Многочисленные попытки найти в макромире часы, которые бы позволяли надежно устанавливать возраст горных пород и руд, время проявления и длительность геологических процессов, не увенчались успехом. Такие часы скрывались в микроскопическом мире атомов, и обнаружение их стало возможным только после открытия в 1896 г. французским физиком А. Беккерелем явления радиоактивного распада. Было также установлено, что процесс радиоактивного распада происходит с постоянной скоростью, как на нашей Земле, так и в Солнечной системе. На этом основании П. Кюри (1902) и независимо от него Э. Резерфорд (1902) высказали мысль о возможности использования радиоактивного распада элементов в качестве меры геологического времени. Так наука в начале XX столетия подошла к созданию часов, основанных на радиоактивных природных превращениях, ход которых не зависим от геологических и астрономических явлений.
Первые определения возраста по отношению Pb/U были сделаны в США Б. Болтвудом в 1907 г. Для трех образцов уранинита были получены значения возраста от 410 до 535 млн. лет, которые хорошо согласуются с более поздними датировками.
Важным техническим достижением в геохронологии было изобретение Ф.В.Астоном (1927) масс - спектрографа - прибора, предназначенного для измерения масс изотопов. Изотопами называются разновидности атомов, имеющие одно и то же число протонов (Z), а, следовательно, один и тот же атомный номер в Периодической таблице элементов, но разное число нейтронов (N) и, соответственно, разные массовые числа (A), т. к. масса ядра складывается из суммы масс входящих в него протонов и нейтронов, т. е. A = Z + N. При указании химического символа изотопа, его массу принято записывать слева вверху, а заряд ядра слева внизу.
Э.Резерфордом (1899) было установлено, что при радиоактивном распаде испускаются три вида компонентов, которые он обозначил буквами греческого алфавита – α, β и γ. В последующем было установлено, что α - частицы являются
быстродвижущимися ядрами гелия, β - частицы – быстрыми электронами, γ – компонент представляет собой электромагнитное излучение, подобное рентгеновским X - лучам.
По наименованию частиц, испускаемых радиоактивными элементами, названы соответствующие типы радиоактивного распада.
Альфа (α) – распад испытывают только тяжелые химические элементы. Причиной этому служат, по- видимому, высокие содержания в их ядрах положительно заряженных частиц – протонов, создающих высокую энергию кулоновского отталкивания, ослабляющего связь нуклонов (т.е. протонов и нейтронов) в ядре. При достижении некоторого критического значения Z и A, ядру становится энергетически выгоднее переход в состояние с меньшим числом ядерных частиц.
Новообразованный электрон выбрасывается из ядра, а
возникшее новое ядро будет обладать зарядом на единицу большим: (A, Z) → (A, Z+1) + β- + ν. Из других видов радиоактивного распада, отметим K – захват и спонтанное
деление. K – захват (или электронный захват). При этом типе распада, ядро захватывает электрон из ближайшего к нему K – уровня электронного облака. В ядре электрон соединяется с протоном и превращает его в нейтрон. В итоге при K – захвате заряд уменьшается на единицу, а массовое число остается постоянным: (A, Z) + β- → (A, Z-1) + γ.
Спонтанное (или самопроизвольное) деление ядра на два, сравнимых по массе осколка, является свойством очень тяжелых ядер. Оно было открыто в СССР К.А.Петржаком и Г.Н. Флеровым в 1940 г. Процесс этот очень медленный. Например, на 2 230 000 α – распадов 238U приходится всего один акт спонтанного деления. Возрасты горных пород и минералов обычно выражаются в 106 и 109 лет, или в значениях Международной системы единиц (СИ): Ma и Ga. Эта аббревиатура образована от латинских Mega anna и Giga anna, означающих, соответственно, «млн. лет» и «млрд. лет».
Все типы радиоактивных превращений подчиняются закону радиоактивного распада. Этот закон определяет зависимость между числом изотопов в закрытой системе.
