Геологический возраст

Определение относительного геологического возраста 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 геологического возраста – до периода, эпохи, века. При сопоставлении отложений используют главным образом палеонтологический метод: горные породы, содержащие одинаковые остатки ископаемых организмов, считаются одновозрастными. Другой метод – палеомагнитный (по остаточной намагниченности ферромагнитных минералов), особенно применим для изверженных образований океанического дна; определение возраста производится по магнитостратиграфической и разработанной на её основе магнитогеохронологической шкалам (см. Магнитостратиграфия). Относительный геологический возраст интрузивных пород и других неслоистых геологических образований определяется по соотношению с толщами слоистых горных пород, возраст которых определён.

Методы определения изотопного геологического возраста (ранее употреблявшиеся термины «абсолютный геологический возраст» и «радиологический геологический возраст», по мнению большинства исследователей, утратили своё значение) основаны на использовании явления радиоактивного распада нестабильных изотопов ряда химических элементов, скорость которого постоянна и хорошо известна. Изотопный геологический возраст горной породы определяют различными способами.

Первая группа изотопных методов – по соотношению атомных концентраций радиогенного дочернего (D_t ) и радиоактивного материнского (M_t ) изотопов:

${\displaystyle {\mathcal {t}}=(1/\lambda _{M}\cdot \ln(D_{t}/M_{t}+1)}$,

где ${\displaystyle \lambda _{M}}$ – константа скорости распада материнского изотопа. Используются радиоактивные превращения разных изотопов: 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); 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, магматических и метаморфических пород в диапазоне от десятков тысяч до нескольких миллиардов лет (то есть 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 геологического возраста датируемого минерала. Для исключения завышения геологического возраста и внесения поправки на захваченный изотоп применяют хорошо известные закономерности эволюции среднего 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 графическими изохронными методами. С другой стороны, в геологической 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 геологических возрастов). Для учёта миграции изотопов применяют геохимические модели, среди которых графические модели U–Pb и Rb–Sr методов, позволяющие определить как возраст образования горных пород и минералов, так и время их преобразования. Другие 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 искусственные изотопы того же элемента, к которому принадлежат и радиогенные изотопы; по соотношению концентраций радиогенных и искусственных изотопов рассчитывают «спектры возрастов» и по ним находят истинный изотопный геологический возраст даже в случае значительных потерь радиогенных газов за геологическую историю.

Вторая группа методов определения изотопного геологического возраста основана на нарушении различными геологическими процессами состояния динамического радиоактивного равновесия между количествами радиоактивных изотопов, образующихся один из другого в радиоактивных семействах U и Th. К этой группе методов относятся изотопные ²³⁴ U, ²¹⁰ Pb, ²³⁴ U/²³⁸ U, ²³⁰ Th/²³² Th, ²³⁰ Th/²³¹ Pa и др. Основные объекты изотопного датирования – металлоносные и другие донные осадки океана, хемогенные карбонатные отложения озёр, соленосные толщи, ископаемые кости животных, молодые вулканические породы и др. Диапазон определяемых изотопных возрастов – от нескольких сотен до нескольких миллионов лет; вероятная погрешность составляет несколько процентов.

Третья группа методов определения изотопного геологического возраста использует реакции радиоактивного распада изотопов ³ He, ¹⁰ Be, ¹⁴ C, ²⁶ Al, ³² Si, ³⁶ Cl, ³⁹ Ar, ⁵³ Mn, ⁵⁹ Ni, ⁸¹ Kr, которые генерируются в различных геологических объектах под действием космического излучения (периоды полураспада космогенных изотопов от 3,7 млн лет до около 270 лет). Геологический возраст рассчитывают по соотношению активностей [или чисел распадов (λ_I ·I)] в минерале или горной породе в начальный (λ_I ·I₀ ) и конечный (λ_I· I_t ) моменты времени:

t = (1/ λ_I ) · ln[λ_I · I₀ ) / (λi · I_t )],

где λ_I – константа скорости распада, а I – атомная концентрация космогенного изотопа. Для большей части изотопов космогенного происхождения за начальную активность принимается величина, численно равная современной скорости их генерации космическим излучением. В радиоуглеродном методе для космогенного изотопа ¹⁴ C в качестве начальной активности берут экспериментально определяемую величину, существовавшую в доиндустриальную эпоху (например, активность радиоуглерода в древесине деревьев, росших несколько тысяч лет назад). Это вызвано искажением в течение последних 150 лет атомной концентрации радиоуглерода за счёт поступления в атмосферу древнего углерода, лишённого ¹⁴ С, с продуктами сжигания горючих полезных ископаемых, а также поступлением в атмосферу углерода, обогащённого радиоактивным изотопом ¹⁴ C в результате ядерных испытаний и работы ядерных энергетических установок. Радиоуглеродным методом датируют скелетные остатки ископаемых животных, торф, молодые вулканы. По другим космогенным изотопам определяют возраст морских осадков, марганцевых конкреций, жильного кварца, биогенного кремнезёма, молодых вулканических пород, ледников и др. Вероятная погрешность определения изотопного геологического возраста по космогенным изотопам варьирует от нескольких процентов до 20 %.

Четвёртая группа методов определения изотопного геологического возраста использует явление радиационного нарушения кристаллической структуры минералов под действием радиоактивных излучений. Важнейший из них – метод треков осколков деления урана – основан на том, что при спонтанном делении ядра изотопа ²³⁸ U образуется пара осколков, обладающих кинетической энергией, в десятки млн раз большей энергии связи атомов в кристаллических 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 оптический 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 кристаллической структуры, оцениваемому методом электронного парамагнитного резонанса.

Существуют неизотопные методы определения геологического возраста горных пород в годах, основанные на длительно протекающих периодических геологических процессах с известной постоянной длительностью и периодичностью, например варвохронологический – по ленточным глинам, накапливающимся в приледниковых озёрах и имеющим ритмичное строение. Эти методы имеют ограниченное применение.