РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУКОТДЕЛЕНИЕ НАУК О ЗЕМЛЕ

НАУЧНЫЙ СОВЕТ ПО ПРОБЛЕМАМ ГЕОХИМИИФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ

ОРДЕНА ЛЕНИНА И ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ ИНСТИТУТ ГЕОХИМИИ И АНАЛИТИЧЕСКОЙ ХИМИИ

ИМ. В.И. ВЕРНАДСКОГО

XX СИМПОЗИУМ ПО ГЕОХИМИИ ИЗОТОПОВ

имени академика А.П. Виноградова

Ноябрь 2013 г.г. Москва

XX симпозиум по геохимии изотопов имени академика А.П. Виноградова (12-14 ноября 2013 г.) Тезисы докладов/ ГЕОХИ РАН – М: Акварель, 2013. – 382 с.

ISBN 978-5-904787-31-6

ISBN 978-5-904787-31-6

©Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. ВЕРНАДСКОГО

3

ПРЕДИСЛОВИЕ

В этом году Институт геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН проводит юбилейный, двадцатый по счету, Всероссийский Симпозиум по геохимии изотопов, первый из которых был организован в 1966 году академиком Александром Павловичем Виноградовым. Начиная с XIV Симпозиума, прове-денного в 1995 году, Симпозиумы по геохимии изотопов носят имя своего основателя. Как и на предыдущих Симпозиумах, тематика XX Симпозиума (12-14 ноября 2013 года) во многом традиционна. Она посвящена проблемам теоретического и экспе-риментального изучения фракционирования изотопов в природ-ных процессах, применению изотопных методов для решения проблем геохимии и космохимии, формирования Земной коры и верхней мантии, эндогенного минералообразования и рудогенеза, гидросферы, формирования и эволюции осадочной оболочки Земли, органической геохимии, геологии и геохимии горючих ископаемых.

На протяжении всей своей истории Симпозиумы являлись своеобразным смотром достижений, по которым можно судить о тенденциях и перспективах отечественной изотопной геохимии.

В этом году, в связи с уникальным событием – падением Челябинского метеорита, – вызвавшем большой резонанс в сред-ствах массовой информации и среди мирового научного сообще-ства, в рамках Симпозиума организована отдельная секция, посвя-щенная первым результатам исследования этого метеорита.

На новый, более высокий уровень вышли исследования тради-ционных для геохимии изотопов (Nd, Sr, U, Th, Pb, O, H, C, S и др.). К ним относятся тонкие исследования изотопного состава нефтей с целью выяснения нефтематеринских пород, исследования мор-ских осадков и биоты в свете выяснения закономерностей форми-рования их изотопного состава и решения экологических и палео-климатических проблем. Использование изотопно-геохимических подходов для решения проблем петрологии, геотектоники, рудоге-неза также получило новое развитие. Большинство исследований проводятся с применением нескольких изотопных систем, что значительно повысило надежность и обоснованность выводов.

4

Интересные и во многом новаторские доклады посвящены изо-топно-геохимическому изучению процессов взаимодействия коры, мантии и ядра Земли, изучению глубинных ксенолитов, генезису щелочных пород, кимберлитов, эклогитов. Ряд докладов посвящены разработке и развитию новых методов исследования.

Как положительный факт следует отметить продолжающийся интерес к фракционированию отдельных изотопов, как в микро-биологических, так и высокотемпературных процессах, а также в космических объектах. Отрадно отметить, что больше работ посвящено практическому применению изотопных исследований, например рациональному использованию подземных вод и водо-хранилищ, изотопным характеристикам супергигантских место-рождений нефти и «молодого газа», изучению изменения климата в древние времена, в археологии и т.д.

На XX Cимпозиуме представили доклады не только ученые РФ, но и наши соотечественники, работающие в зарубежных научных центрах и не порывающие связей со своими прежними коллегами и проводящие совместные научные работы. Такое сотрудничество помогает и нам знакомиться с передовыми дости-жениями в других странах.

Оргкомитет выражает надежду, что доклады, представленные на Симпозиуме, вызовут интерес и активное обсуждение и будут способствовать дальнейшему развитию изотопной геохимии.

Оргкомитет

5

СОДЕРЖАНИЕ

DETERMINATION OF Hf ISOTOPES IN ZIRCON BY MC FS ICP-MS A. Gerdes, A. Zeh, Yu.L. Ronkin. . . . . . . . . . . 23

КОСМОГЕННЫЕ РАДИОНУКЛИДЫ В МЕТЕОРИТАХ И МОНИТОРИНГ ВАРИАЦИЙ КОСМИЧЕСКИХ ЛУЧЕЙ В ГЕЛИОСФЕРЕ В.А. Алексеев, Г. К. Устинова . . . . . . . . . . . . . 26

U-Pb И Pb-Pb ИССЛЕДОВАНИЯ ТАНТАЛИТА – НЕТРАДИЦИОННОГО МИНЕРАЛА ГЕОХРОНОМЕТРА РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТОВ(ОРЛОВСКОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ, ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) И.В. Анисимова, В.С. Абушкевич, Л.Ф. Сырицо, Л.Б. Терентьева, А.В. Антонов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

К ИСПОЛЬЗОВАНИЮ МАЛЫХ ВАРИАЦИЙ 17O-18O КАК ТРАСЕРА ВЕЛИЧИНЫ ИСПАРЕНИЯ ВОДЫ В АРИДНЫХ РЕГИОНАХ С.С. Ассонов, J. Surma, M. Staubwasser . . . . . . . . . 33

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СВИНЦА СУЛЬФИДОВ И ПЛАГИОКЛАЗОВ ЗОЛОТО-МОЛИБДЕН-МЕДНО-ПОРФИРОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ БАИМСКОЙ РУДНОЙ ЗОНЫ, ЗАПАДНАЯ ЧУКОТКА И.А. Бакшеев, Ю.Н. Николаев, Б.В. Беляцкий, И.А. Калько, Е.В. Нагорная, А.Ф. Читалин, Л.И. Марущенко. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35

ИЗОТОПНЫЕ, ВОЗРАСТНЫЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ РАННЕДОКЕМБРИЙСКОГО ЩЕЛОЧНОГО И БАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА Т.Б. Баянова, Ф.П. Митрофанов. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38

6

Nd, Sr, Pb ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА ЖИРЕКЕНСКОЙ Mo-ПОРФИРОВОЙ РУДНО-МАГМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ (Восточное Забайкалье) А.П. Берзина, А.Н. Берзина, Т.Б. Баянова, В.О. Гимон , Г.А. Докукина , Р.Ш. Крымский . . . . . . . . . . . . . . . . 41

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА И ГАФНИЯ В ЦИРКОНАХ ИЗ ДРЕВНЕЙШИХ ПОРОД УКРАИНСКОГО ЩИТА КАК ИНДИКАТОР ИСТОЧНИКА И ГЕНЕЗИСА ПОРОД Е.В. Бибикова, С. Клаэссон, А.А. Федотова, Л.В. Шумлянский . 45

ЭОПЛЕЙСТОЦЕНОВАЯ АКТИВНОСТЬ ЭЛЬБРУССКОГО НЕОВУЛКАНИЧЕСКОГО ЦЕНТРА (БОЛЬШОЙКАВКАЗ): ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ВУЛКАНИТОВ С.Н. Бубнов, Ю.В. Гольцман, Э.Д. Баирова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49

ИЗОТОПНЫЕ И ЭЛЕМЕНТНЫЕ СООТНОШЕНИЯ ГЛАВНЫХ ЛЕТУЧИХ И БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ ВО ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЯХ В ПИРОКСЕНИТАХ И КАРБОНАТИТАХ СЕБЛЬЯВРСКОГО МАССИВА А.И. Буйкин, Н.В. Сорохтина, А.Б. Верховский, Ю.А. Невинный, Е.А. Зевакин, О.В. Кузнецова, Л.Н. Когарко . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53

ИСТОЧНИКИ И ЭВОЛЮЦИЯ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ФЛЮИДОВ В МАНТИИ ПОД ВОСТОЧНОЙ АНТАРКТИДОЙ ПО ДАННЫМ ТЕРМОБАРОГЕОХИМИЧЕСКОГО И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В ГРАНАТОВОМ ЛЕРЦОЛИТЕ ИЗ ОАЗИСА ДЖЕТТИ А.И. Буйкин , А.Б. Верховский , И.П. Соловова , Л.Н. Когарко . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57

7

К ОЦЕНКЕ ИСТОЧНИКОВ ФЛЮИДОВ, СФОРМИРОВАВШИХ НЕФРИТЫ ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ М.В. Бурцева, Г.С. Рипп, В.Ф. Посохов, А.Е. Мурзинцева. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61

ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА ИНДИВИДУАЛЬНЫХ АЛКАНОВ БИТУМОИДА ПОЗДНЕЮРСКИХ И ПОЗДНЕДЕВОНСКИХ УГЛЕРОДИСТЫХ ПОРОД В УСЛОВИЯХ МОДЕЛИРОВАНИЯ КАТАГЕНЕЗА Д.А. Бушнев, Н.С. Бурдельная. . . . . . . . . . . . . . 65

ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМЫ СТРОНЦИЯ И КИСЛОРОДА В ВОДАХ ГРЯЗЕВЫХ ВУЛКАНОВ КАВКАЗА М.И. Буякайте, Б.Г. Покровский, В.Ю. Лаврушин, О.Е. Киквадзе, Б.Г. Поляк . . 68

ВЛИЯНИЕ ФАКТОРОВ ВНЕШНЕЙ СРЕДЫ И ВИДОВОЙ СПЕЦИФИКИ НА ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА И УГЛЕРОДА ЗУБОВ СОВРЕМЕННЫХ МЕЛКИХ ГРЫЗУНОВ УРАЛА Т.А. Веливецкая, Н.Г. Смирнов, С.И. Кияшко, А.В. Игнатьев, Г.В. Оленев, Н.Г. Евдокимов . . . . . . . . . . . . . . . . 72

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ АЗОТА И ПРОИСХОЖДЕНИЕ НОСИТЕЛЯ (Q-ФАЗЫ) ПЛАНЕТАРНЫХ ГАЗОВ В МЕТЕОРИТАХ А.Б. Верховский, М.А. Sephton and V.К. Pearson. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ГЛЕНДОНИДОВ ИЗ ОТЛОЖЕНИЙ БЕЛОГО МОРЯ О. С. Ветошкина, А Р. Гептнер, В В. Петрова 77

ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В РАКОВИНАХ ЮРСКИХ ЭПИСТОМИН (БАССЕЙН Р. УНЖИ) О. С. Ветошкина, С.В. Лыюров, Д.А. Бушнев . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81

8

«МЕТАНОВЫЙ» ГРАФИТ В ПОЗДНЕАРХЕЙСКИХ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ СЛАНЦАХ КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА О.С. Ветошкина, И.И. Голубева . . . . . . . . . . 85

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В РАКОВИНАХ НУММУЛИТИД И ИЗВЕСТНЯКАХ ПЕРЕХОДНОГО ИПРСКО-ЛЮТЕТСКОГО ИНТЕРВАЛА БАХЧИСАРАЙСКОГО РАЗРЕЗА (КРЫМ) О.С. Ветошкина, Е.Ю. Закревская . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СРЕДНЕВОЛЖСКИХ ФОРАМИНИФЕР СЕВЕРНОГО ПРИТИМАНЬЯ О.С. Ветошкина, С.В. Лыюров . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92

ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОГРАНИЧНЫХ СРЕДНЕ-ВЕРХНЕДЕВОНСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ В СТРАТОТИПИЧЕСКОМ РАЗРЕЗЕ ЮЖНОГО ТИМАНА О.С. Ветошкина, О.П. Тельнова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 94

ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА САДОНСКИХ ГРАНИТОВ ПО ДАННЫМ ИССЛЕДОВАНИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СТРОНЦИЯ М.М. Волкова, Ю.А. Костицын, М.В. Борисов, Д.А. Бычков . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 96

ВЛИЯНИЕ СКОРОСТИ РОСТА КРИСТАЛЛА НА РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ИЗОТОПОВ ЛЕГКИХ ЭЛЕМЕНТОВ МЕЖДУ CаCO3 И РАСТВОРОМ Р.И. Габитов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99

ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМЫ (16О–18О, 234U–238U, 235U–238U) В МЕСТОРОЖДЕНИИ УРАНА «ПЕСЧАНИКОВОГО» ТИПА В.Н. Голубев, Е.О. Дубинина, И.В. Чернышев, Т.А. Иконникова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 103

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ДИАГНОСТИКА ГАЗОВ ИЗ МЕЖКОЛОННЫХ ПРОСТРАНСТВ ЭКСПЛУАТАЦИОННЫХ НЕОКОМСКИХ СКВАЖИН ЯМБУРГСКОГО И ЗАПОЛЯРНОГО НГКМ С.И. Голышев, С.К. Ахмедсафин, Н.Л. Падалко, А.В. Меркулов, С.А. Кирсанов, А.В. Орлов, М.И. Праздничных, Е.В. Черников, П.Ф. Яворов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106

9

ВЛИЯНИЕ БИОДЕГРАДАЦИИ НА ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА ГАЗОВ НА ПРИМЕРЕ НЕФТЕЙ ВОСТОКА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ И.В. Гончаров, Н.В. Обласов, В.В. Самойленко, М.А. Веклич, С.В. Фадеева . . . . . . . . . . . . . . 110

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СВИНЦА, СТРОНЦИЯ, УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА И ВОЗРАСТ ДОЛОМИТОВЫХ МРАМОРОВ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ОНОТСКОГО ЗЕЛЕНОКАМЕННОГО ПОЯСА (ЮГО-ВОСТОЧНОЕ ПРИСАЯНЬЕ) И.М. Горохов, Г.В. Овчинникова, А.Б. Кузнецов, Е.О. Дубинина, В.И. Левицкий, И.М. Васильева, Б.М. Гороховский, Г.В. Константинова,Н.Н. Мельников, Т.Л. Турченко . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 114

ИНФОРМАТИВНОСТЬ ИЗОТОПНЫХ ДАННЫХ МЕДНО-НИКЕЛЕВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ НОРИЛЬСКОГО РЕГИОНА В.А. Гриненко, А.И Буйкин . . . . . . . . . . . . . . . . . 118

ИЗОТОПНЫЕ ВАРИАЦИИ СЕРЫ СУЛЬФИДОВ КАПИТАНОВСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ (УКРАИНСКИЙ ЩИТ) В.Н. Гулий, А.Ю. Беккер , Р.А. Бочевар . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121

ФОРМИРОВАНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ АНАБАРСКОГО ЩИТА ПО U-PB И SM-ND ИЗОТОПНЫМ ДАННЫМ Н.И. Гусев, Л.Ю. Сергеева. . . . . . . . . . . . . . . . . . 123

Hf-Nd СИСТЕМАТИКА В ГРАНУЛИТАХ АНАБАРСКОГО ЩИТА КАК ИНДИКАТОР ГЕНЕЗИСА РАЗНОВОЗРАСТНЫХ ЦИРКОНОВ Н.И. Гусев, Л.Ю. Сергеева, К.И. Лохов, Н.А. Гольцин, А.Н. Ларионов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА И ВОДОРОДА ВОДЫ ЧЕРНОГО МОРЯ А.В. Дубинин, Е.О. Дубинина, А.С. Авдеенко. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СЕРЫ В ВОДЕ ЧЕРНОГО МОРЯА.В. Дубинин, Е.О. Дубинина, Т.П. Демидова, Н.М. Кокрятская, М.Н. Римская-Корсакова, С.А. Косcова. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132

10

ПРИМЕНЕНИЕ КИНЕТИЧЕСКОЙ МОДЕЛИ РАСТВОРЕНИЯ-КРИСТАЛЛИЗАЦИИ ДВУХ МИНЕРАЛОВ К ОПИСАНИЮ ВЕЛИЧИН Δ18О OPX-GRT-SILL-QTZ ПОРОД О-ВА ПАЛЕНЫЙ(ПОРЬЯ ГУБА) Е.О. Дубинина, Л.Я. Аранович, А.С. Авдеенко. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135ВЛИЯНИЕ СТРУКТУРООБРАЗУЮЩИХ КАТИОНОВ НА ИЗОТОПНО-КИСЛОРОДНОЕ ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ В СИСТЕМЕ РАСПЛАВ-РАСПЛАВ ПРИ 1400-1500ОС: ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ДАННЫЕ Е.О. Дубинина, А.А. Борисов, А.С. Авдеенко . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 139

ГЕНЕЗИС ПЛАСТОВЫХ ВОД НАДСОЛЕВОГО ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОГО МЕГАКОМПЛЕКСА АСТРАХАНСКОГО СВОДА ПРИКАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ Н.Н. Зыкин . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143

ИЗОТОПНЫЙСОСТАВ КИСЛОРОДА И ВОДОРОДА ВОД БЕЛОГО МОРЯ И ВОД ПИТАЮЩИХ ЕГО ИСТОЧНИКОВ Н.Н. Зыкин, Л.Е. Рейхард . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 146

ИСТОЧНИК ФЛЮИДОВ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ ЗОЛОТОРУДНОГО ПРОЯВЛЕНИЯ СИНИЛЬГА (ПРИПОЛЯРНЫЙУРАЛ) ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ ГАЗОЖИДКИХ ВКЛЮЧЕНИЙ Н.Н. Зыкин, Н.В. Сокерина . 150

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА, УГЛЕРОДА И СЕРЫ МЕТЕОРИТА «ЧЕЛЯБИНСК» А.В. Игнатьев, Т.А. Веливецкая, С.И. Кияшко, В.И. Гроховский . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 152

ОКАЛЬНЫЙ МЕТОД С ЛАЗЕРНОЙ АБЛЯЦИЕЙ ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ Δ34S И Δ33S В ФОРМЕ SF6 А.В. Игнатьев, Т.А. Веливецкая . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 154

11

ИЗОТОПНЫЕ Δ18O И ΔD ХАРАКТЕРИСТИКИ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫХ ПОРОД ЮГО-ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ И.А. Избродин, Г.С. Рипп, А.Г. Дорошкевич, В.Ф. Посохов . . . . . . . . . . . . . . . . 157

