Нормировка изотопного состава Sr по морской воде: удобный методический прием?

Отношения стабильных изотопов в гeохимии принято вычислять путем де-лeния мало распространенного изотопа на более распространенный, например, 34S/32S, 13C/12C, D/H, 18O/16O. Как правило, получаются очень небольшие величины (меньше 5 %), соответственно, 0.04442 (4.22/95.0), 0.01127 (1.107/ 98.193), 1.56024 (0.0156/99.9844), 2.0439 (0.2039/99.759).

Поэтому, как известно, в изотопной геохимии уже давно широко применяются нормировки — вычисления относительной величины так называемого изотопного уплотнения , обозначаемого греческой дельтой ( δ ). Для вычисления дельты используют какое-нибудь значение, принятое за эталон. Hапри-мер, для углерода пользуются отношением ¹³С/¹²С в «Чикагском стандарте» — кальцитовом ростре белемнита из меловой свиты PD, который называется PDB и в котором отношение ¹³С/¹²С составляет 0.011237. Конечно, от того белемнита давно уж ничего не осталось (разошелся на анализы), но в лабораториях используют другие стандарты, привязанные к PDB. Значение изотопного отношения в образце нормируется по таковому в стандарте PDB и получается очень удобная в обращении величина δ ¹³C_карбили δ ¹³С_орг (в промилле), например:

δ ¹³C карб , ‰ =

(¹³С/¹²С) образец ‒ (¹³С/¹²С) стандарт

13    12

(           ) стандарт

Вместо плохо воспринимаемых глазом десятичных дробей со многими знаками после запятой, мы получаем небольшие простые цифры, где отрицательные значения сразу говорят гeоло-гу о том, что в его образце углерод (или сера, кислород и т. д.) — изотопно более легкий, чем в стандарте, а положительные — что он, наоборот, более тяжелый.

Чем больше эти цифры, тем сильнее проявилось природное разделение изотопов — облегчение или утяжеление. А это дает важнейшую информацию о природных процессах. Hапри-мер, получив для карбонатного углеро- да величину +18 ‰, геохимики могут закричать «Караул!» — настолько она аномальна [1]. Точно так же геохимик воскликнет «Караул!», обнаружив аномально легкий углерод в белоснежном пайхойском известняке серпуховского возраста (до — 27 ‰) [2]. Таким образом, использование величины изотопного уплотнения δ, превращающее громоздкие изотопные отношения в удобную для использования форму, дает геологу, как Штирлицу, «информацию к размышлению». Тогда как, пользуясь ненормированными значениями 13С/12С (или 34S/32S и т. д.), получить такую информацию было бы гораздо хлопотнее.

Однако по причинам не вполне понятным, для широко используемых в геохимии изотопов стронция — такой нормировки нет . Возможно, дело заключается в том, что содержания радио-гeнного изотопа ⁸⁷Sr и нерадиогенного изотопа ⁸⁶Sr — соизмеримы, и их отношение выражается величиной около 0.7? Действительно, в среднем в природном стронции оба изотопа выступают лишь как примесь к доминирующему изотопу ⁸⁸Sr (82.56 %). Hа долю же ⁸⁷Sr приходится 7.02 %, а ⁸⁶Sr — 9.86 %, что и дает в итоге среднее отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, равное 0.71196754, или около 0.712.

К сожалению, в разных геологичес- ких объектах данная

1000 величина отличается лишь в третьем и реже — во втором знаке после запятой. Это (особенно с непривычки) создает трудности при сравнении столь близких цифр! Hапример, вполне существенным считают различие в изотопии стронция между молодыми изверженными породами (где еще мало накопилось радиогенного изотопа 87Sr) и морскими осадками: 0.706 и 0.708 — т. e. всего лишь 0.002… А во многих работах приводят величину отношения 87Sr/86Sr c точностью до пятого знака, и нужно иной раз сильно напрячься, чтобы увидеть разницу, сравнивая цифры (или удостовериться, что особой разницы нет).

Поэтому напрашивается идея нормировки отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr по образцу того, как это сделано для более «удачливых» коллег стронция в семействе стабильных изотопов. Здесь нужно только не ошибиться — выбрать хороший эталон с неким «серединным» отношени-eм, чтобы величины δ получились разного знака. А то, например, для изотопа ²H (он же — дейтерий, D) выбрали эталоном морскую воду, в которой содержание дейтерия самое высокое — и практически все значения δ D для природных вод оказались только отрицательными. Hа наш взгляд, такой выбор — не из удачных.

Однако для стронция как раз современная морская вода — самый удобный эталон! Eсли для вычисления величины δ ⁸⁷Sr взять морскую воду (соответственно, в ней значение δ ⁸⁷Sr = ±0 ‰), то получится очень удобная шкала значений для основных геологических объектов (таблица).

Как видим, большие положительные значения величины δ ⁸⁷Sr отвечают древним, например архейским, породам, таким, как граниты и гнейсы; умеренные положительные значения величины δ ⁸⁷Sr имеет речная вода, в которой усредняется изотопный состав стронция в источниках сноса, имеющих разный состав (и разный геологический возраст). А минимальными значениями δ ⁸⁷Sr характеризуются молодые базальты океанского дна, изотопный состав которых близок к мантийному.

В чистом карбонате, образованном в изотопном равновесии с морской водой, величина δ ⁸⁷Sr по идее должна быть такой же, как в морской воде, т. e. нулевой, тогда как примесь силикатного материала может существенно отклонить величину δ ⁸⁷Sr от нуля. При этом примесь талассогенного фемического материала (или продуктов eго растворения морской водой) приведет к облегчению изотопного состава стронция, а примесь континентального сиалическо-го материала (или продуктов eго растворения речными водами) — к утяжелению изотопного состава стронция.

Расчет величины δ ⁸⁷Sr, приняв ᴈа стандарт величину отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в морской воде, равную 0.7090

(как у меня), а на 100000, получая при этом такие чудовищные значения, как ‒419! Hет, господа, с такой нормировкой я согласиться на могу: моя лучше!