геохронологія

Геохронол про гия (від гео ... і хронологія ), Геологічне літочислення, вчення про хронологічну послідовність формування і вік гірських порід, що складають земну кору. Розрізняють відносну і абсолютну (або ядерну) Г. Відносна Г. полягає у визначенні відносного віку гірських порід, який дає уявлення про те, які відкладення в земній корі є молодшими і які більш древніми, без оцінки тривалості часу, що протік з моменту їх утворення . Абсолютна Г. встановлює т. Н. абсолютний вік гірських порід, т. е. вік, виражений в одиницях часу, як правило в мільйонах років. (Останнім часом термін «абсолютний вік» часто замінюють назвою ізотопний, або радіологічний, вік.)

Відносна Г. Для визначення відносного віку шаруватих осадових і пірокластичні порід , А також вулканічних порід (лав) широко застосовується принцип послідовності нашарування [т. н. закон СТЕНС (Стено)]. Згідно з цим принципом, кожен вищерозміщений пласт (при непорушеною послідовності залягання шаруватих гірських порід) молодше нижчого. Відносний вік інтрузивних порід і інших неслоістимі геологічних утворень визначається по співвідношенню з товщами шаруватих гірських порід. пошарове розчленування геологічного розрізу , Т. Е. Встановлення послідовності нашарування складають його порід, становить стратиграфию даного району. Для порівняння стратиграфії віддалених одна від одної територій (районів, країн, материків) і встановлення в них товщ близького віку використовується палеонтологічний метод , Заснований на вивченні похованих в пластах гірських порід скам'янілих решток вимерлих тварин і рослин (морських раковин, відбитків листя і т.д.). Зіставлення скам'янілостей різних пластів дозволило встановити процес необоротного розвитку органічного світу і виділити в геологічній історії Землі ряд етапів з властивим кожному з них комплексом тварин і рослин. Виходячи з цього, схожість флори і фауни в пластах осадових порід може свідчити про одночасність утворення цих пластів, т. Е. Про їх одновозрастності. Вперше цей метод визначення відносного віку гірських порід був застосований на початку 19 ст. У. Смітом у Великобританії і Ж. Кюв'є у Франції. Тоді йому не було дано надійного теоретичного обгрунтування. Кюв'є пояснював відмінності в складі комплексів копалин, зустрічаються в пластах гірських порід, вимиранням організмів в результаті раптових геологічних катастроф і появою потім нових їх комплексів. Послідовники Кюв'є, в тому числі французький геолог і палеонтолог А. Д 'Орбіньі, припускали, що зміна органічного світу Землі після кожної катастрофи пов'язана з «творчими актами божества». Вчення Ч. Лайеля омедленних природних перетвореннях лиця Землі і класичні праці Ч. Дарвіна і В. О. Ковалевського про еволюційний розвиток органічного світу дали матеріалістичне обгрунтування палеонтологічному методу.