ПРИМЕНЕНИЕ ИЗОТОПНО-МОЛЕКУЛЯРНОГО ПОДХОДА ДЛЯ РЕШЕНИЯ ПРОБЛЕМ НЕФТЕНОСНОСТИ ТАТАРСТАНАА.И. Камалеева, Л.А. Кодина, Э.М. Галимов . . . . . . . . . . . . . . . 160

ПЕРВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СТРОНЦИЯ КЕМБРИЙСКИХ КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ БАЙКАЛО-МУЙСКОЙ ЗОНЫ Н.А. Каныгина, Е.Ф. Летникова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 164

LA-ICPMS ИЗОТОПНЫЙ АНАЛИЗ СВИНЦА В ГАЛЕНИТЕ: ВОЗМОЖНОСТИ И ОГРАНИЧЕНИЯ И.Н. Капитонов, Н.А. Гольцин, С.А. Сергеев . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 167

Lu-Hf И U-Pb ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА ЦИРКОНОВ ИЗ ПЕЛАГИЧЕСКИХ ИЛОВ ПОДВОДНЫХ ХРЕБТОВ ЛОМОНОСОВА И АЛЬФА-МЕНДЕЛЕЕВА (ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ) И.Н. Капитонов, О.В. Петров, С. С. Шевченко, Н.А. Гольцин, Н. В. Родионов,С. Л. Пресняков, Е. Н. Лепехина, А. Н. Ларионов, Н. Г. Бережная, Ю. С. Балашова, А.В. Антонов, К. И. Лохов, Б. В. Беляцкий, С.А. Сергеев . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 169

ИЗОТОПНЫЕ СИСТЕМЫ МЕТАСОМАТИТОВ С ЗОЛОТОРУДНОЙ И УРАНОВОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИЕЙ ЮЖНО-ПЕЧЕНЕГСКОЙ И КУОЛАЯРВИНСКОЙ ЗОН КАРЕЛО-КОЛЬСКОГО РЕГИОНА Т.В. Каулина, А.А. Калинин, Д.В. Елизаров, П.А.Серов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173

12

РАДИОАКТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ ТЕХНОГЕННОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ В БАССЕЙНАХ РЕК СЕВЕРНОГО ВЬЕТНАМА Л. Л. Кашкаров, Нгуен Чунг Минь, Ку Ши Тханг, Зоан Динь Хунг, Нгуен Дык Чуи, Нгуен Чунг Киен, Нгуен Тхи Ким Тхыонг, Нгуен Тхи Тху, Нгуен Ван Фо. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 179

ФЛЮКТУАЦИЯ ОТНОШЕНИЯ 3Нe/4Нe В ПОДЗЕМНЫХ ФЛЮИДАХ ПО ГЛУБИНЕ И ВО ВРЕМЕНИ О.Е. Киквадзе, Б.Г. Поляк . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 175

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА ПОЗДНЕРИФЕЙСКОГО ЭТАПА ФОРМИРОВАНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ И.К. Козаков, В.П. Ковач, Т.И. Кирнозова, М.М. Фугзан . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 182

ВАРИАЦИИ ИЗОТОПОВ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В РАКОВИНАХ УСТРИЦ ИЗ ПРИГРАНИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЮРЫ И МЕЛА РЕКИ МАУРЫНЬЯ (ЗАПАДНАЯ СИБИРЬ) И.Н. Косенко, О.П. Изох, О.С. Дзюба, Б.Н. Шурыгин. . . . . . . . 185

ВАРИАЦИИ ИЗОТОПНЫХ СООТНОШЕНИЙ СЕРЫ СУЛЬФИДОВ ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ РАЗНЫХ ФОРМАЦИОННЫХ ТИПОВ Т.Н. Косовец . . . . . . . . . . . . . . 188

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПРИМИТИВНОЙ МАНТИИ И ЕГО СВЯЗЬ С 143Nd/144Nd В НЕЙ Ю.А. Костицын . . . . . . . . . . . 192

РЕЗУЛЬТАТЫ Rb-Sr И Sm-Nd ИССЛЕДОВАНИЙ ФРАГМЕНТОВ LL-ХОНДРИТА ЧЕЛЯБИНСК Ю.А. Костицын, Э.М. Галимов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 194

ИЗОТОПНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОРОД И РУД ДЮМТАЛЕЙСКОГО МАССИВА, ТАЙМЫР: НОВЫЙ ВЗГЛЯД НА ОБРАЗОВАНИЕ НОРИЛЬСКИХ МЕСТОРОЖДЕНИЙН.А. Криволуцкая. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 198

13

ИСТОЧНИКИ СВИНЦА ЗОЛОТОРУДНЫХ ГИГАНТОВ СРЕДНЕЙ АЗИИ С.Г. Кряжев . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 201

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В КВАРЦЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЗОЛОТА ТЕРРИГЕННЫХ КОМПЛЕКСОВ С.Г. Кряжев, Э.М. Прасолов, М.И. Розинов, С.А. Сергеев. . . . . . . . . . . . . . . . 204

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ГЕЛИЯ И НЕОДИМА В ЛАМПРОФИРОВЫХ ДАЙКАХ ВЫСОКОМАГНЕЗИАЛЬНОГО (САНУКИТОИДНОГО) ПОРОСОЗЕРСКОГО МАССИВА, КОЛЬСКИЙ РЕГИОН Н.М. Кудряшов, И.Л. Каменский . . . 207

ОСОБЕННОСТИ ГЕНЕЗИСА КАРБОНАТОВ МАРГАНЦА ФАМЕНСКОЙ МАРГАНЦЕНОСНОЙ ФОРМАЦИИ ПАЙ-ХОЯ (ПО ДАННЫМ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА) В.Н. Кулешов, Е.В. Старикова . . . . . . . . . . . . 209

ВРЕМЕННÁЯ ЭВОЛЮЦИЯ Sr-Nd ИЗОТОПНЫХ ХАРАКТЕРИСТИК МАНТИЙНОГО ИСТОЧНИКА ОСНОВНОГО ПЛИОЦЕНОВОГО ВУЛКАНИЗМА ДЖАВАХЕТСКОГО НАГОРЬЯ (ЮЖНАЯ ГРУЗИЯ) В.А. Лебедев, Г.Т. Вашакидзе, Ю.В. Гольцман, Э.Д. Баирова . . . . . . . . . . . . . . 213

ОТНОСИТЕЛЬНАЯ УСТОЙЧИВОСТЬ ИЗОТОПНЫХСИСТЕМ В ВЕРХНЕЙ МАНТИИ Л.К. Левский, Н.Г. Ризванова, И.М. Васильева, Е.С. Богомолов, Л.П. Никитина, Н.М. Королев . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 216

ГЕОХИМИЧЕНСКИЕ И ИЗОТОПНЫЕ Nd ХАРАКТЕРИСТИКИ ВЕНД-КЕМБРИЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ РУД СЕВЕРНОГО СЕГМЕНТА ПАЛЕОАЗИАТСКОГО ОКЕАНА: ИСТОЧНИКИ ПОСТУПЛЕНИЯ ВЕЩЕСТВА Е.Ф. Летникова, С.И. Школьник, А.Б. Кузнецов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 218

14

ИЗОТОПНАЯ Lu-Hf СИСТЕМА В МЕТАМОРФОГЕННЫХ ЦИРКОНАХ - ИНДИКАТОР ГЕНЕЗИСА ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫХ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОДК.И. Лохов, В.А. Глебовицкий, С.А. Бушмин . . . . . . . . . . . . . . . 220

ИЗОТОПНАЯ АНОМАЛИЯ УГЛЕРОДА В ВЕРХНЕФРАНСКИХ ОТЛОЖЕНИЯХ ЛЫАЁЛЬСКОЙ СВИТЫ (ЮЖНЫЙ ТИМАН) Т.В. Майдль . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 224

ИССЛЕДОВАНИЕ ПРИРОДНОГО ФРАКЦИОНИРОВАНИЯ ИЗОТОПОВ SR МЕТОДОМ ТЕРМОИОНИЗАЦИОННОЙ МАСС-СПЕКТРОМЕТРИИ Н. Н. Мельников, Л.А. Неймарк. . 228

НОВЫЕ ДАННЫЕ ИЗОТОПНОГО (Δ18O, DΔD) СОСТАВА ПОВЕРХНОСТНЫХ ВОД ЮЖНОГО ТИМАНА И ПРИТИМАНЬЯ Т. П. Митюшева, И. В. Смолева . . . . . . . . . 231

ГЕТЕРОГЕННОСТЬ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА НЕОДИМА В АМФИБОЛЕ ИЗ МЕТАБАЗИТА И.М. Морозова, Е.С. Богомолов, В.Ф. Гусева. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 237

ВАРИАЦИИ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА АЗОТА И УГЛЕРОДА ДЕРЕВОРАЗРУШАЮЩИХ ГРИБОВ И ДРЕВЕСНЫХ СУБСТРОВ В ШИРОТНОМ ГРАДИЕНТЕ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ В.А. Мухин, П.Ю. Воронин, Т.А. Веливецкая, А.В. Игнатьев . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 238

