П\ ( 1ЧЧн J

235JJ
	207pb

207рЬ

= 3

235U после 1426 млн лет

а б

Рис. 3.8. Радиоактивный распад а — урана 235 и б — урана 238

О

^^^ "Родительский" изотоп

'Дочерний"изотоп

0.25

0.05 0.02

1300 млн лет назад

40К + р-частица wAr 40К -» р-частица + 40Са

Рис. 3.9. Распад радиоактивного изотопа 10К имеет два пути, превращаясь в -лг или в ,0Са

2600 млн лет назад 3900 млн лет назад ^^ /^N5200 млн лет назад 1

число полураспадов

пород — осадочных, магматических и метаморфических. Следует отметить боль­шую роль К-Аг-метода в датировании осадочных пород позднего докембрия по калийсодержащему минералу глаукониту. Частая встречаемость и синх­ронность образования глауконита с формированием морских осадков позво­лили установить большой возрастной диапазон процесса позднедокембрийс- кой седиментации — от 1650 до 570 млн лет, который оказался намного более продолжительным, чем предполагалось.

В последнее время широкое применение получил метод датирования по отношению ^3<3Аг/^тАг. Этот метод в отличие от обычного K-Ar-метода позволяет определять возраст, на который не влияют природные потери ¹⁰Аг. Для лунных морских базальтов этим методом был получен возраст 3,78-3,84 млрд лет, а для анортозитовых брекчий и габбро — 4,05 и 4,26 млрд лет соответственно.

Рубидий-стронциевый метод. Принцип метода основан на р-распаде изотопа ⁸⁷Rb и превращении его в стабильный изотоп "~5г по схеме:

₃fRb > J⁷Sr + р- + v + Q,

где v — антинейтрино, Q — энергия распада. Распространенность рубидия в минералах горных пород определяется в первую очередь близостью ионных радиусов Rb⁺ (г = 1,48 А⁰) к ионам калия К ir = 1,ЗЗА°). Это позволяет иону Rb замещать ион К во всех важнейших породообразующих минералах.

Распространенность стронция контролируется способностью иона Sr²⁺ (г = 1,13 А⁰) замешать ион Са²⁺ (г = 1,01 А°) в кальцийсодержащих минера­лах (главным образом в плагиоклазе и апатите), а также возможностью его вхождения в решетку калиевых полевых шпатов на место иона К⁺. Вычис­
ление возраста производится по главному уравнению геохронологии, кото­рое применительно к Rb-Sr-методу имеет следующий вид:

t = 1/Я In [(^Sr/'-Sr) - (*'Sr/"'Sr)i / (*⁷Rb/*^GSr) J +1.

Rb-Sr-метод успешно используется для определения возраста не только земных пород, но и лунных и метеоритов. В частности, по дунитам, норитам и другим породам лунных материков этим методом получен возраст 4,3-4,6 млрд лет, т. е. сопоставимый с принятым возрастом Земли.

Самарий-неодимовый метод. Самарий и неодим являются редкоземель­ными элементами. При метаморфизме, гидротермальном изменении и хими­ческом выветривании они менее мобильны, чем щелочные и щелочно-земель- ные элементы, такие как К, Rb, Sr и др. Поэтому Sm-Nd-метод дает более надежные датировки возраста горных пород, чем Rb-Sr-метод. Предложение об использовании Sm-Nd-метода в геохронологии впервые сделал Г. Лагмайр (G.Lugmair, 1947), определивший возраст двух эвкритовых ахондритов — Juvinas и Stanner — и одного лунного образца. Для метеорита Juvinas он получил Sm- Nd возраст 4,56 ± 0,08 млрд лет и первичное отношение ^14:,Nd/"⁴⁴Nd = 0,50677+ + 0,00010. Он же показал, что отношение изотопов неодима ^14:)Nd/ ⁴⁴Nd явля­ется индикатором изменений в относительном содержании ¹⁴³Nd, обусловлен­ного распадом ^!47Sm. В разработку, внедрение в геологическую практику Sm- Nd-метода и интерпретацию получаемых данных большой вклад внесли американские исследователи Де Паоло и Г. Вассербург. Для самария известны семь изотопов, но только один из них — ^,47Sm — является радиоактивным, распадающимся путем испускания р-частицы в ^:;;'Inq по схеме:

efSm _m^ulNd + а + Q.