В результаті праць декількох поколінь геологів була встановлена ​​загальна послідовність накопичення шарів земної кори, що отримала назву стратиграфічної шкали. Верхня частина її (фанерозой) складена за допомогою палеонтологічного методу з великою ретельністю. Для нижчого відрізка шкали (докембрий), відповідного величезною по потужності товщі порід, палеонтологічний метод має обмежене застосування через погану збереженість або відсутності скам'янілостей. Внаслідок цього нижня - докембрийская - частина стратиграфічної шкали розчленована менш детально. за ступенем метаморфізму гірських порід і ін. ознаками докембрий ділиться на архей (або археозой) і протерозой. Верхня - фанерозойськая - частина шкали ділиться на три групи (або ератеми): Палеозойську, мезозойську і кайнозойську. Кожна група ділиться на системи (всього в фанерозое 12 систем, див. Табл. 1). Кожна система підрозділяється на 2-3 відділу; останні в свою чергу діляться на яруси і підлеглі їм зони. Як системи, так і багато яруси можна простежити на всіх континентах, але більша частина зон має лише місцеве значення. Найбільшим підрозділом шкали, об'єднуючим кілька груп, служить еонотема (наприклад, палеозойська, мезозойська і кайнозойская групи об'єднуються в Фанерозойський еонотему, або фанерозой). Стратиграфическая шкала є основою для створення відповідної їй геохронологічної шкали, яка відображає послідовність відрізків часу, протягом яких формувалися ті чи інші товщі порід. Кожному підрозділу стратиграфічної шкали відповідають певні підрозділи геохронологічної шкали. Так, час, протягом якого відклалися породи будь-якої з систем, носить назву періоду. Відділам, ярусах і зонам відповідають проміжки часу, які називаються відповідно епоха, століття, час; групам відповідають ери. Найбільшому стратиграфическому підрозділу - еонотема - відповідає хронологічний термін - еон. Існують два еону - докембрийский, або кріптозойскій, і фанерозойский. Тривалість більш древнього - докембрійського еона складає близько 5/6 всієї геологічної історії Землі. Кожен з періодів фанерозойського еону, за винятком останнього - антропогенового (четвертинного), охоплює приблизно рівновеликі інтервали часу. Антропогеновая система, відповідна часу існування людини, набагато коротше. Розчленування антропогену проводиться, на відміну від інших періодів, по фауні наземних ссавців, яка еволюціонує набагато швидше, ніж морська фауна (в складі останньої за час антропогена не сталося принципових змін), а також на основі вивчення льодовикових відкладень, що характеризують епохи загального похолодання. Деякі дослідники вважають виділення антропогенових відкладень [див. Антропогеновая система (період) ] В особливу систему неправомочним і розглядають її як завершальний етап попереднього неогенового періоду.

Підрозділи стратиграфічної шкали, виділені за допомогою палеонтологічного методу, і відповідні їм підрозділи геологічного часу, об'єднані в єдину геохронологічної шкалою, були затверджені в 1881 на 2-му Міжнародному геологічному конгресі в Болоньї і з тих пір є загальноприйнятими у всьому світі. Надалі, завдяки вдосконаленню методів палеонтологічні дослідження і накопичення нових даних, до первісної схему геохронологии Землі вносяться деякі зміни і уточнення.

Абсолютна Г. На початку 20 ст. П. Кюрі у Франції і Е. Резерфорд у Великобританії запропонували використовувати радіоактивний розпад хімічних елементів (див. радіоактивність ) Для визначення абсолютного віку гірських порід і мінералів. Принцип, покладений цими вченими в основу визначень абсолютного віку, використовується до цих пір. Вимірювання віку проводиться за змістом продуктів радіоактивного розпаду в мінералах. Процес розпаду радіоактивних елементів відбувається з постійною швидкістю. В результаті радіоактивного розпаду з'являються атоми стійких, вже нераспадающіхся елементів, кількість яких збільшується пропорційно віку мінералу. При цьому приймається як досить обгрунтоване положення, що швидкість радіоактивного розпаду в історії Землі весь час лишалася незмінною. Різні елементи розпадаються з різною швидкістю. Розпад таких елементів, як уран, торій, калій і деяких інших, відбувається дуже повільно, протягом декількох млрд. Років. Наприклад, будь-яку кількість урану (238U) розпадається наполовину за час, що дорівнює 4,51.109 років, торію (232Th) за 1.41.1010 років. Ці довгоживучі елементи зазвичай і використовуються для визначення абсолютного віку гірських порід і мінералів.

У 1907 за ініціативою Е. Резерфорда Б. Болтвуд в Канаді визначив вік ряду радіоактивних мінералів по накопиченню в них свинцю. В СРСР ініціатором радіологічних досліджень був В. І. Вернадський . Його починання продовжили В. Г. Хлопин, І. Е. Старий, Е. К. Герлинг. У 1937 була створена Комісія з визначення абсолютного віку геологічних формацій.