Sm-Nd ИЗОТОПНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МЕТАОСАДОЧНЫХ ПОРОД КАРЕЛЬСКОГО РЕГИОНА БАЛТИЙСКОГО ЩИТАД.П. Назарова, Е.В. Бибикова, Ю.А Костицын. . . . . . . . . . . . . . 240

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА НЕФТЕЙ АЛЯСКИ И ЧУКОТКИ В СВЯЗИ С ПРОГНОЗОМ НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ ДАЛЬНЕВОСТОЧНОГО СЕКТОРА РОССИЙСКОЙ АРКТИКИ А.С. Немченко-Ровенская, В.С. Севастьянов, Т.Н. Немченко, Кен Питерс, О.В. Кузнецова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 243

15

Rb-Sr ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМА В ПОРОДАХ НЕФЕЛИН-СИЕНИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ТУВИНО-МОНГОЛЬСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА А.В. Никифоров, А.М. Сугоракова, Д.А. Лыхин . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 245

ЦИРКОН В ПОРОДАХ ФЕДОРОВО-ПАНСКОГО РАССЛОЕННОГО ИНТРУЗИВА И ВМЕЩАЮЩИХ ГНЕЙСАХ TTG (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ): МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛОВ И ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СВИНЦА Е А. Ниткина . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249

Rb-Sr СИСТЕМА МЕЗОПРОТЕРОЗОЙСКИХ (1.23-1.20 МЛРД. ЛЕТ) ОРАНЖЕИТОВ (КИМБЕРЛИТОВ II) ЗАПАДНОЙ КАРЕЛИИ: ВОЗМОЖНОЕ СВИДЕТЕЛЬСТВО УЧАСТИЯ СУБДУКЦИОННОГО КОМПОНЕНТА В ИХ ПЕТРОГЕНЕЗИСЕ А.А. Носова, Ю.О. Ларионова, А.В. Каргин. . . . . . . . . . . . . . . . 252

ВЫСОГРАДНЫЕ ПОРОДЫ И ГРАНИТОИДЫ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ БАЙКАЛО-МУЙСКОГО ПОЯСА А.В. Орлова, М.О. Аносова, Н.М. Ревяко, А.А. Разумовский,, А.А. Федотова, Ю.А. Костицын, Е.В. Хаин. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 256

ПОВЕРХНОСТНАЯ ГЕОХИМИЧЕСКАЯ СЪЕМКА, СОПРОВОЖДАЮЩАЯ ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ РАБОТЫ НА ЧАЙКИНСКОМ ПОДНЯТИИ (СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА)Н.Л. Падалко, С.И. Голышев, Е.В. Черников , М.И. Праздничных, П.Ф. Яворов, П.Н. Соболев, С.В. Дыхан . . . . . . . . . . . . . . . . . . 259

ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ И ПЕТРОГЕНЕЗИС ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ЛАВ КАЗБЕКСКОГО НЕОВУЛКАНИЧЕСКОГО ЦЕНТРА (БОЛЬШОЙ КАВКАЗ): РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ А.В. Парфенов, В.А. Лебедев, С.Н. Бубнов, Г.Т. Вашакидзе, Ю.В. Гольцман. . . 261

16

ГЕОХИМИЯ ЛЕГКИХ ЭЛЕМЕНТОВ МЕТЕОРИТА ЧЕЛЯБИНСК К.Т. Пиллинджер, Р.С. Гринвуд, Д. Джонсон, Дж. M. Гибсон, A.Г. Тинд, А. Б. Верховский, А. И. Буйкин, И. A. Франки и M. M. Грэди . . . . . . . . . . . . . . . . 265

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ Sr ВОДЫ ПАЛЕООКЕАНА 560-550 МЛН. ЛЕТ НАЗАД Н. И. Писарева, И.А. Вишневская . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 269

ПРИЧИНЫ КОРРЕЛЯЦИИ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА КАЛЬЦИЯ И МАГНИЯ С ИЗОТОПНЫМ СОСТАВОМ УГЛЕРОДА В ОСАДОЧНЫХ КАРБОНАТАХ Б.Г. Покровский, V. Mavromatis, O.S. Pokrovsky . . . . . . . . . . . . 273

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА В ЩЕЛОЧНЫХ И СУБЩЕЛОЧНЫХ ПОРОДАХ КЕТКАПСКО-ЮНСКОЙ МАГМАТИЧЕСКОЙ ПРОВИНЦИИ АЛДАНА КАК ИНДИКАТОР ОСОБЕННОСТЕЙ ПЕТРОГЕНЕЗИСА В.Ф. Полин, А.В. Игнатьев, Т.А. Веливецкая . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 277

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ОПРЕДЕЛЕНИЕ РАВНОВЕСНЫХ ФАКТОРОВ ФРАКЦИОНИРОВАНИЯ ИЗОТОПОВ ЖЕЛЕЗА ДЛЯ СУЛЬФИДОВ МЕТОДОМ ЯДЕРНОГО НЕУПРУГОГО Γ-РЕЗОНАНСНОГО РАССЕЯНИЯ НА СИНХРОТРОНЕ В.Б. Поляков, Е.Г. Осадчий, Д.А. Чареев, А.И. Чумаков, И.А. Сергеев . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 281

УГЛЕРОДНЫЕ Β-ФАКТОРЫ КАРБИДОВ: ПРОБЛЕМА «ИЗОТОПНО ЛЁГКОГО» УГЛЕРОДА В МАНТИИ ЗЕМЛИ? В.Б. Поляков, J. Horita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 284

НОВЫЙ РАКУРС ГЕОХИМИИ УГЛЕРОДА: НАНОСТРУКТУРИРОВАННЫЙ ГРАФИТ В МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОДАХ – ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ, ГЕНЕЗИС В.А.Пономарчук, В.В.Рябов, А.А. Боровиков, А.Н. Пыряев,А.В. Пономарчук, Д.В. Семенова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 286

17

ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ ИЗОТОПОВ УГЛЕРОДА ПРИ HPHT КРИСТАЛЛИЗАЦИИ Fe3C В.Н. Реутский, Ю.М. Борздов, Ю.М. Пальянов, М.Н. Колбасова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ ИЗОТОПОВ УГЛЕРОДА ПРИ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ АЛМАЗА ИЗ КАРБОНАТНОГО ФЛЮИДА В.Н. Реутский, Ю.М. Борздов, Ю.М. Пальянов, А.Г. Сокол, О.П. Изох. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293

СОСТАВ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ ЕРМАКОВСКОГО ФЛЮОРИТ-ФЕНАКИТ - БЕРТРАНДИТОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) Г.С. Рипп, И.А. Избродин, А.Г. Дорошкевич, Е.И. Ласточкин, М.О. Рампилов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

ОЦЕНКА ПАРАМЕТРОВ ИЗОТОПНОГО РАЗБАВЛЕНИЯ МЕТОДОМ МОНТЕ-КАРЛО (НА ПРИМЕРЕ Sm-Nd СИСТЕМЫ Ю.Л. Ронкин . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 299

ИЗОТОПЫ Hf В ЦИРКОНЕ КАК ИНДИКАТОР ГЕНЕЗИСА ГРАНИТОВ РАПАКИВИ И АССОЦИИРУЮЩИХ ПОРОДАХ ЮЖНОГО УРАЛА Ю.Л. Ронкин, A. Gerdes,А.В. Маслов, S. Sindern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 302

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА СО2, ДЕСОРБИРОВАННОГО ИЗ ГОДИЧНЫХ КОЛЕЦ СПИЛОВ ХВОЙНЫХ ДЕРЕВЬЕВ В.А. Сапожникова, Н.Л. Падалко, Е.В. Черников, Д.А Савчук, М.И. Праздничных, П.Ф. Яворов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 306

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ТВЁРДОЭЛЕКТРОЛИТНОГО РЕАКТОРА С ПЕРЕМЕННЫМ ПОТЕНЦИАЛОМ РАБОЧЕГО ЭЛЕКТРОДА ДЛЯ ПРОБОПОДГОТОВКИ ОБРАЗЦОВ В МАСС-СПЕКТРОСКОПИИ ИЗОТОПНЫХ ОТНОШЕНИЙ (IRMS) В.С. Севастьянов, Н.Е. Бабулевич, Э.М. Галимов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 309

18

ОПРЕДЕЛЕНИЕ СТЕПЕНИ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ИСХОДНЫХ МАГМ РАССЛОЕННЫХ ИНТРУЗИЙ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА С КОРОВЫМ ВЕЩЕСТВОМ П.А. Серов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 310

Sm-Nd ВОЗРАСТ МЕТЕРОРИТА «ЧЕЛЯБИНСК» С.Г.Скублов, Е.С. Богомолов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 312

КОРОВАЯ ПРИРОДА АНОМАЛЬНО НИЗКИХ ЗНАЧЕНИЙ Δ18О В А-ГРАНИТАХ ЛЕМВИНСКОГО МАССИВА (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ) А.А. Соболева, О.В. Удоратина, В.Ф. Посохов, M. Coble. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 315

