ФЗ Лек 9 Радиоактивность и возратсь Земли. Радиоактивность и возраст земли
 Скачать 429.31 Kb.
|
|
9 РАДИОАКТИВНОСТЬ И ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ План лекции 9.1 Радиоактивность Земли 9.2 Определение возраста пород радиоактивными методами 9.3 Датирование древних геологических образований 9.4 Датирование молодых геологических образований 9.5 Возраст Земли и внеземных объектов 9.1 Радиоактивность Земли Радиоактивность – это свойство ядер атомов некоторых элементов самопроизвольно превращаться с изменением состава и энергетического состояния. Радиоактивность является внутренним свойством ядер, связана с соотношением в них ядерных сил и не зависит от внешних условий, например, изменяющихся температур и давлений в недрах Земли. Время превращения (распада) отдельно взятого ядра предсказать невозможно, так как это явление случайное. Закономерность проявляется для большого числа атомов и выражается законом радиоактивного распада: количество превращающихся за единицу времени ядер (dN/dt) пропорционально имеющемуся количеству ядер радиоактивного элемента: Ndt dN , где – постоянная распада, имеющая смысл вероятности распада за единицу времени. Интегрирование уравнения этого для начального числа ядер N 0 при t=0 дает основное уравнение, используемое во всех определениях возраста радиоактивными методами: t N N exp 0 где t – время с начала превращения; N 0 , N – количество атомов превращающеюся элемента соответственно в момент времени 0 и t. Более удобным для использования параметром распадающегося ядра является период полураспада Т 1/2 , зависящий только от : / 2 ln 2 / 1 Т Наибольший вклад в радиоактивность горных пород и Земли в целом вносят: уран, торий, калий и рубидий. Отметим большие периоды полураспада названных элементов – миллиарды лет. При образовании Земли в ней могли быть и другие, более радиоактивные (быстрораспадающиеся) элементы, такие как Al 26 , Cl 36 , Ni 56 , Fe 60 , но к настоящему времени от них остались лишь стабильные продукты распада. Быстрораспадающиеся радиоактивные элементы, например радон с периодом полураспада 3,8 суток, в небольших количествах присутствуют в Земле, но они находятся внутри радиоактивных рядов урана и тория и постоянно пополняются за счёт их распада. Несоизмеримость периодов полураспада урана и тория с таковыми членов их рядов, а также экспоненциальный характер закона радиоактивных превращений, приводят к важному свойству радиоактивных рядов – радиоактивному равновесию. Оно устанавливается через десять периодов полураспада наиболее долгоживущего элемента середины ряда (для ряда U 238 через 16 000 лет) и заключается в неизменности количеств элементов середины ряда, поскольку число их распадающихся и образующихся атомов уравновешена и соответствует количеству атомов родоначальника. Это обстоятельство упрощает изучение радиоактивности пород и Земли, так как отпадает необходимость в оценке содержаний тех элементов, которые входят в состав рядов. По условиям возникновения и нахождения в земных недрах естественные радиоактивные элементы могут быть разделены на четыре группы. Первая группа – долгоживущие радиоактивные элементы (тяжелые), образовавшиеся в начальный (догеологический) этап развития планеты и являющиеся родоначальниками трех естественных радиоактивных семейств. Содержание этих элементов в земной коре (при отсутствии дополнительных эпох нуклеосинтеза) постепенно уменьшается в соответствии с периодами их полураспада. Вторая группа – короткоживущие радиоактивные элементы – дочерние продукты распада урана, актиноурана и тория, входящие в состав этих семейств. Присутствие в земной коре многочисленной группы этих элементов, являющихся основными - и -излучателями горных пород, полностью зависит от содержания родоначальников семейства. Избирательное отделение дочерних элементов (Io, Ra, Rn и др.) в результате каких-либо геохимических процессов (выщелачивания, эманирования и др.) приводит к их сравнительно быстрому (в геологическом понимании) исчезновению (распаду). Третья группа – долгоживущие одиночные (легкие и тяжелые) радиоактивные изотопы ( К 40 19 , Rb 87 37 , Sm 147 62 и др.), не образующие