ГЕОЛОГИ́ЧЕСКИЙ ВО́ЗРАСТ
-
Рубрика: Геология
-
-
Скопировать библиографическую ссылку:
ГЕОЛОГИ́ЧЕСКИЙ ВО́ЗРАСТ, возраст геологич. объекта, определяемый относительно возраста др. геологич. объекта или как время (в годах), прошедшее с момента его образования.
Определение относительного Г. в. стратифицированных (залегающих слоями) горных пород производится путём их сопоставления с комплексами отложений, принятых за эталоны подразделений общей стратиграфической шкалы, и присвоения им названия соответствующего подразделения геохронологической шкалы. Точность определения относительного Г. в. – до периода, эпохи, века. При сопоставлении отложений используют гл. обр. палеонтологический метод: породы, содержащие одинаковые остатки ископаемых организмов, считаются одновозрастными. Др. метод – палеомагнитный (по остаточной намагниченности ферромагнитных минералов), особенно применим для изверженных образований океанич. дна; определение возраста производится по магнитостратиграфич. и разработанной на её основе магнитогеохронологич. шкалам (см. Магнитостратиграфия). Относительный Г. в. интрузивных пород и др. неслоистых геологич. образований определяется по соотношению с толщами слоистых горных пород, возраст которых определён.
Методы определения изотопного Г. в. (ранее употреблявшиеся термины «абсолютный Г. в.» и «радиологический Г. в.», по мнению большинства исследователей, утратили своё значение) основаны на использовании явления радио-активного распада нестабильных изотопов ряда химич. элементов, скорость которого постоянна и хорошо известна. Изотопный Г. в. горной породы определяют разл. способами. Первая группа изотопных методов – по соотношению атомных концентраций радиогенного дочернего ($D_t$) и радиоактивного материнского ($M_t$) изотопов:$$t=(1/ \lambda_{M}\cdot \text {ln}(D_t/M_t+1),$$где $λ_M $– константа скорости распада материнского изотопа. Используются радиоактивные превращения разных изотопов: $\ce{^{238}U→^{206}Pb, ^{235}U→^{207}Pb, ^{232}Th→^{208}Pb, ^{147}Sm→^{143}Nd \ (α-распад); ^{87}Rb→^{87}Sr, ^{187}Re→^{187}Os, ^{176}Lu→^{176}Hf, ^{40}K→^{40}Ca \ (β-распад); ^{130}Te→^{130}Xe \ (2β-распад); ^{40}K→^{40}Ar}$ ($K$-захват); $\ce{^{238}U→^{136}Xe}$ и др. Эти радиоактивные изотопы имеют очень большие периоды полураспада, поэтому данные методы применяются для датирования породообразующих и акцессорных (примесных) минералов, осадочных, магматич. и метаморфич. пород в диапазоне от десятков тыс. до нескольких млрд. лет (т. е. древнейших пород Земли) с вероятной погрешностью от десятых долей до нескольких процентов. Необходимо учитывать, что при кристаллизации радиоактивного минерала может произойти захват элемента, содержащего такой же изотоп, что и радиогенный дочерний. Это могло бы привести к завышению Г. в. датируемого минерала. Для исключения завышения Г. в. и внесения поправки на захваченный изотоп применяют хорошо известные закономерности эволюции ср. изотопного состава элементов земной коры и мантии Земли; используют изотопный состав элемента, захваченного при кристаллизации сингенетичных, но нерадиоактивных минералов, в которых он такой же, что и в изучаемых радиоактивных минералах; определяют изотопный состав захваченных элементов графич. изохронными методами. С др. стороны, в геологич. истории минералов и/или горных пород может произойти короткое событие, при котором из них мигрируют или в них привносятся извне радиогенные или радиоактивные изотопы (в этих случаях происходит занижение или завышение измеренных Г. в.). Для учёта миграции изотопов применяют геохимич. модели, среди которых графич. модели U–Pb и Rb–Sr методов, позволяющие определить как возраст образования горных пород и минералов, так и время их преобразования. Др. модели применимы для K–Ar и U–Xe методов (продуктом радиоактивного распада является газообразное вещество): исследуемые минералы облучают нейтронами в ядерном реакторе, при этом в них образуются искусств. изотопы того же элемента, к которому принадлежат и радиогенные изотопы; по соотношению концентраций радиогенных и искусств. изотопов рассчитывают «спектры возрастов» и по ним находят истинный изотопный Г. в. даже в случае значит. потерь радиогенных газов за геологич. историю.
