парначев

относительная шкала геологического времени. Ее деления были связаны с несогласиями в осадочных разрезах, выше и ниже которых находились несходные ископаемые остатки.

Несомненно, методы определения относительного возраста горных пород сыграли важную роль в развитии геологии. Однако они имели естественные ограничения. Во-первых, в масштабах всей геологической эволюции появление ископаемых организмов – сравнительно “недавнее” событие, произошедшее только в последнюю часть истории Земли. Во-вторых, палеонтологические и стратиграфические датировки применимы только для определения относительного возраста осадочных пород – возраст магматических пород может быть установлен только по соотношению между ними и теми же осадочными слоями. В-третьих (и это главное), по ископаемым остаткам удается установить лишь относительный возраст. По ним можно определить, что какая-то разновидность животных или растений существовала на Земле раньше или позже какой-то другой разновидности, а соответственно раньше или позже сформировались вмещающие эти ископаемые остатки осадочные породы, но никогда нельзя сказать, когда именно и как долго существовала та или иная разновидность ископаемой флоры или фауны.

Ситуация в методах относительной геохронологии примерно такая же, как была бы в человеческой истории, если бы мы вели летоисчисление не в годах, веках и тысячелетиях, а, например, в эпохах цивилизации и развития техники (как, кстати, иногда и делается для ранних исторических периодов). Конечно, нетрудно догадаться, что “бронзовый век” был после “каменного”, а “атомный” – после “бронзового”. Но при таком летоисчислении неминуемо сложилось бы впечатление, что все перечисленные периоды имеют одинаковую продолжительность – мы ведь почему-то обозначаем их одним и тем же термином “век”. На самом же деле “атомный век” длится десятилетия, а “каменный”, очевидно, насчитывал многие тысячелетия.

Точно так же одни и те же ранги относительной шкалы геологического времени имеют резко различную продолжительность: протерозойская эра длилась более 2 млрд лет, а мезозойская – менее 200 млн лет; меловой и каменноугольный периоды продолжались более 70 млн лет, а неогеновый – чуть больше 20 млн лет; раннемеловая эпоха длилась 49 млн лет, а раннетриа-

91

совая – 4 млн лет; визейский век карбона длился 17 млн лет, а коньякский век мела – 2 млн лет.

Таким образом, следуя достаточно субъективным представлениям об относительной важности разных эволюционных биологических скачков, палеонтологи разработали шкалу геологического времени, в которой длительность одинаковых по рангу делений отличается на порядок и больше. Разумеется, такую шкалу нельзя назвать удачной, и никакую количественную оценку геологических процессов с ее помощью проводить нельзя.

Именно поэтому геологи давно мечтали о возможности установить абсолютный возраст горных пород и геологических явлений. Такая возможность появилась лишь в начале XX века, после открытия естественной радиоактивности и долгоживущих изотопов. Великий английский физик Резерфорд в 1905 г. первым высказал предположение, что такие долгоживущие изотопы, как уран и торий, могут выступать в роли “часов”, измеряющих абсолютное геологическое время. К 1950-м годам были разработаны методы геологического датирования с использованием изотопных отношений радиоактивных элементов, содержащихся в горных породах. Абсолютная (изотопная) геохронология, таким образом,

является одним из двух революционных направлений, развитием которых ознаменовалась геология XX века; вторым направлением стала тектоника плит, о которой пойдет речь в главе 2.

Все методы абсолютной геохронологии основаны на едином

законе радиоактивного распада, согласно которому число атомов радиоактивного изотопа, распадающихся в единицу времени, пропорционально имеющемуся в данный момент общему количеству атомов этого изотопа:

где N – число атомов радиоактивного изотопа, имеющихся в наличии в момент t, а λ – постоянная распада. Период полураспада τ1/2 радионуклида – это период времени, в течение которого распадается половина его атомов, существовавших в момент времени t = 0:

92

На константы распада не влияют ни физические условия (высокие температуры и давления), ни химическое состояние вещества (например, тип соединения в минералах). Таким образом, величины τ1/2 и λ даже для горных пород, находящихся в различных экстремальных условиях – при высоких температурах и под большим давлением в глубинах Земли, а также подвер-женных химическим преобразованиям – выветриванию и другим процессам, остаются постоянными и могут быть использованы в качестве надежных геологических часов.

Константы распада наиболее важных для геохронологии радиоактивных изотопов приведены в табл. 1.6.1.