семейств и возникшие в начальную (догеологическую) эпоху развития Земли. Их содержание в земной коре постепенно уменьшается со скоростью, определяющейся периодом полураспада изотопов. Четвертая группа – радиоактивные изотопы (преимущественно легкие и короткоживущие С 14 6 ), возникающие в атмосфере, гидросфере и литосфере земной коры в результате взаимодействия космических частиц с атомными ядрами вещества Земли. Средние содержания радиоактивных элементов в горных породах и других природных системах приводят к важному свойству радиоактивных рядов – радиоактивному равновесию. Оно устанавливается через десять периодов полураспада наиболее долгоживущего элемента середины ряда (для ряда U 238 через 16 000 лет) и заключается в неизменности количеств элементов середины ряда, поскольку число их распадающихся и образующихся атомов уравновешена и соответствует количеству атомов родоначальника. Это обстоятельство упрощает изучение радиоактивности пород и Земли, так как отпадает необходимость в оценке содержаний тех элементов, которые входят в состав рядов. Таблица – Средние содержания радиоактивных элементов в горных породах и других природных системах Природная система U, 10 -4 % Th, 10 -4 % K, %* Rb, 10 -2 %** Горные породы Ультраосновные (дуниты и др.) 0.003 0.005 0.03 0.02 Основные (базальты, габбро и др.) 0.5 3.0 0.83 0.45 Средние (диориты, андезиты) 1.8 7.0 2.3 1.0 Кислые (граниты, гранодиориты) 3.5 18.0 3.34 2.0 Осадочные (глины и сланцы) 3.2 11.0 2.28 2.0 Земные слои Земная кора 2.5 13.0 2.5 1.5 Гранитный слой земной коры 2.6 14.0 2.7 1.8 Метеориты Хондриты 0.011 0.038 0.82 6.1 Ахондриты 0.05 0.20 0.35 Углистые хондриты 0.024 0.065 0.42 Солнечная система*** 0.021 0.045 3500 * Радиоактивный изотоп К 40 составляет 0,0119% от общего количества калия. ** Радиоактивный изотоп Rb 87 составляет 27,87% от общего количества рубия. *** Число атомов по отношению к Si = 10 6 Из анализа таблицы сделаем несколько заключений: а) даже наиболее распространённые радиоактивные элементы находятся в горных породах и других природных системах в очень небольших количествах. Для сравнения – содержание Fe в горных породах изменяется от 2 до 25%, в земной коре составляет 4,65%, а в Солнечной системе – 9·10 5 (относительно Si = 10 6 ). Распространённость радиоактивных элементов понижается в ряду: Rb – Th – K – U, что согласуется с понижением периодов полураспада. Названные закономерности отражают универсальный геохимический закон: распространённость химических элементов определяется устойчивостью ядер их атомов; б) содержание радиоактивных элементов согласованно уменьшается при увеличении основности горных пород, в базальтовом слое их меньше, чем в гранитном, а в Земле (в целом) меньше чем в земной коре. Это результат проявления литофильных свойств радиоактивных элементов как в геологических процессах, так и при гравитационном расслоении Земли. О радиоактивности Земли в целом и отдельных её слоёв, недоступных для непосредственных наблюдений, судят по данным о внутреннем строении Земли и о взаимосвязях радиоактивности с составом горных пород. Радиоактивность мантии, по-видимому, близка к составу основных – ультраосновных пород, а ядро, как и железные метеориты, практически не содержит радиоактивных элементов; в) соотношение содержаний радиоактивных элементов в Земле и в метеоритах практически одинаковое. В сравнении с данными по Солнечной системе для них характерен относительный дефицит наиболее лёгкого элемента – калия, что, по-видимому, связано с обособленностью Земли (и метеоритов) во внутренней зоне системы. 