Вторая группа методов определения изотопного Г. в. основана на нарушении разл. геологич. процессами состояния динамич. радиоактивного равновесия между количествами радиоактивных изотопов, образующихся один из другого в радиоактивных семействах U и Th. К этой группе методов относятся изотопные $\ce{^{234}U, ^{210}Pb, ^{234}U{/}^{238}U, ^{230}Th{/}^{232}Th, ^{230}Th{/}^{231}Pa}$ и др. Осн. объекты изотопного датирования – металлоносные и др. донные осадки океана, хемогенные карбонатные отложения озёр, соленосные толщи, ископаемые кости животных, молодые вулканич. породы и др. Диапазон определяемых изотопных возрастов – от нескольких сотен до нескольких млн. лет; вероятная погрешность составляет неск. процентов.
Третья группа методов определения изотопного Г. в. использует реакции радиоактивного распада изотопов $\ce{^3He, ^{10}Be, ^{14}C, ^{26}Al, ^{32}Si, ^{36}Cl, ^{39}Ar, ^{53}Mn, ^{59}Ni, ^{81}Kr}$, которые генерируются в разл. геологич. объектах под действием космич. излучения (периоды полураспада космогенных изотопов от 3,7 млн. лет до ок. 270 лет). Г. в. рассчитывают по соотношению активностей [или чисел распадов ($λ_I·I$)] в минерале или горной породе в начальный ($λ_I·I_0$) и конечный ($λ_I·I_t$) моменты времени:$$t=(1/ \lambda_I) \cdot \text {ln}[\lambda_I \cdot I_0)/(\lambda_i \cdot I_t)]$$где $λ_I $– константа скорости распада, а $I$ – атомная концентрация космогенного изотопа. Для б. ч. изотопов космогенного происхождения за начальную активность принимается величина, численно равная совр. скорости их генерации космич. излучением. В радиоуглеродном методе для космогенного изотопа $\ce{^{14}C}$ в качестве начальной активности берут экспериментально определяемую величину, существовавшую в доиндустриальную эпоху (напр., активность радиоуглерода в древесине деревьев, росших неск. тыс. лет назад). Это вызвано искажением в течение последних 150 лет атомной концентрации радиоуглерода за счёт поступления в атмосферу древнего углерода, лишённого 14С, с продуктами сжигания горючих полезных ископаемых, а также поступлением в атмосферу углерода, обогащённого радиоактивным изотопом $\ce{^{14}C}$ в результате ядерных испытаний и работы ядерных энергетич. установок. Радиоуглеродным методом датируют скелетные остатки ископаемых животных, торф, молодые вулканы. По др. космогенным изотопам определяют возраст морских осадков, марганцевых конкреций, жильного кварца, биогенного кремнезёма, молодых вулканич. пород, ледников и др. Вероятная погрешность определения изотопного Г. в. по космогенным изотопам варьирует от нескольких процентов до 20%.
Четвёртая группа методов определения изотопного Г. в. использует явление радиац. нарушения кристаллич. структуры минералов под действием радиоактивных излучений. Важнейший из них – метод треков осколков деления урана – основан на том, что при спонтанном делении ядра изотопа $\ce{^{238}U}$ образуется пара осколков, обладающих кинетич. энергией, в десятки млн. раз большей энергии связи атомов в кристаллич. решётках. Поэтому осколки вдоль траектории своего движения образуют зоны нарушения структуры. Обработав минерал агрессивными жидкостями, можно растворить вещество этих зон, сделав каждое из нарушений видимым в оптич. микроскоп как протяжённый трек – след каждого акта деления ядер урана. Изотопный возраст определяется соотношением числа треков и концентрации урана в минерале. Менее надёжны и поэтому реже используются методы, основанные на определении дозы ядерной энергии, накопленной минералом при распаде в нём радиоактивных изотопов. Об этой дозе судят либо по световому излучению при нагреве минералов (метод термолюминесценции), либо по изменению числа дефектов кристаллич. структуры, оцениваемому методом электронного парамагнитного резонанса.
Существуют неизотопные методы определения Г. в. горных пород в годах, основанные на длительно протекающих периодич. геологич. процессах с известной постоянной длительностью и периодичностью, напр. варвохронологический – по «ленточным» глинам, накапливающимся в приледниковых озёрах и имеющим ритмичное строение. Эти методы имеют ограниченное применение.