Период полураспада ^,47Sm очень большой — 106 млрд лет. Лучше всего самарий-неодимовый метод применим для определения возраста основных и ультраосновных пород, в том числе метаморфических (эклогитов, мета- диабазов и др.).

Рений-осмиевый метод. Рений — рассеянный элемент. Наиболее вы­сокие концентрации его содержатся в молибдените (до 1,88 %), особенно когда он находится в ассоциации с сульфидами меди. Рений имеет два изо­топа — ¹⁸⁵Re и '"'Re. последний изотоп радиоактивен. Осмий — металл пла­тиновой группы, обладает ярко выраженными сидерофильными свойства­ми. Самые высокие его концентрации обнаружены в осмириде — сплаве осмия с иридием и другими металлами платиновой группы. Осмий имеет семь изотопов, и все они стабильны. Изотоп ¹⁸⁷Re путем эмиссии р -части­цы распадается в '""Os по схеме:,_;^1s7Re > _T6^1s'Os + + Q. Накопление ^l87Os в Re-содержашей системе описывается уравнением: (^1s70s/¹⁸⁶0s) = (^1S7Os/^mOs)i + f(^1S7Re/^mOs) х (е^х> - 1)], где (^1g70s/^m0s) и (ⁱ⁸⁷Re/^mOs) - современные планетарные значения отношений, равные соответственно 1,06 и 3,3; первичное значение (¹⁸⁷Os/^,86Os)i = 0,81.

Re-Os-изотопная система получила широкое применение не только в геохронологии, но и в исследовании эволюции мантии Земли и развитии земной коры. Она уникальна по сравнению с U-Pb- и Rb-Sr-системами в том отношении, что родительские и дочерние элементы последних отторга­ются мантийными фазами. В Re-Os-системе все обстоит по-другому. Re, напри­мер, в большинстве случаев лишь незначительно перераспределяется между мантийным реститом и расплавом, так что его концентрация в мантии заметно не изменяется при дифференциации. Os тоже практически весь остается в ман­тийном остатке, в расплав его переходит не более сотых долей от исходных концентраций в мантии. Поэтому Re-Os-сисгема в отличие от других изотоп­ных систем при условии изоляции ее от последующих процессов вещественного обмена может дать первичный возраст остывания и кристаллизации мантии (Т_МЛ), предшествующий этапу ее частичного плавления. При использовании Re-Os-изотопной системы совместно с другими изотопными методами можно получить комплиментарную информацию, относящуюся к возрасту, происхож­дению различных типов пород и эволюции коры и мантии. Кроме того, это один из немногих методов, позволяющий датировать возраст сульфидных месторож­дений, он успешно используется также для изучения метеоритов. С его помо­щью была построена Re-Os-изохрона для метеоритов, включившая все их типы — железные, железокаменные и металлическую фазу хондритов. Все эксперимен­тальные точки легли строго, в пределах погрешности эксперимента, на изохро- ну, свидетельствуя об очень коротком интервале времени образования всех ти­пов метеоритов из газопылевого облака. Точка, соответствующая изотопному составу '"^TGs/™Gs и ^;"⁷ке/ "^:,Gs в мантии Земли, также легла на эту изохрону, подтверждая предположение об одновременности образования Земли и метео­ритов из одного и того же источника.

Радиоуглеродный метод датирования основан на естественном рас­паде космогенного радионуклида ^ИС, образующегося в верхних слоях ат­мосферы в результате взаимодействия нейтронов и протонов космического происхождения с ядрами атмосферных газов — N₂, 0₂, Аг (рис. 3.10). Реак­ции расщепления ядер-мишеней, вызванные частицами высоких энергий первичного космического излучения, сопровождаются образованием вто­ричных прогонов, нейтронов, пионов и других частиц. Многие из вторич­ных частиц обладают достаточной энергией, чтобы вызвать новые ядерные реакции при взаимодействии со стабильными изотопами N, О, С и создать новые вторичные частицы. В целом этот процесс носит каскадный харак­тер. Наиболее важной в образовании ¹⁴С является реакция вторичных ней­тронов с ядрами стабильного изотопа ^,4N:

₀¹п + ₇^uN ₆^иС + .'р. где

₀¹п — нейтрон; /р — протон, испускаемый новообразованным изотопом.