Цифри, отримані в результаті перших визначень абсолютного віку порід, дозволили англійському геологу А. Холмсу в 1938 запропонувати першу геохронологічну шкалу фанерозоя. Ця шкала неодноразово уточнювалася і перероблялася. У табл. 1 вона відтворюється на підставі новітніх даних (Г. Д. Афанасьєв, 1968).

Табл. 1. - геохронологічна шкала фанерозоя

Група (ера)

Система (період)

Початок,

млн. років

назад

продовж-

ність,

млн. років

Кайнозойская (тривалість 67 млн. Років)

Антропогеновая (четвертинна)

1,5 *

1,5 *

Неогенові

25

23,5

Палеогеновая

67

42

Мезозойська (тривалість

163 млн. Років)

крейдяна

137

70

195

58

тріасова

230

35

Палеозойська (тривалість 340 млн. Років)

Пермська

285

55

кам'яновугільна

350

75-65

девонська

410

60

Силурійська

440

30

Ордовикская

500

60

кембрійська

570

70

* За різними даними, від 600 тис. До 3,5 млн. Років.

Геохронологічна шкала докембрію (див. Табл. 2) через відсутність залишків скелетної фауни побудована головним чином за даними багаторазових визначенні абсолютного віку магматичних порід на різних материках, що дозволило встановити одночасність великих тектономагматіческіх циклів, що лежать в основі поділу докембрію (див. Докембрийские епохи складчастості ).

Табл. 2. - геохронологічна шкала докембрію

підрозділи

докембрію

Початок,

млн. років тому

тривалість,

млн. років

протерозой

верхній

(Рифей)

1600

1030

середній

1900

300

нижній

2600

700

архей

> 3500

> 900

Кожне з прийнятих в СРСР підрозділів докембрію - архей і протерозой - по тривалості значно перевищує окремі групи фанерозоя. Протерозой підрозділяється на три частини - нижній, середній і верхній. Останній увійшов в Г. під назвою рифея , Який багато геологи вважають підрозділом, відповідним групі.

Найбільш древні породи, знайдені на Землі, мають вік близько 3500 млн. Років і знаменують собою початок архею. Порід, що виникли в інтервалі часу від 3500 до 4500 млн. Років (передбачуваний вік Землі), з достовірністю не виявлено.

Методи визначення абсолютного віку. Накопичення продуктів радіоактивного розпаду протягом часу, покладене в основу визначень абсолютного віку, виражається формулою: D = Р (е lt - 1), де D - число атомів нерадіоактивного речовини, що виникли за час t; Р - число атомів радіоактивного елемента в даний момент; е - основа натуральних логарифмів; l - константа розпаду, яка показує, яка частина атомів радіоактивного елемента розпадається за одиницю часу (рік, добу, хвилини і т.д.) по відношенню до початкового кількості. Іноді швидкість розпаду виражають періодом напіврозпаду (T) - часом, протягом якого будь-яку кількість речовини розпадається наполовину. Ставлення D / P є функцією віку (t) мінералу. так:

Звідси вік зразка мінералу (t) може бути обчислений за формулою:

Справжній вік може бути визначений в тому випадку, якщо відношення D / P змінюється тільки від радіоактивного розпаду, т. Е. Мінерал є замкнутою системою.

Основні типи радіоактивного розпаду, використовувані для визначення віку, наступні:

238U ® 206Pb + 84He,

235U ® 207Pb + 74He,

232Th ® 208Pb + 64He,

® 40Ar

40K + e ® Ca + b

87Rb ® 87Sr + b,

187Re ® 187Os + b.

Залежно від кінцевих продуктів розпаду виділяють наступні методи ядерної Г: свинцевий (уран-торій-свинцевий), гелевий, аргоновий (аргон-калієвий), кальцієвий, стронцієвий (стронцієвих-рубідієвий) і осмієва. Найбільш широке застосування з них отримали свинцевий, аргоновий і стронцієвий.