Таблица 1.6.1. Продукты и константы распада радиоактивных

изотопов, используемых в геохронологии

Чтобы понять, каким образом по концентрации радиоактивных изотопов и их дочерних продуктов определить возраст горной породы, рассмотрим простейший случай. Интегрирование выражения (1.6.1) по времени

позволяет выразить число атомов N через число радиоактивных атомов N0 в момент t = 0. Предположим, что в начальный момент времени t = 0 в породе содержалось N0 ( P) исходных (материнс-

ких) радиоактивных атомов и нулевое количество дочерних. Если в течение всей истории существования породы материнские атомы не добавляются к ней и не уносятся из нее, а дочерние атомы возникают только за счет радиоактивного распада, то в момент t в породе будет присутствовать N(P) материнских и N(D) дочерних атомов:

93

Исключая из уравнений (1.6.4) и (1.6.5) величину N0 ( P) ,

получаем следующее соотношение между числом материнских и дочерних атомов и возрастом породы:

Измерив величины N(D) и N(P), с помощью соотношения (1.6.6) можно установить “возраст” породы t. Понятно, что он отсчитывается от того момента, когда материнские радионуклиды и дочерние продукты их распада становятся “вмороженными” в породу. И хотя константы распада, как уже говорилось, полностью независимы от физико-химических условий, определяемый с помощью (1.6.6) возраст может быть равен времени, прошедшему как после кристаллизации породы, так и после ее последнего метаморфизма.

Кроме того, радиодатировка реальной породы всегда не столь проста, как в описанном выше идеализированном случае, поскольку породы не являются полностью замкнутыми системами: между ними и окружающим материалом возможен некоторый обмен как материнскими, так и дочерними изотопами. Такой обмен может быть особенно существенным, если продуктом распа-да является газ – например, аргон.

На практике используется много разных методов радиологического датирования, использующих распады различных изотопов (см. табл. 1.6.1). Эти методы имеют разную точность и применяются для различных целей, поскольку высокая точность того или иного метода не обязательно приводит к более правильному определению возраста геологического события. Поэтому, для того чтобы экспериментально получить достоверные величины для возрастов, необходима не только точность определений, но и правильная оценка возможностей каждого из методов радиологического датирования.

Начнем обсуждение с калий-аргонового (K-Ar) метода,

который исторически развивался первым. В этом методе для определения возраста породы используется материнский изотоп 40K19, который претерпевает радиоактивный распад с образованием двух элементов: β-распад c потерей электрона, при котором атом дочернего изотопа 40Ca20 смещается на одно место к концу

94

периодической системы относительно атома материнского изотопа (90%), и электронный захват, приводящий, наоборот, к смещению дочернего изотопа 40Ar18 на одно место к началу периодической системы (10%). Обозначим соответствующую этому процессу общую постоянную распада λ =λβ + λ p. В соответствии с

(1.6.6) получим

Теперь оценим допущения, которые приходится делать, применяя K-Ar метод датирования. Предположим, что магматические породы, возраст которых мы определяем, попали на поверхность в результате излияния или извержения и затвердели t лет назад. Строго говоря, современное число атомов N( 40Ar) в выражении (1.6.7) равно сумме исходного числа этих атомов в момент t = 0 и числа атомов, возникших в результате распада 40К. Но поскольку аргон – газ, можно допустить, что при излиянии или извержении весь 40Ar, содержавшийся в магме, был из нее удален в атмосферу. Это первое допущение. После того, как порода кристаллизовалась, газ уже не улетучивается, и 40Ar, возникший при распаде 40К, весь сохраняется в породе. Это второе допущение. Если оба допущения выполняются, тогда значение N(40Ar) в выражении (1.6.7) строго соответствует числу атомов 40Ar, возникших при распаде 40K за время t. Зная N(40Ar) и N(40K) в современной магматической породе, можно определить время ее излияния (извержения).

Главное достоинство K-Ar метода – его широкая применимость: калий присутствует почти во всех породах. Кроме того, период полураспада 40K всего 1250 млн лет (см. табл. 1.6.1): меньше, чем у других долгоживущих изотопов, но сопоставимый с возрастом Земли. Таким образом, K-Ar метод можно применять при датировании практически любого геологического объекта, а возможный диапазон колебания возраста составляет 104 – 109 лет в зависимости от содержания калия. Фактически это единственный метод, который можно применять для датировки пород с возрастом менее 10 млн лет.