В результате взаимодействия с кислородом воздуха или с СО и с С0₂ атомы ¹⁴С переходят в молекулы диоксида углерода. Поскольку процесс пе­ремешивания в атмосфере происходит достаточно быстро, то концентрация ¹⁴С0₂ повсеместно выравнивается — в атмосфере, гидросфере и биосфере. В биосферу ¹⁴С попадает сначала в результате фотосинтеза зеленых расте­ний и всасывания корнями из почвы, а потом по пищевой цепочке передает­ся животным организмам. В гидросферу ¹⁴С попадает в результате молеку-

О^б электронов

Б протонов 6 нейтронов

Рис. 3.10. Строение атомов углерода

1ЭС

"С

лярного обмена между С0₂ атмосферой и поверхностью вод. Отсюда он по­падает в карбонатные скелеты и раковины водных организмов.

Атомы ^НС не стабильны и путем p-распада превращаются в стабильные изотопы ^MN согласно схеме: _f^uC —> J⁴N + н~ + н + Q.

Постоянная распада А,¹⁴С= 1,209 • Ю^год¹, период полураспада Т¹/ = = 5730 ± 40 лет. Когда концентрация ^НС становится всюду одинаковой, это означает, что распад ^МС уравновешивается его образованием в атмосфере. Для живой ткани равновесное состояние определяется так называемой удель­ной активностью ^иС, которая принимается равной 13,56 ± 0,07распад/ (мин на 1 г углерода). Если организм умирает, то прекращается поступление ^МС, и в результате радиоактивного распада удельная активность ¹⁴С уменьшает­ся. Измерив значение активности в образце и зная ее величину в живой тка­ни (= 13,56 расп./мин. на 1 г С), можно рассчитать время прекращения углеродного обмена организмом. Радиоактивность организма, прекративше­го жизнедеятельность t лет назад, определяется по уравнению радиоактивно­го распада: N = N_ge~'^J, где N — измеренная активность ^ИС (т. е. число распа­дов в 1 мин. в 1 г углерода); N_g — активность ткани живого организма.

Углеродный возраст образца организма, прекратившего жизнедеятель­ность t лет назад, определяется по следующему уравнению:

Т = У/Я ln(N/N).

Объектами радиоуглеродного датирования могут быть любые образцы, содержащие углерод, возрастом не более 70 тыс. лет — древесина, древес­ный уголь, торф, раковины, кости, пергамент, волосы и другие материалы.

Метод основан на допущении, что образующееся количество ^ИС в атмос­фере постоянно. Однако имеются данные о значительном изменении атмос­ферного содержания радиоуглерода в прошлом (до 10 %). Причинами изме­нения содержания "С в атмосфере могут быть изменения интенсивности космического излучения, загрязнения атмосферы за счет сжигания ископае­мого топлива (понижение ^ЫС/¹²С), за счет ядерных взрывов в атмосфере и под землей, работы ядерных реакторов, аварий на атомных электростанци­ях (увеличение ¹"С/¹²С) и др. Радиоуглеродный метод находит широкое приме­нение для датирования событий позднего плейстоцена и четвертичного пери­ода. С его помощью был установлен возраст последнего прорыва босфорских
вод в Черное море, вызвавших его сероводородное заражение — около 7500­8000 лет назад (А. П. Виноградов, 1967); производилось изучение четвертич­ного вулканизма по обугленным древесным остаткам; датирование морских террас по раковинам моллюсков; определение возрастов этапов оледенений; времени вымирания некоторых групп животных и т. д. Особенно эффектив­но он используется в археологических исследованиях.

Трековое датирование.