9.2 Определение возраста пород радиоактивными методами Ядерная геохронология использует явление радиоактивного превращения одних элементов в другие для определения возраста геологических объектов. Скорость радиоактивного распада оставалась постоянной во все геологические эпохи, она не зависит от внешних условий (давление, температура и т. п.); на этом основании показания «ядерных хронометров» могут считаться весьма надежными. В настоящее время для датирования геологических объектов применяется целый ряд методов. Ядерная (или изотопная) геохронология превратилась в самостоятельную отрасль геологической науки. Обобщение и систематизация результатов ядернo-геохронологических исследований обусловили создание шкалы абсолютного летоисчисления Земли. Совершенствование аналитической техники (главным образом масс- спектрометрии) позволило применять при анализе одного и того же образца несколько методов. Только в том случае, если результаты, полученные разными методами, согласуются друг с другом, образцу приписывается определенный абсолютный возраст. Известно, что начало кембрийского периода палеозойской эры, к которому относится отождествление первого беспозвоночного, отстоит примерно на 600 млн. лет от нашего времени. Проследить значительно более далекую геологическую историю удается только с помощью методов ядерной геохронологии. В результате распада естественных радиоэлементов непрерывно на- капливаются устойчивые продукты. По отношению содержания радио- активного элемента и его продукта распада можно определить промежуток времени, протекший с начала их накопления. На этом основана первая группа методов определения возраста (свинцовый, гелиевый, стронциевый, аргоновый). Вторая группа методов основана на изучении изменения со временем количества радиоэлемента, если известно его начальное содержание (ра- диевый и иониевый методы определения возраста молодых отложений, углеродный метод определения возраста молодых образований и др.). Третья группа методов основана па изучении изменений, происходя- щих в среде, содержащей радиоактивные элементы (метод плеохроических ореолов, кислородный метод и др.). Наконец, можно выделить в особую группу методы, основанные на изменении изотопического состава в результате радиоактивного распада (свинцовый изотопический метод, метод отношений изотопов радия и др.). При определении возраста радиоактивными методами в каждом случае необходимо точно представлять, что понимается под возрастом исследуе- мого объекта. Любой природный объект, возраст которого подлежит определению, образовался или выделился из вещества, существовавшего раньше, а, следовательно, содержавшего как радиоактивные элементы, так и продукты их распада. В идеальном случае при образовании исследуемого объекта не захватываются продукты распада из окружающей среды, а момент начала их накопления совпадает с моментом образования объекта. В других случаях может наблюдаться захват и переотложение как радиоэлементов, так и продуктов их распада. Иногда радиоактивные методы при сознательном их применении позволяют расчленить различные этапы выделения и переотложения вещества. Таким образом, можно различать дату образования минерала и дату процессов, его изменяющих. Последующие изменения минерала, с одной стороны, делают его не- пригодным для непосредственного определения возраста, с другой – позволяют подойти к датировке эпох изменения (метаморфизма). Принципиальная возможность определения абсолютного возраста горных пород радиоактивными методами связана с постоянством скорости распада радиоактивных элементов. Поскольку в уравнении t N N exp 0 N 0 , как правило, не известно, то измеряют количество дочернего элемента, т.е. продукта распада D. Накопленное за время t количество атомов дочернего изотопа определяется разностью N N D 0 ) 1 ( t е N D Отсюда вытекает формула для t – возраста исследуемого образца: N D t 1 ln 1 При выводе этой формулы предполагается, что в момент образования объекта (минерала, породы) в его составе не было атомов изотопа D. Если только что образованный объект уже содержал D o таких атомов, то N N D D 0 0 и формула для t несколько усложнится: N D D t 0 1 ln 1 Следовательно, в изучаемом образце необходимо измерять содержания материнского (радиоактивного) и дочернего (стабильного) изотопов. Для этого, как правило, используется масс-спектрометрический вид анализа. Точность определения времени t, которое и принимается за абсолютный геологический возраст минерала или породы, зависит от точности аналитического метода определения изотопов N и D, а также от точности, с которой измерена постоянная распада Важной предпосылкой успешного использования методов ядерной геохронологии является замкнутость исследуемого образца