Свинцевий метод заснований на дослідженнях радіогенного свинцю в мінералах (Уранініт, монацит, циркон, ортіте). Він є найбільш достовірним, оскільки рішення задачі про вік урано-торієвого мінералу досягається по трьох незалежних рівнянь:

Pb, U і Th позначають вміст в мінералах ізотопів свинцю, урану і торію; l1, l2 і l3 - константи розпаду ізотопів 238U, 235U, 232Th.

Якщо розділити рівняння (1) на (2), то вийде рівняння

Це рівняння дає найбільш близькі до дійсних значення віку, що пов'язано з малою його залежністю від можливих втрат урану і свинцю мінералом впродовж його геологічного життя. Воно дозволяє обчислити вік лише по одному измеренному відношенню , Оскільки в цей час відношення одно 137,7 і практично у всіх мінералах і гірських породах однаково. Збіг значень віку, отриманих по всіх чотирьох рівнянь, свідчить про доброму стані дослідженого мінералу, правильності проведених аналізів і достовірності обчисленого абсолютного віку. Вимірювання ізотопного складу свинцю виробляється на мас-спектрометрі (див. Мас-спектроскопія ).

Однак частіше різні рівняння дають різні значення віку одного і того ж мінералу. В цьому випадку для встановлення істини вдаються до побудови діаграми в координатах 206Pb / 238U: 207Pb / 235U (див. Нижче). На неї наносять криву OA (Конкордія), обчислену теоретично для різних вікових груп, і пряму OB (ізохронними), на яку лягають результати вимірів для декількох досліджених одновікових мінералів. Справжнім віком вважається значення на перетині кривої OA з прямою OB.

Оскільки всі радіоактивні мінерали містять поряд з радіогенним свинцем домішку свинцю звичайного, при обчисленні віку доводиться вносити поправку. Для того, щоб уникнути цього, був запропонований метод визначення віку, засноване на вимірі ізотопного складу свинцю в декількох мінералах однієї і тієї ж породи з метою побудови за отриманими результатами ізохрони. Діаграма будується в координатах 207Pb / 204Pb; 206Pb / 204Pb. Дані ізотопного складу свинцю мінералів, якщо вони одновікових, лягають на одну пряму - ізохронними. Тангенс кута нахилу цієї прямої до осі абсцис є відношенням 207Pb / 206Pb, за яким відповідно до формули визначається вік породи.

Може бути обчислений також вік звичайних свинцевих мінералів, якщо відомий ізотопний склад Pb. Звичайний свинець складається з суміші чотирьох ізотопів 204Pb, 206Pb, 207Pb, 208Pb, з яких 204Pb не пов'язаний з радіоактивним розпадом і його вміст умовно приймається за одиницю. Решта ізотопи породжуються і поступово накопичуються в результаті радіоактивного розпаду урану і торію, причому темп приросту того або іншого ізотопу визначається відповідною константою розпаду. Тому свинець різних епох має різний ізотопний склад: свинець більш древніх епох містить знижена кількість ізотопів з масами 206, 207, 208, а в свинці молодших епох кількість їх збільшено відносно 204Pb. Вік, обчислений за ізотопним складом рудного свинцю, прийнято називати модельним віком, оскільки він справедливий лише для такої моделі (системи), в якій відношення Pb: U: Th змінюється в часі тільки внаслідок радіоактивного розпаду. Насправді мають місце як збіги модельного віку з істинним для ряду родовищ, так і суттєві розбіжності, які стають частішими в молодих геологічних формаціях.