СРАВНИТЕЛЬНОЕ ОПРЕДЕЛЕНИЕ ИЗОТОПНЫХ ОТНОШЕНИЙ САМАРИЯ И НЕОДИМА МЕТОДАМИ ID TIMS И ID MC ICP MS Н.Г. Солошенко, М.В. Стрелецкая, Е.П. Сергеева . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 319

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД ЯПОНСКОГО МОРЯ В. Т. Съедин . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 322

ОСОБЕННОСТИ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА ГЛУБИННЫХ ГАЗОВ (ПО МАТЕРИАЛАМ ЕН-ЯХИНСКОЙ СКВАЖИНЫ – СГ-7) Т.В. Карасева, Г.И. Титова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 325

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ АТМОСФЕРНЫХ ОСАДКОВ, ПОВЕРХНОСТНЫХ И ПОДЗЕМНЫХ ВОД ХИБИНСКОГО МАССИВА (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ) И.В. Токарев, И.Н. Толстихин, А.В. Гудков. . . . . . . . . . . . . . . . . 327

ЧТО ГОВОРЯТ БЛАГОРОДНЫЕ МЕТАЛЛЫ И БЛАГОРОДНЫЕ ГАЗЫ О ФОРМИРОВАНИИ ЗЕМЛИ И. Толстихин. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 331

19

МЕСТА НАХОЖДЕНИЯ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ ИЗОТОПОВ БЛАГОРОДНЫХ ГАЗОВ В МИНЕРАЛАХ (НА ПРИМЕРЕ ЩЕЛОЧНЫХ ГРАНИТОВ, КЕЙВЫ, КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ) И.Н. Толстихин, В.И. Скиба, И.Л. Каменский, А.Ю. Севостьянов, В.Р. Ветрин. . . . . . . . . . . . 333

ИЗОТОПНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ МЕТАТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД И ДЕТРИТОВЫХ ЦИРКОНОВ: ОГРАНИЧЕНИЯ НА ФОРМИРОВАНИЕ РАННЕДОКЕМБРИЙСКОЙ КОРЫ ЮГО-ЗАПАДА СИБИРСКОГО КРАТОНА О.М. Туркина, С.А. Сергеев, Н.Г. Бережная, Гольцин Н.А. . . . . . . . . . . . . . . . . 334

ИЗОТОПИЯ КИСЛОРОДА И УГЛЕРОДА ОСАДОЧНЫХКАРБОНАТНЫХ ПОРОД БЫСТРИНСКОЙ СЕРИИ(СРЕДНИЙ ТИМАН) О. В. Удоратина, И. Л. Недосекова, И. В. Смолева . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 338

ИЗОТОПИЯ КИСЛОРОДА ЦИРКОНОВ РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫХ ПОРОД ЛОНГОТЪЮГАНСКОГО КОМПЛЕКСА (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ) О. В. Удоратина, В. Ф. Посохов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 342

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ Nd, Pb, Sr В РЕШЕНИИ ПРОБЛЕМ ИСТОЧНИКОВ ПРОДУКТОВ МАГМАТИЧЕСКОЙ И ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ УНИКАЛЬНОГО ДУКАТСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ Л. Г. Филимонова, А. В. Чугаев . . . . . . . . . . . . . . . . . 346

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДАМЕТАСАПРОПЕЛИТОВ ОНЕЖСКОЙ СТРУКТУРЫ М.М. Филиппов, К.И. Лохов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 349

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ НЕОДИМА О ВОЗРАСТЕ И ИСТОЧНИКЕ ДРЕВНЕЙШИХ МЕТАОСАДОЧНЫХ ПОРОД ВОЛГО-УРАЛЬСКОГО СЕГМЕНТА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОГО КРАТОНА М.М Фугзан, Т.И. Кирнозова, Е.В. Бибикова, А.В. Постников, Л.П. Попова . . . . . . . . . . . . . . . 353

20

РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ И ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В ГЕОХИМИЧЕСКОМ АНАЛИЗЕ ПОРОД НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ (НА ПРИМЕРЕ ИЗУЧЕНИЯ РАЗРЕЗА ПАРАМЕТРИЧЕСКОЙ СКВАЖИНЫ «ЮЖНО-ПЫЖИНСКАЯ 1» ЗАПАДНОЙ СИБИРИ) К.С. Цой . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 355

НОВЫЕ ДАННЫЕ Pb-Pb-ИЗОТОПНОГО ИЗУЧЕНИЯ ОРОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ Au (МЕСТОРОЖДЕНИЕ ВЕРНИНСКОЕ, БАЙКАЛО-ПАТОМСКОЕ НАГОРЬЕ, РОССИЯ) А.В. Чугаев, О.Ю. Плотинская, А.А. Котов, И.В. Чернышев . . 359

ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ОРОГЕННОГО ТИПА ПО ДАННЫМ ВЫСОКОТОЧНОГО АНАЛИЗА СВИНЦА (НА ПРИМЕРЕ ЛЕНСКОЙ РУДНОЙ ПРОВИНЦИИ, РОССИЯ) А.В. Чугаев, И.В. Чернышев. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 361

ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА И ЭВОЛЮЦИЯ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА СВИНЦА БЕРЕЗОВСКОГО ЗОЛОТОРУДНОГО ПОЛЯ Е.С. Шагалов, С.Г. Суставов, С.В. Прибавкин, М.В. Стрелецкая. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 365

ОПТИМИЗАЦИЯ СТАДИИ РАЗЛОЖЕНИЯ ИЗОТОПНОГО АНАЛИЗА САМАРИЯ И НЕОДИМА ПРИ УСЛОВИИ ПОЛНОЙ ГОМОГЕНИЗАЦИИ СМЕСИ ТРАСЕР – ОБРАЗЕЦ А.С. Шелюг, Н.Г. Солошенко, М.В. Стрелецкая . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 368

МЕХАНИЗМ ДИФФУЗИИ АРГОНА ВО ФЛОГОПИТЕ В УСЛОВИЯХ ВЫСОКИХ ТЕМПЕРАТУР И ДАВЛЕНИЙ Д.С. Юдин, С.А. Коржова, А.В. Травин, Е.И. Жимулев, Т.А. Алифирова, Т.Н. Мороз . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 371

21

ПРИМЕНЕНИЕ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА УГЛЕРОДА ДЛЯ ПРОГНОЗИРОВАНИЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ Ш.С. Юсупов, Л.Ю. Шин . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 375

АНОМАЛЬНО ВЫСОКАЯ ТЕРМИЧЕСКАЯ УСТОЙЧИВОСТЬ РАДИОГЕННОГО ГЕЛИЯ В ПОЛУМЕТАЛЛАХ О.В. Якубович, Ю.А. Шуколюков, А.Г. Мочалов, Ю.В. Плоткина, С.Ф. Служеникин, А.Б. Котов. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 379

22

23

DETERMINATION OF Hf ISOTOPES IN ZIRCON BY MC FS ICP-MS

A. Gerdes1, A. Zeh2, Yu.L. Ronkin3

1Institut für Geowissenschaften, Mineralogie, Frankfurt am Main, Germany, (axel.gerdes@em.uni-frankfurt.de)

2Mineralogisches Institut, Am Hubland, Würzburg, Germany3Institute Geology and Geochemistry of the Urals brunch of the Russian

Academy Sciences, Russia

As is known the Hf isotopic composition of zircon can be utilized as a geochemical tracer of a host rock’s origin in exactly the same way whole-rock Nd isotopes are used (Zircon, 2003). But the Hf is in fact a more sensitive tracer than Nd, as Lu/Hf in the depleted mantle has increased at approximately double the rate of Sm/Nd with respect to unfractionated material. Furthermore, the well-known resilience of zircon to surficial weathering, transportation, and sedimentation processes means that the same isotopic tracing techniques can be applied to elucidate the origins of detrital zircon grains in sedimentary and meta-sedimentary rocks (Zircon, 2003). The earliest Hf isotopic studies of zircon were undertaken by conventional thermal ionization mass spectrometry of microgram quantities of purified Lu and Hf extracted from acid-digested samples via a series of cation-exchange columns. However, the poor ionization efficiency of Hf by thermal ionization requires a significant amount of zircon. Using multi-collector (MC) sector field (SF) ICP-MS is much more efficient, and the emergence of laser ablation provides the ability to measure the isotopic composition of Hf in zircon.