для радиоактивного и дочернего изотопов. Это означает, что за весь период «жизни» минерала или породы ни тот, ни другой изотоп не выносились и не добавлялись извне. Возможность частичного «открытия» опробуемого объекта в тот или иной интервал времени всегда должна учитываться. Так, при высокой температуре, характерной для метаморфических процессов, становится вероятной диффузия атомов, а значит, и удаление некоторых элементов из минералов. Надежным подтверждением замкнутости системы служит совпадение возрастов, полученных разными методами, т. е. при использовании различных материнских и дочерних изотопов. В общей сложности разработано более десятка ядерно- геохронологических методов. Пригодность того или иного метода для оценки абсолютного геологического возраста зависит от времени существования объекта исследования. При определении возраста молодых образований следует использовать радиоактивные изотопы со сравнительно небольшим периодом полураспада (например, 14 C с Т 1/2 =5768 лет). Напротив, при исследовании древних минералов или пород требуются изотопы с периодом полураспада в 1 млрд. лет и больше. К наиболее широко применяемым методам относятся методы, связанные с распадом изотопов урана, калия, рубидия и углерода. 9.3 Датирование древних геологических образований Урано-свинцовое датирование. Датирование по урану и свинцу является самым ранним ядерно-геохронологическим методом, использованным для определения абсолютного возраста. (1907) Средний изотопный состав свинца на Земле характеризуется следующими данными: 204 Pb—l,5 %; 206 Pb — 23,6; 207 Pb—22,6, 208 Рb—52,3%. Часть ядер изотопов 206 Pb, 207 Pb и 208 Рb являются радиогенными — они представляют собой конечные продукты распада радиоактивных изотопов 238 U, 235 U и 232 Th. Каждый из этих радиоактивных изотопов образует, как известно, свое радиоактивное семейство со сложными сериями промежуточных ядерных превращении. В упрощенном виде переход 238 U, 235 U и 232 Th может быть записан следующим образом: 238 206 4 8 U Pb He , 235 207 4 7 U Pb He , 232 206 4 6 Th Pb He При анализе содержания изотопов урана, тория и свинца три изотопных отношения: 206 Pb/ 238 U, 207 Pb/ 235 U и 208 Pb/ 232 Th. Подстановка этих отношений в уравнение даст три независимые оценки абсолютного геологического возраста. Из-за большого периода полураспада тория отношение 208 Pb/ 232 Th отличается низкой чувствительностью, поэтому его используют не всегда. Таким образом, сущность урано-свинцового датирования состоит прежде всего в определении отношений 206 Pb/ 238 U, 207 Pb/ 235 U; отсюда и название метода «урано-свинцовый». Удобными объектами для применения этого метода являются такие урансодержащие минералы, как уранинит, циркон, монацит, ксенотим и др. Формулы для определения возраста урано- свинцовым методом таковы: 206 206 6 238 238 238 1 ln 1 6,50 10 ln 1 Pb Pb t U U , 207 207 9 235 236 235 1 ln 1 1,03 10 ln 1 Pb Pb t U U Современные аналитические методы позволяют определять концентрации изотопов урана и свинца с относительной погрешностью, не превышающей 2 %. Период полураспада 238 U измерен с погрешностью примерло в 1 %, а период полураспада 238 U – с погрешностью в 2 %. Следовательно, если минерал представляет собой закрытую систему и в нем накопилось достаточное количество радиогенного свинца, его абсолютный возраст может быть измерен с ошибкой, не превышающей 2–3%. Отношение 238 U/ 235 U для современной геологической эпохи постоянно и равно 137,8 практически для всех объектов. Поэтому отношение 207 Pb/ 206 Pb может служить дополнительным фактором, позволяющим по уравнению рассчитать возраст t. Если полученное отношение согласуется с величинами, следующими из формул, это свидетельствует о замкнутости системы. Рубидиево-стронциевое датирование. Рубидий имеет два есте- ственных изотопа: 85 Rb и 87 Rb, последний из них радиоактивен. Относительная распространенность этих изотопов измерена с очень высокой степенью точности: 85 Rb – 72 % и 87 Rb – 28 %. Изотоп 87 Rb подвержен бета-распаду: 87 Rb 87 Sr+ - . Период полураспада радиоактивного рубидия очень велик, поэтому его точное измерение затруднено. В настоящее время