - Алеутская дуга [14]; As - о. Ассаньсьон [14]; Az - Азорский архипелаг; В - о. Буве; С - влк. Камерун, Африка [2]; Cm - Коморский архипелаг, влк. Картала [7]; Сn - Канарские острова [13]; CV - острова Зеленого Мыса [1, 13]; D - Дискавери; Dc - Декан, траппы [7]; Е - влк. Этна [7]; F - Филиппинская дуга [11]; FN - Фернандо-де-Норона [13]; G - влк. Гауссберг, Антарктика [12, 15)] Go - о. Гоф [13]; Hv - Гавайский архипелаг [13]; G - Исландия [3, 13]; J - о. Ява [11]; КК - Курило-Камчатская дуга [6]; М - Марианская дуга [13]; Ma - о. Марион [7]; 45 MAR - аномалия 45° с.ш. Срединно-Атлантического хребта [7]; 35 - 47 MAR - аномалия 35 - 47° ю.ш. [10]; MIR - срединные хребты Индийского океана [13]; MORB - базальты срединных хребтов Тихого и Атлантического океанов (нормальные сегменты) [9, 10, 13]; N - дуга Никарагуа, влк. Консепсьон [11]; Ni - влк. Нирагонго (Африка) [3, 14]; R - о. Реюньон [7]; S - влк. Сгромболи [7]; Sed. - океанические осадки Атлантического и Тихого океанов [13]; Т - дуга Тонго [11]; SH - о. Св. Елены [13]; Тr - о. Тристан-да-Кунья [7]; WR - хр. Китовый (Атлантика) [14]. Библиографические ссылки см. в работе Н.А. Титаевой (1998)

149