In this work Hf isotope measurements were performed by Thermo- Scientific Neptune MC SF ICP-MS at JWG coupled to the New Wave Research UP-213 laser system with a teardrop-shaped, low volume laser cell. The MC FS ICP-MS was equipped with 9 Faraday detectors and amplifiers with 1011 Ω resistors. Data were collected in static mode (172Yb, 173Yb, 175Lu, 176Hf-Yb-Lu, 177Hf, 178Hf, 179Hf, 180Hf) during 58 s of laser ablation. The «Lu-Hf laser spot» was 40 μm diameter. Nitrogen (~0.005 l/min) was introduced via a Cetac Aridus into the Ar sample

24

carrier gas to enhance sensitivity (~10-20%) and to reduce oxide formation. The use of the Aridus system allowed bracketing of laser ablation analyses with solution mode analyses. Analytical protocols were the same for laser ablation and solution mode analyses. Solution mode data were acquired with 60 integration cycles over a period of 2 min, followed by 8 min of washout with a mixture of 2% HNO3-0.5 N HF. Data were corrected and normalized following the procedure of the laser ablation analyses. The isotopes 172Yb, 173Yb and 175Lu were simultaneously monitored during each analysis step to allow for correction of isobaric interferences of Lu and Yb isotopes on mass 176. The 176Lu and 176Yb were calculated using 176Lu/175Lu of 0.02658 and 176Yb/173Yb of 0.795015 (both JWG in-house values). The latter is identical to the mean of the values given by Chu et al. (2002) and Segal et al. (2003). The correction for instrumental mass bias used an exponential law and a 179Hf/177Hf value of 0.7325 (Patchett et al., 1981) for correction of Hf isotopic ratios. The mass bias of Yb isotopes generally differs from that of the Hf isotopes with a typical offset of βHf/βYb of around 1.04 to 1.08 when using 172Yb/173Yb of 1.35351 (mean of Chu et al., 2002 and Segal et al., 2003). This offset is determined for each analytical session by averaging the βHf/βYb of multiple analyses of JMC 475 solution doped with variable Yb amounts and all laser ablation analyses of zircon with a 173Yb signal strength of >50 mV. The mass bias behavior of Lu was assumed to follow that of Yb. For analyses with a 173Yb signal of > 130 mV the βHf/βYb offset factor was calculated using the mean βYb of the individual analysis. For analyses with a 173Yb signal of < 130 mV the Yb and Lu isotopic ratios were corrected using the respective βΜ of the individual integration steps (n = 55) divided by the average βΜ/ βYb offset factor of the complete analytical session. It has been noted before that the Yb interference correction is crucial for precise and accurate 176Hf/177Hf obtained by laser ablation analysis (e.g., Woodhead et al., 2004; Kemp et al., 2006). A range of Yb isotope ratios are reported in the literature (e.g., Chu et al., 2002; Segal et al., 2003; Vervoort et al., 2004; Amelin and Davis, 2005). At moderate Yb/Hf ratios of 0.06 these different Yb isotope compositions propagate into shifts in 176Hf/177Hf similar to the analytical uncertainty (Kemp et al., 2009). However, for higher Yb/Hf

25

the different compositions can result in considerable over- or undercorrection (Kemp et al., 2009). The most appropriate composition for interference correction might vary for different instrumentations. At JWG an Yb composition similar to the mean of Chu et al. (2002) and Segal et al. (2003) has yielded the most consistent 176Hf/177Hf ratios for a range of variably doped JMC 475 solutions. Recent studies have shown that the within-run precision of 176Hf/ 177Hf can be considerably improved (up to 2-3 times) when the Hf mass bias (e.g., Slama et al., 2008) or the mean Yb mass bias of each analysis (Gerdes and Zeh, 2006; Wu et al., 2006) is used for estimating the 176Yb/ 173Yb of each individual ratio. However, using the Hf mass bias can yield inaccurate results. For example at a βHf/βYb of 1.05 it causes an overcorrection of 0.80, 1.3 and 1.8 epsilon units for a 176Yb/177Hf of 0.02, 0.04 and 0.06, respectively. Also the use of the mean Yb mass bias can yield inaccurate results due to the difficulty in precisely determining the Yb mass bias for analysis with low Yb signals. In general analyses with 173Yb signal of < 50 mV display a larger scatter in βHf/βYb compared to data obtained with higher signal strengths. This can result in a difference of up to 2 epsilon units compared to the data corrected by means of a uniform daily βHf/βYb offset factor. The use of this offset factor also improves the external reproducibility by about 40-70%. The external reproducibility (2 SD; n>50) over more than 6 months of analysis of reference zircon 91500, GJ-1, and Plesovice (176Hf/ 177Hf= 0.282298 ±0.000026, 0.282003 ±0.000018 and 0.282482 ± 0.000015, respectively) at JWG is about 0.005-0.009% (< 1 epsilon unit). The same holds true for zircon of unknown samples (e.g., sample Berdyaush, see this issue) that have larger variation of 176Yb/177Hf compared to the reference zircons. Multiple analyses of Lu- and Yb-doped JMC 475 solutions show that results with a similar precision and accuracy can be achieved also if Yb/Hf and Lu/Hf is 5-10 times higher than in most magmatic zircons. Note that any under- or overcorrection for Yb and Lu interference on mass 176 would result in a correlation of the 176Hf/177Hf and 176Yb/177Hf ratios. All data were adjusted relative to a JMC 475 176Hf/177Hf ratio of 0.282160 and quoted uncertainties are quadratic additions of the within-run precision and the reproducibility of the 40-ppb JMC 475 solution (2SD = 0.003%, n =10 per day). These

26

uncertainties are similar or slightly worse than the daily values and also the long-term reproducibility of the reference zircons GJ-1 and Plesovice (Gerdes & Zeh, 2009).

ReferenceAmelin Y., Davis W.J. (2005) // Geochimica et Cosmochimica Acta 69,

465–473.Chu N.C., et al. (2002) // Journal of Analytical Atomic Spectrometry 17 (12),

1567–1574.Gerdes A., Zeh A. (2006) // Earth and Planetary Sciences Letters 249,

47–61.Gerdes A., Zeh A. (2009) // Chemical Geology 261, 230–243.Kemp A.I.S., et al. (2009) // Chemical Geology, 261, 242–258.Kemp A.I.S., et. al. (2006) // Nature 439 (7076), 580–583.Patchett, P.J., et al. (1981) // Contributions to Mineralogy and Petrology 78,

279–297Segal I. et al. (2003) // JAAS 18, 1217–1223.Slama J. et al. (2008) // Chemical Geology 249 (1–2), 1–35.Vervoort J.D., et al. (2004) // Geochemistry Geophysics Geosystems 5.Woodhead H.J., et al. (2004) // Chemical Geology 209, 121–135.Wu F.Y., et al. (2006) // Chemical Geology 234 (1–2), 105–126.Zircon. (2003). Reviews in Mineralogy & Geochemistry, vol. 53. 327–341.

КОСМОГЕННЫЕ РАДИОНУКЛИДЫ В МЕТЕОРИТАХ И МОНИТОРИНГ ВАРИАЦИЙ КОСМИЧЕСКИХ ЛУЧЕЙ В

ГЕЛИОСФЕРЕ

В. А. Алексеев, Г. К. Устинова

ГЕОХИ РАН AVAL37@chgnet.ru

Наблюдаемые в метеоритах космогенные радионуклиды с разными периодами полураспада T1/2 являются естественными детекторами космических лучей вдоль метеоритных орбит в тече-ние ~1.5 T1/2 этих радионуклидов перед падением метеоритов на Землю. Исследование радионуклидов с разными T1/2 в хондритах с разными датами падений, с разной протяженностью и наклонени-ем орбит предоставляет нам длинный ряд однородных данных по

27

интенсивности и вариациям ГКЛ с E >100 МэВ в трехмерной гелиосфере, который к настоящему времени охватывает уже ~5 солнечных циклов (Лаврухина, Устинова, 1990; Алексеев, Устинова, 2006). В этих данных, в значительной степени, сглаже-ны пространственные и временные вариации ГКЛ, что позволяет выявить наиболее важные закономерности.

Рис. 1 – Распределение и вариации радиальных градиентов Gr галактиче-ских космических лучей (ГКЛ) с E > 100 МэВ в 1954–2009 гг. вдоль орбит свежевыпавших хондритов. Полиномиальная кривая сглаживает экспери-ментальные данные по пяти точкам с учетом веса каждой точки.

Действительно, на рис. 1 видно, что интегральные градиенты ГКЛ во внутренней гелиосфере сильно зависят от фазы солнечно-го цикла, меняясь от малых и даже отрицательных значений в годы минимума солнечной активности до ≥80–100%/а.е. в годы макси-мума. Средние значения градиентов в современных солнечных циклах (~20–30%/а.е.) соответствуют средним градиентам за последний миллион лет, что свидетельствует о постоянстве меха-низма солнечной модуляции, по крайней мере, в течение ~ 1 млн. лет.

Для разделения стохастических эффектов и эффектов, вызван-ных солнечной активностью в модуляции ГКЛ выполнен корреля-ционный анализ метеоритных данных с различными индексами солнечной активности, мощностью межпланетного магнитного поля и углом наклона гелиосферного токового слоя в трехмерной гелиосфере. В целом, в рассматриваемый период 1957-2010 гг. наблюдается положительная корреляция градиентов ГКЛ на 2-4 а.е. со всеми указанными факторами. Однако характер корреляции различен как для разных солнечных циклов, так и для периодов их

28

роста и спада. Обнаружены разные времена запаздывания, Δt, вариаций градиентов от вариаций солнечной активности в разных ее фазах. Максимальное время запаздывания 1.42-1.45 года наблю-дается для положительной фазы магнитного цикла в 1970–1980 (A > 0, когда положительно заряженные частицы дрейфуют от полю-сов к экватору и вдоль гелиосферного токового слоя от Солнца), тогда как в последующей положительной фазе этого магнитного цикла в 1980–1990 гг. (A < 0, когда происходит обратный дрейф частиц от экватора к полюсам гелиосферы и вдоль гелиосферного токового слоя к Солнцу), время запаздывания составляет лишь ~1.03 года. Обнаружена значительная северо-южная асимметрия этих эффектов на разных стадиях солнечной активности, что под-тверждается и данными по широтным градиентам ГКЛ в 1973–1976 гг. по результатам исследования радионуклидов в хондритах с известными орбитами Dhajala и Innisfree: Gθ равен ~ 3–5% на градус в S-широтах и от –1.5 до 0.8% на градус в N-широтах (Лаврухина, Устинова, 1990).