для периода полураспада изотопа 87 Rb принимают значение (5,0±0,2) 10 10 лет. Стронций имеет четыре стабильных изотопа: 84 Sr, 86 Sr, 87 Sr и 88 Sr. Изотопный состав стронция в природе не постоянен и зависит от отношения Rb/Sr в данном объекте, а также от длительности совместного нахождения с рубидием. Чем больше время существования замкнутой системы, тем выше в ней удельный вес радиогенного изотопа 87 Sr; обычно о накоплении последнего судят по отношению 87 Sr/ 86 Sr. Для очищенного кристаллического стронция отношение 87 Sr/ 86 Sr равно 0,7119. Средний изотопный состав стронция: 84 Sr – 0,55%, 86 Sr – 9,9; 87 Sr – 7,0 и 88 Sr – 83 %. Как рубидий, так и стронций представляют собой рассеянные элементы, распространенные в заметных количествах в большинстве изверженных, метаморфических и осадочных пород. Рубидий замещает калий в породообразующих минералах (слюды, калиевые полевые шпаты). Стронций может замещать кальций, поэтому в изверженных породах он встречается в основном в кальциевых плагиоклазах и апатитах. Датирование геологических объектов рубидиево-стронциевым методом базируется на использовании уравнения 87 87 87 0 ( 1) t Sr Sr Rb e Здесь 87 Sr 0 – число атомов изотопа 87 Sr, вошедшее в объект в момент его образования; – постоянная распада рубидия. Как правило, легче и точнее можно измерить отношения изотопов, а не абсолютные количества каждого изотопа. Поэтому уравнение несколько видоизменяют, деля обе его части на содержание нерадиогенного изотопа 86 Sr (число его атомов в данном образце со временем не меняется): 87 87 87 86 86 86 0 ( 1). t Sr Sr Rb e Sr Sr Rb Калий-аргоновое датирование. Природный калий имеет радиоактивный изотоп 40 К, среднее содержание которого в естественной смеси равно 0,012 %. Распад изотопа происходит двумя путями: 40 40 K Ca ( - -распад, 88 %) 40 40 K Ar (К-захват, 12 %). Период полураспада 40 К равен 1,4 10 9 лет – эта величина характеризует убыль радиоактивного изотопа калия вследствие обоих превращений. Распад калия с образованием 40 Са ( - -превращение) не используется для определения абсолютного возраста, так как в калийсодержащих минералах обычно присутствует нерадиогенный 40 Са, вклад которого не поддается точному учету. Электронный захват (второй путь распада 40 К) приводит к образованию изотопа 40 Ar, который используется в калий- аргоновом методе датирования. Долю атомов 40 К, превращающихся в 40 Аr, можно подсчитать из соотношения между постоянными распада (вероятность -распада) и e (вероятность электронного захвата): 40 40 40 e e Ar Ar Ca Современное количество 40 К в исследуемом образце определяется формулой ( ) 40 40 0 , e t K K e где 40 К 0 – количество радиоактивного калия в момент образования минерала, t – возраст. Величина t, выраженная в миллионах лет: 40 40 1885ln 1 9,12 Ar t K Калий-аргоновый метод более универсален по сравнению с урано- свинцовым методом, так как калийсодержащие минералы и породы шире распространены. По сравнению с рубидиево-стронциевым методом К–Аr- датирование может применяться при исследовании более молодых образований: известны измерения возраста, составляющего несколько десятков тысяч лет. 9.4 Датирование молодых геологических образований Радиоуглеродное датирование. В верхних слоях атмосферы изменяется состав космических лучей, достигших Земли. Частицы первичного космического излучения (среди них основную роль играют протоны) обладают высокой энергией и могут расщеплять ядра атомов, встречающихся на их пути. В результате таких расщеплений появляются нейтроны, которые в свою очередь могут вызывать ядерные реакции. Важнейшей реакцией, вызванной нейтронами, является превращение азота в углерод: 14 N(n, р) 14 С. Изотоп 14 С радиоактивен, периодего полураспада равен 5768 годам; испуская -лучи, 14 С превращается в стабильный азот ( 14 N). Радиоуглерод быстро окисляется, превращаясь в радиоактивный углекислый газ 14 СО 2 который в течение 10–15 лет полностью перемешивается с основной массой углекислого газа атмосферы. Через углекислый газ изотоп 14 С попадает в растения, а оттуда – в живые организмы. Равновесная концентрация изотопа 14 С в обменном углероде биосферы составляет 1,2 