Недостаток K-Ar метода связан с тем, что продукт распада 40Ar является газообразным и легко улетучивается из пород,

95

особенно при повышении температуры. Из-за потерь Ar величина K-Ar возраста иногда оказывается завышенной по сравнению с истинной.

Кроме того, если K-Ar методом исследуются совсем молодые образования или породы, в которых очень мало калия, то следует убедиться в том, что весь содержащийся в них 40Ar связан с распадом 40K. В таких породах мало радиогенного 40Ar, поэтому, если в них есть хотя бы мизерное количество унаследованного 40Ar, его нельзя не принимать во внимание.

Среди изотопных геохронологических методов, изучающих самые молодые геологические процессы, особого упоминания, помимо K-Ar, заслуживает радиоуглеродный метод. Он применяется в основном для определения абсолютного возраста ископаемых остатков биологических организмов.

Известно, что природный углерод представлен двумя стабильными изотопами – 12С и 13С, относительная распространенность которых соответственно 98,89 и 1,11%. В земной атмосфере

кэтим двум стабильным изотопам углерода добавляется еще и радиоактивный изотоп 14С, относительная распространенность которого, правда, чрезвычайно мала и составляет в атмосфере лишь около 0,0000001% (одна десятимиллионная доля процента!) от

общего содержания углерода.

Изотоп 14С является весьма короткоживущим – период его

полураспада составляет всего лишь 5570 лет. Поэтому само присутствие изотопа 14С в составе углерода земной атмосферы указывает на то, что его содержание постоянно возобновляется

вследствие каких-то природных процессов. К настоящему времени установлено, что изотоп 14С непрерывно образуется из широко распространенного изотопа 14N в результате ядерных превращений, происходящих в самых верхних слоях атмосферы под воздействием космических лучей. Этот процесс, однако, не приводит

куменьшению содержания азота в земной атмосфере, поскольку весь 14С в конечном счете превращается снова в 14N, а общее количество радиоактивного углерода, одновременно существующего во всей земной атмосфере, поддерживается на постоянном

уровне около 400 т.

Радиоактивный изотоп 14С неотличим по своим химическим

свойствам от обычного углерода и быстро перемешивается с ним. Как и стабильные изотопы 12С и 13С, он присутствует в атмосфере

96

в составе углекислого газа и принимает участие во всех биохимических реакциях. До тех пор, пока происходит обмен веществ между живым организмом и окружающей средой, содержание радиоактивного углерода в организме остается постоянным – взамен распавшегося 14С организм получает ровно столько же 14С, новообразованного в атмосфере. Однако после смерти прекращается и обмен веществ, после чего концентрации стабильных изотопов 12С и 13С в органических остатках не меняются, тогда как содержание радиоактивного 14С начинает закономерно уменьшаться. Значит, измерив, какую долю от общего количества углерода в органических остатках составляет короткоживущий изотоп 14С, можно определить, насколько давно наступила смерть изучаемого организма, причем ошибка измерений в благоприятных случаях составляет первые десятки лет.

Как уже сказано, радиоуглеродный метод применяется для датирования недавних событий – как правило, не древнее нескольких десятков тысяч лет. Так, по органическим остаткам, захороненным в ледниковых отложениях (вспомним мамонтов) или погребенным под вулканическим пеплом (вспомним гибель Помпеи), удается проследить в деталях историю последних оледенений и определить, когда именно в недавнем прошлом происходили крупные извержения вулканов. Именно поэтому радиоуглеродный метод нашел широкое применение не только в геологии, но и в археологии, поскольку он дает возможность установить возраст различных предметов, изготовленных из материалов растительного или животного происхождения – например, древесины, тканей, шкур и костей.

В рубидий-стронциевом (Rb-Sr) методе используется изотоп

87Rb37, который претерпевает β-распад с потерей электрона и смещением дочернего изотопа 87Sr38 на одно место к концу периодической системы. Поскольку стронций – твердый, а не газообразный элемент, он изначально содержится в расплаве, из которого кристаллизуется магматическая порода, и не улетучивается из нее при извержении (излиянии), как газообразный аргон. Следовательно, измеряемый в образце стронций состоит из радиогенного 87Sr, возникшего при распаде 87Rb после кристаллизации породы, и 87Sr, унаследованного от магматического резервуара:

97

где N0( 87Sr) – число атомов первичного (унаследованного) 87Sr. Поэтому для определения возраста Rb-Sr методом необходимо отделить от измеренного N( 87Sr) ту его часть, которая имеет радиогенное происхождение. Для этого применяется метод изохрон, суть которого состоит в следующем.