Названия изотопно - геохронологических методов обычно образуются из названий радиоактивных изотопов и конечных продуктов их распада. По этому признаку различают: уран - торий - свинцовый (часто уран - свинцовый), калий - аргоновый, рубидий -стронциевый, рений -осмиевый и др. методы. Иногда названия даются только по конечному (стабильному) продукту радиоактивного превращения: свинцовый, аргоновый, стронциевый методы и т. д. Рассмотрим в качестве примеров некоторые изотопно - геохронологические методы.
Уран- торий- свинцовый метод. Радиоактивный распад урана и тория в стабильные изотопы свинца долгое время (до появления самарий - неодимового метода) рассматривался в качестве стандарта, с которым сравнивались данные других методов. Вместе с тем это один из наиболее сложных методов в изотопной геохронологии. Распад каждого радиоактивного изотопа порождает длинный ряд промежуточных
продуктов распада и заканчивается стабильным изотопом свинца. Если, в итоге, по всем четырем изотопным отношениям получены одинаковые датировки, то можно считать, что возраст определен надежно. Исследуемый минерал на протяжении всего времени существования оставался замкнутой системой относительно U, Th и Pb. Однако нередки
случаи, когда по разным изотопным отношениям получаются разные цифры возраста. Такие соотношения свидетельствуют о потере минералом радиогенного свинца. Влияние потери меньше всего сказывается на отношении 207Pb/206Pb, в связи с тем, что фракционирования изотопов свинца, при этом процессе, почти не происходит. Поэтому возрастная датировка, по свинцово - свинцовому отношению, принимается обычно в качестве наиболее близкой к действительному возрасту образца. В последние годы в U-Th-Pb изотопном датировании цирконов удалось достичь значительного прогресса, благодаря применению ионного микрозонда (SHRIMP), сконструированного проф. У.Компстоном в Австралийском национальном университете. Этот прибор сочетает высокую чувствительность и разрешение с локальностью анализа (30 мкм). На этом приборе были проанализированы обломочные зерна циркона, из метаосадочных пород позднеархейского зеленокаменного пояса блока Илгарн (Зап. Австралия), показавшие возраст 4.1 – 4.3 млрд. лет.
Калий- аргоновый метод. Калий состоит из трех изотопов – 39K, 40K и 41K, из которых только 40K обладает естественной радиоактивностью. K позволяет определять возраст K- содержащих минералов и пород по двум геохронометрам. Следует отметить большую роль K-Ar метода в датировании осадочных пород позднего докембрия по калийсодержащему минералу глаукониту. Частая встречаемость и синхронность
образования глауконита с формированием морских осадков, позволила установить большой возрастной диапазон процесса позднедокембрийской седиментации – от 1650 до 570 млн. лет, который оказался на много более продолжительным, чем предполагалось.
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 β ¯- распаде изотопа 87Rb и превращении его в стабильный изотоп 87Sr.
Rb-Sr метод успешно используется не только для определения возраста земных пород, но и для лунных и метеоритов. В частности, по дунитам, норитам и другим породам лунных материков, этим методом получены возрасты 4,3 – 4,6 млрд. лет, т.е. сопоставимые 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 щелочноземельные элементы, такие, как K, Rb, Sr и др. Поэтому Sm-Nd метод дает более надежные датировки возраста горных пород, чем Rb-Sr. 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
143Nd/144Nd = 0,50677 ± 0,00010. Он же показал, что отношение изотопов неодима 143Nd / 144Nd является индикатором изменений в относительном содержании 143Nd, обусловленного распадом 147Sm. В разработку, внедрению в геологическую практику Sm-Nd метода и интерпретацию получаемых данных, большой вклад внесли американские исследователи Де Паоло и Г.Вассербург. Лучше всего самарий - неодимовый метод применим для определения возраст основных и ультраосновных пород, в том числе и метаморфических (эклогитов, метадиабазов 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 187Re, 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 7 изотопов и все они стабильны. Изотоп 187Re путем эмиссии β ¯– частицы распадается в 187Os по схеме: 75187Re → 76187Os + β + Q.