Выявлен новый механизм влияния характера перестройки солнечных магнитных полей на глубину модуляции ГКЛ в гелио-сфере при смене 22-летних магнитных циклов. Это обусловлено тем, что из-за разной длительности процессов инверсии возника-ют периоды, когда оба магнитных полюса Солнца оказываются од-ного знака. Если оба полюса Солнца отрицательны, то гелиосфера максимально открыта для проникновения положительно заряжен-ных ГКЛ (т.е., протонов), так что их интенсивность внутри гелио-сферы сильно возрастает, естественно при очень малых радиаль-ных градиентах. Это наблюдалось при смене магнитного цикла в 1968-1971 гг., что привело, в целом, к высокой интенсивности ГКЛ в 20-м солнечном цикле. Между тем, в процессе инверсии в максимуме 22 цикла, существовал период, когда оба полюса ока-зывались положительными, и гелиосфера была закрыта для поло-жительно заряженных частиц, кроме двух нейтральных конусов с высоким наклонением. Это привело к самому глубокому миниму-му интенсивности ГКЛ в стратосфере в 1990-1991 ГКЛ и самым высоким градиентам ГКЛ в 22-м солнечном цикле (см. рис.1).

29

Очень необычным, сильно затянувшимся оказался переход-ный минимум между 23 и 24 солнечными циклами, характеризо-вавшийся очень слабыми гелиосферными магнитными полями и быстрым ростом угла наклона гелиосферного токового слоя. Это могло свидетельствовать о глубокой структурной перестройке межпланетных магнитных полей в этот период, связанной со сме-ной векового солнечного цикла. В отличие от 11-летних циклов, обусловленных вариацией явлений солнечной активности, веко-вые циклы отражают, в основном, вариации их мощности. Это демонстрируется на рис. 2, где представлены вариации макси-мальных средних годичных относительных чисел Ri в 1700–2001 гг., сглаженных методом Глайсберга.

Рис. 2 – Вековые циклы СА в 1700–2001 гг. (сплошная кривая); Rj – сред-ние значения максимальных годичных чисел Вольфа в 11-летних циклах, сглаженных методом Глайсберга; стрелками отмечены максимумы циклов; пунктир – линия регрессии y = –203 + 0.166x.

Видно, что смена последнего векового цикла произошла в 20-м цикле. Следует заметить, что смена каждого последующего векового цикла происходит при более высоком уровне СА (см. линию регрессии). Это означает, что происходит подъем какого-то более длительного цикла (возможно, 400- или 600-летнего). Как ожидается, его смена может произойти в ближайших 11-летних циклах, и, возможно, необычный характер солнечного минимума между 23 и 24 солнечными циклами обусловлен началом таких перестроечных процессов. Тем не менее, если мы все еще нахо-димся на подъеме такого длительного цикла, то это может быть одной из причин наблюдаемого глобального потепления на Земле (Алексеев, 2007).

30

Работа частично поддержана Программой № 22 Фундамен-тальных исследований Президиума РАН.

ЛитератураЛаврухина А.К., Устинова Г.К. Метеориты – зонды вариаций космиче-

ских лучей. М.: Наука, 1990.Алексеев В.А., Устинова Г.К (2006) // Геохимия. № 5. С. 467-482.Алексеев В. А.(2007) // Астроном. вестник. Т. 41. № 6. С. 527-534.

U-Pb И Pb-Pb ИССЛЕДОВАНИЯ ТАНТАЛИТА – НЕТРАДИЦИОННОГО МИНЕРАЛА ГЕОХРОНОМЕТРА

РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТОВ (ОРЛОВСКОЕМЕСТОРОЖДЕНИЕ, ВОСТОЧНОЕ

ЗАБАЙКАЛЬЕ)

И.В. Анисимова1, В.С. Абушкевич1, Л.Ф. Сырицо2, Л.Б. Терентьева1, А.В. Антонов3

1ИГГД РАН (iggp@mail.ru); 2СПбГУ; 3ЦИИ ФГУП ВСЕГЕИ

Основная цель проведенных нами исследований состояла в оценке возможности использования U-Pb и Pb-Pb изотопных систем при изучении минералов группы танталита-колумбита для получения информации о возрасте и об источниках рудного веще-ства в Li-F редкометальных гранитах. Такие исследования зача-стую представляют собой достаточно сложную задачу, поскольку традиционные акцессорные минералы в редкометальных грани-тах, как правило, сильно изменены или просто отсутствуют, что затрудняет получение достоверной геохронологической информа-ции. Однако, как в самих гранитах, так и в связанных с ними месторождениях и рудопроявлениях присутствуют разнообразные минералы редкоземельных элементов, принадлежащие к группе танталита-колумбита, петерсенита, бастнезита и кордилита. Важным моментом настоящего исследования явилось выявление возможности применения рудных минералов редкометальных гра-

31

нитов, которые до недавнего времени не использовались, в каче-стве потенциальных U-Pb геохронометров, а также – показателей источников рудного вещества на основе изучения Pb-Pb изотопной системы.

В качестве объекта исследований послужил основной рудный минерал – танталит ((Fe, Mn) (Nb, Ta)2O6) – из редкометальных гранитов Орловского месторождения Хангилайского рудного узла (Восточное Забайкалье), проба № 435.

По габитусу и особенностям строения изученный рудный минерал можно разделить на два морфологических типа. I-тип представлен непрозрачными кристаллами угольно-черной окра-ски и их обломками. Ко II-типу мы относим полупрозрачные кри-сталлы черно-красного цвета, а также их фрагменты.

Для выявления вариаций химического состава изучаемого рудного минерала нами были проведены микрозондовые исследо-вания. Измерения проводились в ЦИИ ФГУП ВСЕГЕИ на скани-рующем электронном микроскопе CamScan MX2500, оборудован-ным энерго-дисперсионным спектрометром Link Pentafet (Oxford Instruments, Si(Li) детектор с площадью 10мм2 и разрешительной способностью 138 eV (на MnKa)). В качестве стандартов исполь-зовались аттестованные природные и синтетические материалы. В результате проведенных микрозондовых исследований установле-но, что по микроэлементному составу содержание Та преобладает над содержанием Nb. Важно отметить, что при сканировании зерна от центра к периферии выявлено увеличение содержания Nb вплоть до его преобладания над Ta. Эта особенность распределе-ния микроэлементов от центра к периферии зерна характерна для танталита обоих морфологических типов. В режиме катодолюми-несценции зерна танталита I морфологического типа характеризу-ются однородным внутренним строением, в то время как зерна II-го типа обладают четко проявленной зональностью.

Для выявления поведения изотопов и оценки изотопного состава Pb и U нами были выполнены исследования Pb-Pb и U-Pb изотопных систем. В ходе исследований было выяснено, что эти два морфологических типа танталита имеют различные изотоп-ные характеристики. Танталиты I типа обладают низкими отноше-

32

ниями 206Pb/204Pb в пределах 17.2-24.9, в то время как у минерала II типа это отношение находится в пределах 48.8-57.3. В связи с установленными особенностями изотопного состава Pb для изуче-ния Pb-Pb изотопной систематики нами был использован танталит I морфологического типа, а для определения U-Pb абсолютного возраста – танталит II типа.

Установлено, что танталит 435 обладает сравнительно высо-кими содержаниями U (до 300 ppm) и достаточно хорошей сохран-ностью U-Pb системы. U-Pb изотопное датирование было проведе-но для двух крупных кристаллов танталита II морфологического типа, точка изотопного состава которого имеет конкордантный возраст 145 ± 1 млн. лет (СКВО=0.001, вероятность конкордант-ности = 99%). Для Li-F гранитов Орловского массива, вмещающих продуктивную рудную минерализацию, ранее уже были получена оценка возраста циркона методом SHRIMP, которая составляет 141 ± 3 млн. лет при СКВО 1.2 (Абушкевич, Сырицо; 2007). Полученные геохронологические данные окончательно устанав-ливают синхронный возраст формирования редкометальной мине-рализации и рудовмещающих Li-F гранитов Орловского массива.

Точки изотопного состава Pb танталита I типа на диаграмме в координатах 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb располагаются вблизи трендов эволюции мантии и нижней коры. Некоторый разброс точек может быть связан с частичным открытием Pb-Pb системы, обусловлен-ным поздним низкотемпературным воздействием (?). Таким обра-зом, нами установлено, что вероятным источником рудного веще-ства при формировании Li-F редкометальных гранитов Орловского массива мог выступать мантийный источник. Полученные резуль-таты согласуются с ранее проведенными исследованиями для пород и породообразующих минералов гранитоидов Хангилайского рудного узла и Li-F гранитов Орловского массива с использовани-ем Sm-Nd, Rb-Sr и U-Pb изотопных систем (Абушкевич, Сырицо; 2007).