10 -10 % – это соответствует примерно 15 распадам в минуту на 1 г углерода органического происхождения. Общее равновесное количество радиоактивного углерода на Земле (в атмосфере, гидросфере и биосфере) составляет примерно 60 т, что эквивалентно активности в 300 млн. Ки (кюри). Как только прекращается обмен веществ (гибель организмов), концентрация радиоуглерода в тканях начинает уменьшаться. По количеству 14 С, присутствующему в настоящее время и остатках организмов или растений, можно определить момент прекращения углеродного обмена с атмосферой. Уменьшение количества ядер 14 С в образце после прекращения этого обмена выражается формулой 14 14 t обр атм С С e где 14 С обр и 14 С атм – концентрации изотопа 14 С в образце и атмосферном углероде. Искомое время определяется формулой 14 14 1 ln атм обр C t С Радиоуглеродный метод сначала применялся для определения возраста археологических объектов органического происхождения. Сравнительно небольшой период полураспада изотопа 14 С ограничивает пределы применимости метода – от 1 до 50 тыс. лет. Радиоуглеродный метод имеет большое значение для абсолютной четвертичной хронологии. Круг объектов для датирования по 14 С очень широк. Обычно используют органические остатки, встречающиеся в породах, – древесину, торф, гумус и т. д. Датирование по протактинию и ионию. Изотоп протактиния 231 Pа является промежуточным продуктом радиоактивного семейства 235 U, а изотоп 230 Th (иногда его называют ионием) – промежуточным продуктом семейства 238 U. Если в силу каких-либо причин было нарушено равновесие между количествами ядер материнского и промежуточного изотопов, то со временем система радиоактивных ядер будет стремиться к восстановлению равновесия. Примером системы с нарушенным равновесием может быть уран, отделенный от всех своих дочерних продуктов. В такой системе концентрации дочерних изотопов будут увеличиваться со временем, причем скорость восстановления равновесия определяется периодом полураспада дочерних ядер. Напротив, если в системе находятся дочерние изотопы, «не подкрепленные» материнским элементом, то их количества со временем будут убывать, опять-таки стремясь к равновесию. Период полураспада иония ( 230 Th) равен 75,2 тыс. лет, равновесие этого изотопа с исходным изотопом 238 U восстанавливается примерно через 500 тыс. лет. Для изотопа 231 Ра, у которого период полураспада равен 32,5 тыс. лет, время восстановления равновесия с материнским изотопом 235 U составляет 250 тыс. лет. Время восстановления равновесия характеризует предел применимости того или иного изотопа для хронологических измерений. Равновесие между изотопами 231 Ра и 230 Th и их материнскими элементами нарушается в процессе образования океанических осадков. Химическое поведение тория и протактиния как в морской воде, так и в осадках практически одинаково, но существенно отличается от поведения урана. Уран хорошо растворяется в морской воде, а торий и протактиний легко сорбируются гидроокислами, карбонатом кальция или терригенной взвесью и выпадают в осадок. Прямые измерения концентраций 231 Рa и 230 Th в океанических глубинных водах показали, что эти изотопы присутствуют в количествах, соответствующих всего одной сотой доле от той величины, которая требуется для равновесия с ураном. В верхних слоях осадков, наоборот, обнаруживается избыток изотопов 231 Рa и 230 Th, который экспоненциально уменьшается с глубиной. Распределение изотопов 231 Рa и 230 Th по колонке осадка дает возможность определить среднюю скорость образования осадка. Так, если измерено иониево-урановое отношение вдоль всей глубины колонки, то точка, для которой отношение соответствует равновесию, определяет величину осадочной толщи, накопившейся за 500 тыс. лет (время восстановления равновесия). Разделив на это время длину колонки, получают среднюю скорость образования осадков. Датирование быстропротекающих процессов современной геологической эпохи. В некоторых геологических задачах приходится исследовать явления и процессы, время действия которых составляет всего несколько лет или десятков лет. В этих случаях могут быть использованы радиоактивные изотопы 210 РЬ и 228 