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 то же практически весь остается в мантийном остатке, в расплав его переходит не более сотых долей от исходных концентраций в мантии. Поэтому Re-Os система, в отличие от других изотопных систем, при условии изоляции ее от последующих процессов вещественного обмена, может дать первичный возраст остывания и кристаллизации мантии (TMA), предшествующий этапу её 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 возрасты сульфидных месторождений, он успешно используется так же 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 изохрону, свидетельствуя об очень коротком интервале времени образования всех типов метеоритов из газово - пылевого облака. Точка, соответствующая изотопному составу 187Os/186Os и 187Re/186Os в мантии Земли, так же 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 14С, образующегося в верхних слоях атмосферы в результате взаимодействия нейтронов и протонов космического происхождения с ядрами
атмосферных газов - N2, O2, Ar.
Реакции расщепления ядер – мишений, вызванные частицами высоких энергий первичного космического излучения, сопровождаются образованием вторичных протонов, нейтронов, пионов и других частиц. Многие из вторичных частиц обладают достаточной энергией, чтобы вызвать новые ядерные реакции при взаимодействии со стабильными изотопами N, O, C 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 14N: 01n + 714N→ 614C + 11p, где01n – нейтрон; 11p – протон, испускаемый новообразованным изотопом. В результате
взаимодействия с кислородом воздуха, или CO и CO2, атомы
14С переходят в молекулы диоксида углерода. Поскольку процесс перемешивания в атмосфере происходит достаточно быстро, то концентрация 14CO2 повсеместно выравнивается – в атмосфере, гидросфере и биосфере. В биосферу 14С попадает сначала в результате фотосинтеза зеленых растений и путем всасывания корнями из почвы, а потом по пищевой цепочке
передается животным организмам. В гидросферу 14С попадает в результате молекулярного обмена между СО2 атмосферы и поверхностью вод. Отсюда он попадает в карбонатные скелеты и раковины водных организмов. Атомы 14С не стабильны и путем β - распада превращаются в стабильные изотопы 14N, согласно схеме: 614C → 714N + β - + ν + Q. Постоянная распада λ14С = 1.209*10-4 год-1, период полураспада T½ = 5730 ± 40 лет. Когда концентрация 14С становится всюду одинаковой, это означает, что распад 14С уравновешивается его образованием в атмосфере. Для живой ткани равновесное состояние определяется так называемой удельной активностью 14С, которая принимается равной 13.56 ± 0.07 распадов / (мин. г углерода). Если организм умирает, то прекращается поступление 14С 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 = N0
e-λ t, где N – измеренная активность 14C (т.е число распадов в 1 мин. в 1 г углерода); N0 – активность ткани живого организма. Углеродный возраст образца организма, прекратившего жизнедеятельность t лет назад, определяется по следующему уравнению: T = 1/λ ln (N0 / 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 14С в атмосфере постоянно. Однако, имеются данные о значительном изменении атмосферного содержания радиоуглерода в прошлом (до 10 %). Причинами изменения содержания 14С в атмосфере могут быть вариации в интенсивности космического излучения, загрязнения атмосферы за счет сжигания ископаемого топлива (понижение 14С / 12С), за
счет ядерных взрывов в атмосфере и под землей, работы ядерных реакторов, аварий на атомных электростанциях (увеличение 14С / 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 7500 – 8000 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 годов американскими исследователями был предложен новый метод определения возраста минералов, основанный на подсчете плотности треков осколков спонтанного деления ядер урана (238U), 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 атомномуровне, 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.
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 микрон. В дальнейшем, плотность и длина треков зависит от температуры, если температура повышается, то в кристаллах начинается отжиг (исчезновение) треков, и, как следствие, «омоложение» возраста. Таким образом, трековое датирование позволяет проследить термальную историю единичного минерального зерна, горной породы и осадочного бассейна в целом.