Обе части равенства (1.6.8) делятся на число атомов стабильного изотопа стронция N( 86Sr), содержание которого в породе не меняется с течением времени. Следовательно, N( 86Sr) = N0( 86Sr), и равенство (1.6.8) приобретает вид

Отношение N0( 87Sr)/N( 86Sr) называется исходным изотопным отношением, и оно, наряду с возрастом t, очень информативно в геохронологии. Поскольку в уравнении (1.6.9) два неизвестных параметра, найти возраст t породы с помощью одного анализа невозможно. Если предположить, что все минералы в породе кристаллизовались из общего расплава, то можно считать, что изотопные отношения в каждом минерале совпадают с изотопными отношениями в расплаве. Это состояние называется изотопным равновесием. Если равновесия нет, то в различных минералах будут разные отношения N0( 87Sr)/N( 86Sr) и по уравнению (1.6.9) будет невозможно найти возраст t.

Существует или нет изотопное равновесие – это как раз и позволяет выяснить метод изохрон. Он состоит в том, что из породы, возраст которой мы хотим определить Rb-Sr методом, выделяют по крайней мере три различных минерала и в каждом из них измеряют отношения N( 87Sr)/N( 86Sr) и N( 87Rb)/N( 86Sr).

Затем их наносят на график, где по оси ординат отложено

N( 87Sr)/N( 86Sr), а по оси абсцисс – N( 87Rb)/N( 86Sr) (рис. 1.6.1). Из уравнения (1.6.9) следует, что если все минералы в породе образовались одновременно (в одно и то же время t) и если в это время существовало изотопное равновесие (все минералы имеют одинаковое исходное изотопное отношение), то результаты измерений лягут на прямую линию, тангенс угла наклона которой будет равен eλt − 1. Такая линия называется изохроной. Возраст t

98

породы можно найти по тангенсу угла наклона ее изохроны. На оси ординат графика изохрона отсечет отрезок, равный исходному

ческих условий произошел обмен Rb и Sr между породой и внешней средой. С помощью Rb-Sr метода было бы невозможно установить истинное значение возраста таких образцов. Если бы действительно были проведены эксперименты с образцами, претерпевшими подобные изменения, и полученные результаты нанесены на диаграмму, то прямой линии (изохроны) не получилось бы. Другими словами, линейность изохроны сама по себе гарантирует истинность возрастов: Rb-Sr методу датирования как бы свойствен внутренний контроль, определяющий значение результатов эксперимента.

Достоинства Rb-Sr метода становятся еще очевиднее в случае анализа метаморфических пород. Метаморфизм не приводит к полному переплавлению исходной породы, поэтому, если рассматривать метаморфическую породу в целом, можно считать, что образец размером в несколько десятков сантиметров представлял собой при метаморфизме закрытую систему – по сравнению с количеством атомов в этом образце привносом и выносом элементов можно пренебречь. Следовательно, Rb-Sr возраст такого

99

образца будет соответствовать возрасту исходной породы. Однако если для радиологического датирования использовать не метаморфическую породу в целом, а извлеченные из нее минералы, обязанные своим происхождением метаморфизму, то найденный таким образом Rb-Sr возраст будет указывать на время метаморфизма.

На рис. 1.6.2 показан пример использования Rb-Sr метода для метаморфической породы. Когда была построена Rb-Sr изохрона по извлеченным из породы мусковиту, биотиту и калиевому полевому шпату (минералам, возникшим при метаморфизме), возраст составил 412 ± 5 млн лет. Изохрона для породы в целом

(без разделения ее на минералы)

метаморфизме в результате даже незначительных изменений термического режима, нарушая таким образом условия замкнутости системы. Когда K-Ar метод применяют к метаморфическим породам, получают только время метаморфизма, независимо от того, что представляет собой исследуемый образец – породу в целом или ее минералы.

Rb-Sr метод позволяет не только определять возраст породы по углу наклона изохроны, но и предоставляет очень важную информацию о происхождении пород – исходное изотопное отношение N0( 87Sr)/N( 86Sr), которое наглядно выражается точкой

100