Ra. Изотоп 210 Pb (RaD) является промежуточным членом ряда 238 U и обладает периодом полураспада, равным 21,4 года. Изотоп 228 Ra (MsTh 1 ) – член ряда 232 Th, его период полураспада – 6,7 года. С помощью изотопа 210 Рb была определена скорость роста снежного покрова на некоторых участках антарктического континента. Цепь распада от 238 U до 210 Рb содержит газообразный продукт – изотоп радона 222 Rn. Последний захватывается кристаллами льда в процессе образования атмосферных осадков. В толще снега находятся неравновесные количества изотопа 210 Pb концентрация экспоненциально убывает с глубиной колонки. О содержании 210 Рb проще судить, измеряя концентрацию его дочернего элемента 210 Рb, который является альфа-излучателем. Период полураспада изотопа 210 Ро равен всего 238 дням, что обусловливает большую активность этого изотопа по сравнению с 210 Рb. Измерения показали, что колонка снега длиной 18 м имеет возраст 60 лет. Средняя скорость роста снежного покрова, таким образом, составляет 30 см в год. Изотоп 228 Ra был использован для определения возраста очень молодых океанических осадков. 9.5 Возраст Земли и внеземных объектов По современным оценкам, полученным методом свинцовых изотопов, возраст Земли составляет 4,53–4,55 млрд. лет. До появления радиоактивных методов сравнение возраста геологических формаций в разных частях Земли производилось по ископаемым остаткам растений и животных. Поскольку ископаемые органические остатки, за исключением некоторых микроскопических форм, встречаются в породах не старше 600 млн. лет, оценка по ним возраста возможна только для времени, составляющего порядка (10 – 12)% от возраста Земли. С появлением радиоактивных методов стало доступным определение возраста докембрийских пород. Наибольшее значение возраста горных пород, определённого радиоактивными методами, несколько превышает 3·10 9 лет. Геологические данные совсем ничего не дают для первых миллиардов лет существования Земли как планеты. Геологическая информация этого периода стёрлась в результате последующих геологических процессов. Поэтому, в настоящее время нельзя определить возраст Земли, не обращаясь к метеоритам. Определение возраста Земли основывается на двух положениях – моделях: 1. Земля вскоре после своего образования разделилась на несколько подсистем с разными отношениями U/Pb (Холмс, Хаутерманс, 1946). С тех пор каждая подсистема оставалась полностью замкнутой. Изотопы свинца образовывались из первичного свинца, общего для всей планеты. Однако доступные для непосредственных определений земная кора и верхняя мантия не могут считаться независимыми и замкнутыми системами, для определений возраста Земли необходимы дополнительные условия. 2. Первичная дифференциация, аналогичная земной, произошла в веществе метеоритов. Многие из них остались замкнутыми подсистемами (раздел 1), и поэтому можно определить их возраст. Оценка возраста Луны, Солнечной системы и Вселенной. Порода с возрастом, превышающим 4 млрд. лет, обнаружена на Луне. Есть основания считать, что Луна образовалась на несколько сотен миллионов лет позже Земля, но не путем «отрыва» от нее, а в результате процессов аккреции. С помощью изотопного датирования метеоритов удалось установить возраст Солнечной системы – 4,7 млрд лет. Использование радиоактивного превращения одного из самых редких элементов – рения позволило оценить возраст химических элементов во Вселенной: оказалось, что процесс нуклеосинтеза начался примерно 18 млрд. лет назад. Выводы по лекции Радиоактивность Земли вызвана присутствием в горных породах большей частью трех элементов – урана, тория и калия-40. На методах ядерной геохронологии основано определение возраста как отдельных горных пород, так и Земли и Солнечной системы в целом. Вопросы для самопроверки 1. Что такое естественная радиоактивность? 2. Какие элементы вносят основной вклад в радиоактивность горных пород? 3. Как выбирается метод для определения возраста горных пород? 4. Почему метод радиоуглеродного датирования подходит только для ископаемых органических останков? 5. Какие элементы были использованы для определения возраста Солнечной системы и Вселенной? Почему? |