Геохимия изотопов радиоактивных элементов ( U, Th, Ra)

4.1. Уран-238 и торий-232. Содержание дочерних радионуклидов, как уже говорилось, определеяется содержанием родоначальников рядов - ²³⁸U и ²³²Th.

Рис. 4.1. Зависимость содержания урана от кремнекислотности вулканических пород Курило-Камчатской дуги в различных сериях щелочности.

В связи с этим был выполнен большой объем работ по определению урана и тория в исторических или четвертичных вулканических породах перечисленных вулканов. Было отмечено, что концентрации исследуемых элементов изменяются синхронно и зависят: (1) от содержания SiO₂ - принадлежности к определенным петрохимическим типам пород для комагматических серий; (2) от щелочности (содержания К), (3) от принадлежности магматического источника вулканитов к тому или иному глобальному резервуару. Влияние (1) и (2) факторов иллюстрирует рис. 4.1, а (3) фактор будет рассмотрен в следующей главе.

Аналогичные зависимости содержаний U и Th от SiO₂ и щелочности были отмечены Ю.М.Пузанковым и др (1977) для неогеновых и меловых вулканических пород Камчатки. Другим примером указанных геохимических связей явлются частные коэффициенты корреляции, расчитанные нами для вулканических пород Толбачинской трещинной зоны ареального вулканизма: r_K,U = 0,953; r_{K, Th} = 870; r_Th,U = 0,866 для выборки из 93 образцов (Титаева, Ермаков, Зозуля и др. 1978). Конкретные содержания U, Th и K в базальтах некоторых вулканов приведены в таблице 4.1.

Коэффициенты распределения урана D_U=C _{минерал} / C_{основная масса} были нами определены методом  f-радиографии (Титаева, Берман, Ишбулатов и др. 1987) для различных вулканических пород Камчатки, Исландии, Байкальской и Восточно-Африканской рифтовых зон. Величины D_U, определенные для плагиоклазов, пироксенов и оливинов, проявили четкую обратную зависимость от содержания К (щелочности), что очевидно обусловлено влиянием вязкости расплава на степень загрязнения кристалла посторонними примесями, которыми являются также U, Th. Так, величины D_U для плагиоклазов из магнезиальных базальтов Северного прорыва БТТИ варьировали в пределах 0,022-0,070, а для субщелочных базальтов Южного прорыва (Таб. 4.1) были существенно ниже: 0,002-0,009. Базальты Ключевского вулкана, андезиты вулкана Безымянного (Камчатка) а также - базальты и андезиты извесково-щелочных серий Исландии по величинам D_U были близки к первым, а щелочные пикриты Килиманджаро (Вост. Африка) и трахиты Байкальского рифта - ко вторым. Значимой закономерной связи D_U c cоставом минералов выявлено не было. Для известково-щелочных серий D_U и D_Th близки между собой (A.M.Volp, P.E.Hammond, 1991) - Таб. 4.1. В то же время Th является более несовместимым элементом и в щелочных расплавах может в большей степени относительно U накапливаться в выплавляемых жидкостях (Когарко, Титаева, 1994).

Эти данные не противоречат известным из литературы представлениям о геохимиической близости U и Th в расплавах нормальной щелочности. В восстановительных условиях магматических камер оба элемента имеют одинаковую степень окисления +4 , близкие и достаточно высокие радиусы ионов, и относительно низкую концентрацию
( 10^-4%) что, с одной стороны, препятствует вхождению в основные породообразующие минералы, а с другой стороны - не позволяет формировать собственные минералы. Таким образом, U и Th являются типичными литофильными элементами и накапливаются в остаточном расплаве,что обусловливает наличие прямой корреляции между концентрациями U, и Th и SiO₂ для комагматических серий (Рис. 4.1).

Поведение всех изотопов урана, также как и всех изотопов тория, в расплаве идентично и определеляется поведением их изотопных носителей - ²³⁸U и ²³²Th.

Можно предположить, что геохимия изотопов радия в этих условиях определяется поведением их неизотопного носителя бария.