В начале 60-х гг. XX в. в американскими исследователями был предложен новый метод определения возраста минералов, основанный на подсчете плотно­сти треков осколков спонтанного деления ядер урана (™U), накапливающихся в минерале в ходе геологической истории (Price, Walker, 1963; Fleischer, Price, Walker, 1975). На сегодняшний день трековое датирование — это стандартный метод геохронологии и геотермических исследований. В зернах минералов про­исходит спонтанное деление атомов урана, при котором формируются частицы, обладающие высокой энергией. При прохождении через твердое вещество эти частицы оставляют нарушения на атомном уровне, ориентированные вдоль тра­ектории их движения. Эти линейные нарушения называются треками.

Образовавшиеся треки спонтанного деления можно наблюдать лишь при помощи электронного микроскопа, но если кристалл поместить в агрессив­ный химический реагент, то в первую очередь начнут растворяться зоны дефектов. Таким образом, размер треков увеличивается путем химического травления и они становятся видны в оптический микроскоп (рис. 3.11).

Рис. 3.11. Кристалл апатита с треками спонтанного деления урана, увеличенны­ми путем химического травления. Возраст остывания данного кристалла — 60-70 млн лет назад. Фото любезно предоставлено профессором Дж. И. Гарвером (Юнион Колледж, Скенектади, США)

Накопление треков в минерале с течением времени — процесс, анало­гичный накоплению тех или иных изотопов в результате радиоактивного распада. Количество треков пропорционально времени, формирование тре­ков начинается при определенной температуре, называемой блокирующей или замыкающей. Ниже этой температуры в кристалле «работают треко­вые часы», плотность треков увеличивается с течением времени, а их длина остается постоянной — около 16 мк.

В дальнейшем плотность и длина треков зависят от температуры: если температура повышается, то в кристаллах начинается отжиг (исчезнове­ние) треков и, как следствие, «омоложение» возраста. Таким образом, тре-

ковое датирование позволяет проследить термальную историю единичного

минерального зерна, горной породы и осадочного бассейна в целом.

Каков возраст Земли и каким образом его можно определить? Во­прос длительности существования нашей планеты всегда занимал че­ловечество, а древние, античные философы считали Землю вечной. В се­редине XVII столетия ирландский епископ Джеймс Ашер, изучив внимательно все библейские тексты и доступные в то время другие материалы, например о затмениях, установил, что Земля — это боже­ственное творение, совершенное в 9 часов утра 26 октября 4004 г. до н. э. Такая точка зрения продержалась долго, вплоть до начала XIX в. Лорд Кельвин в середине XIX в. считал, что возраст Земли — около 100 мил­лионов лет, а Чарльз Дарвин полагал, что он составляет несколько сот млн лет. Только открытие радиоактивности позволило точно опреде­лить возраст горных пород, метеоритов и лунных пород.

Естественно, что за минимальный можно принять возраст наиболее древних горных пород, который равняется 3,7-4,1 млрд лет. Следова­тельно, Земля не может быть моложе. Ключ к определению действи­тельного возраста нашей планеты лежит в сравнении изотопных соста­вов пород Земли и метеоритов. В железных метеоритах концентрация урана ничтожна мала, а изотопные соотношения свинца не отличаются от тех, какими они были в начальные стадии образования Солнечной системы. Ю. А. Шуколюков показал, что ввиду распада изотопов урана ²³⁵U и ²³⁸U в каменных метеоритах соотношения изотопов свинца име­ют большие значения, но лежат на одной прямой (рис. 3.12). Соотно­шения радиогенных изотопов ²⁰⁷РЬ и ^:GGPb и показывают возраст Земли в 4,55 ± 0,01 млрд лет. Рений-осьмиевый изотопный геохронометр, при­мененный к породам мантии Земли, вынесенным на поверхность с глу­бин 15-200 км, подтверждает это.

SsO

а.

3-

о

о 10 20 30 40 50 60

Рис. 3.12. Определение возраста Земли с помощью изотопных хронометров (по Ю. А. Шуколюкову, 2000). 1 — каменные метеориты; 2 — средний изотопный состав свинца Земли; 3 — железные метеориты