Результаты выполненных U-Pb геохронологических исследо-ваний открывают новые перспективы в прецизионном датирова-нии и изотопном исследовании редкометальных магматических ассоциаций, процессов гранитообразования и связанного с ним

33

оруденения, и требуют дальнейший разработки методологических подходов в исследовании нетрадиционных минералов-геохроно-метров.

Исследования выполнены при поддержке РФФИ (проекты № 12-05-00926).

ЛитератураАбушкевич В.С., Сырицо Л.Ф. Изотопно-геохимическая модель фор-

мировании Li-F гранитов Хангилайского рудного узла в Восточном Забайкалье / СПб. Наука, 2007. 147 с.

К ИСПОЛЬЗОВАНИЮ МАЛЫХ ВАРИАЦИЙ 17O-18O КАК ТРАСЕРА ВЕЛИЧИНЫ ИСПАРЕНИЯ ВОДЫ В АРИДНЫХ

РЕГИОНАХ

С.С. Ассонов, J. Surma, M. Staubwasser

Институт Геологии и Минералогии, университет г. Кёльна, Германия

Изотопные метки δD и δ18O природных вод давно и успеш-но используются как трасеры гидрологичесих процессов. Значе-ния δD-δ18O метеорных вод из разных областей земного шара об-разуют общий тренд, называемый как Global Meteoric Water Line (GMWL). В процессе испарения происходит как равновесное изотопное фракционирование вода-пар, так и фракционирование за счет диффузии паров над слоем воды (Mook, 2000). В отличии от равновесного фракционирования величина которого зависит только от температуры, величина диффузионного фракциониро-ания зависит как от температуры (разная зависимость диффузии D-молекул и 18O молекул воды), так и от относительной влажности в диффузионной зоне. Значения δD для вод, претерпевших потери при испарении, отклоняются от GMWL, это отклонение выражают в виде так называемого D-excess (избыток D). Величина D-excess может быть использована для оценки влажности в зоне испарения, например для палеореконструкций по данным керна льда.

34

В последние годы была рассмотрена и детально исследована 17O-18O-систематика метеоритных вод и показано наличие анало-гичного GMWL-тренда для 17O-18O (Barkan & Luz 2007 и другие публикации этой группы). Был введен новый трасер, 17O-excess который по своей природе аналогичен D-excess. В отличие от D-excess величина 17O-excess, как обсуждается в публикациях (Barkan & Luz 2007; Luz & Barkan 2010), зависит от влажности, но не от температуры.

Используя метод анализа вод на 17O-18O (Barkan & Luz, 2005), а именно фторирование воды (фторирующий реагент CoF3) с по-следующим анализом выделенного О2, были проанализированы пробы вод из двух аридных регионов (Иран и Атакама, Чили). Отдельные пробы демонстрируют повышенные δ18O, что свиде-тельствует о значительных потерях воды при испарении. В этих же пробах величины 17O-excess сильно понижены. Эти тренды со-гласуется с экспериментальным 17O-18O трендом, полученным в опытах по диффузии паров воды (Barkan & Luz 2007; Luz & Barkan 2010); наклон в 17O-18O-координатах зависит от величины вклада диффузии, а именно от влажности в условиях испарения. Чтобы подтвердить повсеместность этого механизма, мы провели опы-ты по диффузии паров воды с последующим отбором и анализом проб паров. Преимущество анализа паров в эксперименте состо-ит в том, что можно измерить эффективную величину изотопно-го фракционирования при испарении (сочетание равновесного и диффузионного фракционирования). Пробы паров демонстрируют тренд обратный пробам воды из Ирана и Чили – величины δ18O пониженные, а величины 17O-excess повышенные, что согласует-ся с трендом паров воды над поверхностью океана (Uemura et al., 2010). Таким образом, природные вариации 17O-excess при испа-рении повсеместно отражают наличие фракционирования за счет диффузии. На основании формализма, рассмотренного (Barkan & Luz 2007), предположениях о начальных/граничных условиях и величинах 17O-excess измеренных в пробах из аридных регионов, нами делается попытка оценки количества испарившейся воды.

35

Литература Полные названия и PDF-файлы статей Barkan и Luz доступны на

странице E.Barkan по адресу http://earth.huji.ac.il/staff-details.asp?topic=3&id=318

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ СВИНЦА СУЛЬФИДОВ И ПЛАГИОКЛАЗОВ ЗОЛОТО-МОЛИБДЕН-МЕДНО-ПОРФИРОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ БАИМСКОЙ

РУДНОЙ ЗОНЫ, ЗАПАДНАЯ ЧУКОТКА

И.А. Бакшеев, Ю.Н. Николаев, Б.В. Беляцкий, И.А. Калько, Е.В. Нагорная, А.Ф. Читалин, Л.И. Марущенко

Геологический факультет МГУ; ВНИИОкеангеология; Региональная Горная Компания

Баимская зона, расположенная в 200 км к югу от г. Билибино на Чукотке, включает самое крупное золото-молибден-медно-пор-фировое месторождение России Песчанка (6.39 млн.т. Cu, 345.7 т Au, 165.4 тыс. т. Mo, 3141.5 т Ag) и ряд других более мелких месторождений и рудопроявлений открытых в конце 60х - начале 70х гг XX века. Первоначальные разведочные работы на этой тер-ритории проводились в 1972-1986 гг, и возобновлены как поиско-вые, так разведочные работы с 2009 г. Баимская зона является частью Олойской металлогенической зоны, в которой молибден-медно-порфировые системы формировались в обстановке конти-нентальной островной дуги. Выделяется 5 рудных полей (с севера на юг): Юрях, Песчанка, Находка, Омчак, Бургахчан. Рудоносные штокверки Баимской зоны парагенетически связаны со штоками кварцевых монцодиорит-порфиров раннемелового Егдыкгичского комплекса, которые прорывают габброиды позднеюрского Баим-ского комплекса и порфировидные диориты предположительно позднеюрского-раннемелового Весеннинского комплекса. Гидро-термальные изменения представлены биотит-кварц-калишпатовыми породами, пропилитами, кварц-серицитовыми метасоматитами и аргиллизитами. Рудная минерализация порфи-рового (молибден-медно-порфировая) и эпитермального типа при-урочена в основном к кварц-серицитовым метасоматитам, а также к кварцевым жилам и прожилкам в них.

36

Главной целью настоящего исследования было определить возможные источники свинца магматических минералов и суль-фидов различных минеральных ассоциаций описываемой рудной зоны. Для этого нами были отобраны пробы различных рудных минералов (пирит, борнит, халькопирит, сфалерит, галенит) из кварцевых жил и прожилков, а также полевой шпат из вмещаю-щих интрузивных магматических пород и изучен изотопный состав свинца в них. Ранее систематических работ по исследова-нию изотопного состава свинца минералов месторождений и про-явлений Баимской рудной не проводилось, известны только еди-ничные работы, например, (Шпикерман и др., 1997).

Проведенные нами исследования свидетельствуют, что изо-топный состав свинца полевых шпатов отобранных из вмещаю-щих магматических пород варьирует в широких пределах: 206Pb/204Pb от 18.30 до 18.87, 207Pb/204Pb от 15.50 до 15.55, и 208Pb/204Pb от 37.81 до 38.40. При этом наиболее высокие значения изотопных отношений 206Pb/204Pb и 208Pb/204Pb установлены в пла-гиоклазе позднеюрских габброидов на проявлении Топь из рудно-го поля Юрях. Полевые шпаты из пород Егдыкгичского комплекса и порфировидных диоритов Весеннинского комплекса (J3-K1?) характеризуются менее радиогенными изотопным составом свин-ца: 206Pb/204Pb от 18.30 до 18.57 и 208Pb/204Pb от 37.81 до 38.07 (рис).

Изотопный состав свинца сульфидных минералов: 206Pb/204Pb = 18.26-18.49, 207Pb/204Pb = 15.41-15.57, 208Pb/204Pb = 37.53-38.20. Сульфиды, как и полевые шпаты вмещающих пород, рудопроявле-ния Топь имеют наиболее радиогенный состав свинца по сравне-нию с составом остальных изученных сульфидов: 206Pb/204Pb = 18.45-18.49 208Pb/204Pb = 38.04-38.20 (рис). В целом, на диаграмме изотопных составов свинца, хорошо видно, что фигуративные точки составов сульфидов (рис.) перекрываются с точками соста-вов полевых шпатов из вмещающих монцонитоидов, что может свидетельствовать о едином источнике свинца, как для рудной стадии, так и для магматической. Обогащенность сульфидов рудо-проявления Топь радиогенным свинцом также может объясняться переотложением сульфидов при частичной ремобилизации веще-ства вмещающих габброидов.

37

Расположение фигуративных точек изученных минералов на корреляционных диаграммах (рис) относительно кривых эволю-ции состава свинца основных источников рудного свинца показы-вает, что формирование вмещающих пород Егдыкгичского ком-плекса происходило при участии вещества современной мантии и при минимальном вл