Аргоновий метод. Заснований на радіогенний накопиченні аргону в калієвих мінералах. Будучи більш доступним завдяки легкості отримання необхідного матеріалу (калієві мінерали) і відносно простий його обробці, користується великою популярністю. Негативною рисою його є відсутність внутрішнього контролю (одне рівняння). Як показали численні експериментальні дослідження, калієві мінерали порівняно легко втрачають радіогенний аргон. У меншій мірі це відноситься до слюди і в значно більшій мірі до польових шпатам, що робить їх малопридатними для визначення віку. Важливою позитивною рисою аргон-калієвого методу є можливість застосування його для визначення віку осадових відкладень по мінералу глауконіти . Досвід визначення віку незмінених глауконіту як молодого (мезокайнозойского), так і древнього віку показав, що глауконіт добре утримує аргон і калій незалежно від часу. Незважаючи на свою порівняно малу стійкість, мінерал цей зручний тим, що навіть при невеликих змінах, що ставлять під сумнів придатність даного зразка, він відразу ж виявляє зміну забарвлення і хімічного складу.

Стронцієвій метод, Заснований на радіоактівному розпаді 87Rb и перетворенні его в 87Sr, в СРСР НЕ Придбай поки великого Поширення. Причина Полягає в тому, что в районах з високим Загальна вмістом рубідію Останній может буті привнесень в мінерали значний пізніше першої години їх Утворення, в результате чого при візначенні віку ціх мінералів Можливі Сильні спотворення в сторону «омолодження»; навпаки, в районах з інтенсівнім Лужний метасоматозом рубідій легко винос з мінералів и тоді значення віку по 87Sr / 87Rb становится сильно перебільшенім. Зазвічай при вімірі віку по 87Sr / 87Rb з граніту віділяють СКЛАДОВІ его мінерали и в кожному з них визначаються 87Sr / 86Sr и 87Rb / 86Sr. На діаграмі в координатах 87Sr / 86Sr: 87Rb / 86Sr дані аналізів окремий мінералів граніту розташовуються на одній прямій - изохроне, вітягнутої вправо вгору. Тангенс кута нахилу ізохрони з віссю абсцис є величиною 87Sr / 87Rb, визначальну вік даної породи.

Для оцінки віку геологічних об'єктів в межах 60000 років величезне значення придбав радіовуглецевий метод, заснований на тому, що в атмосфері Землі під впливом космічних променів за рахунок рясного азоту йде ядерна реакція 14N + n = 14С + Р; разом з тим 14С радіоактивний і має період напіврозпаду більше 5700 років. В атмосфері встановилася рівновага між синтезом і розпадом цього ізотопу, внаслідок чого зміст 14С в повітрі постійно. Рослини і тварини при їх життя весь час обмінюються вуглецем з атмосферою, тому концентрація в них 14С підтримується на постійному рівні; в мертвих організмах обмін з атмосферою припиняється і концентрація в них 14С починає падати за законом радіоактивного розпаду. Вимірюючи вміст 14С за допомогою високочутливої ​​радіометричної апаратури, можна встановити вік органічних залишків. Так, наприклад, по кістках і шкурі мамонта на Таймирі був встановлений вік його поховання (11000 років). Той же метод допоміг датувати епохи заледеніння в Європі і Північній Америці, визначити вік слідів древніх людських культур і т.д.

Літ .: Страхов М. М., Основи історичної геології, 3 вид., Ч. 1-2. М. - Л., 1948; Старий І. Е., Ядерна геохронология, М. - Л., 1961; Герлинг Е. К., Сучасний стан аргонового методу визначення віку і його застосування в геології, М. - Л., 1961; Данбар К., Роджерс Дж., Основи стратиграфії, пров. з англ., М., 1962; Казаков Г. А., Тугаринов А. І., Методика визначення абсолютного віку гірських порід, в кн .: Верхній докембрий, М., 1963; Войткевич Г. В., Вік Землі та геологічне літочислення, М., 1965; Тугаринов А. І., Войткевич Г. В., Докембрійський геохронология материків, М., 1966; Афанасьєв Г. Д., геохронологічна шкала в абсолютному літочисленні, в кн .: Проблеми геохімії і космології. Міжнародний геологічний конгрес, 23 сесія, М., 1968.

Б. М. Келлер, А. І. Тугаринов, Г. В. Войткевич.

Мал. до ст. Геохронологія.