Введение числового геологического измерения времени есть первый решительный шаг - шаг к количественной геологии будущего.

В.И. Вернадский

Нельзя утверждать... чтобы не существовало в земной коре таких явлений, которые разделяли бы изотопы.

В.И. Вернадский

4.1. ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ МЕТОДОВ

К группе радиогенных изотопов относят стабильные дочерние нуклиды - продукты распада материнских первичных радионуклидов. В геохимии в настоящее время используют следующие пары материнских и дочерних нуклидов:

238U - 206Pb	87Rb - 87Sr
235U - 207Pb	147Sm - 144Nd
232Th - 208Pb	187Re - 187Os
40K - 40Ar	176Lu - 176Hf

На основании закона радиоактивного распада и формулы (1.24) можно написать следующее соотношение между числом атомов материнского нуклида (М) и образующегося из него дочернего (D):

D = M (e^λt - 1).(4.1)

Уравнение (4.1) является основным, используемым при исследовании радиогенных нуклидов. Так как количество находящихся в настоящее время в минерале атомов материнского и дочернего нуклидов можно определить аналитически, то соотношение между M и D применяют для расчета возраста минерала t. Из уравнения (4.1) получаем

82

t = 

1

λ

 ln (1 + 

D

M

).(4.2)

Для определения возраста минерала таким способом необходимы следующие условия.

1. Минерал в течение всей своей истории должен быть закрытой системой относительно D и М, в нем не должно происходить ни выноса, ни привноса как дочерних, так и материнских атомов.
2. В момент кристаллизации минерал не содержал атомов дочернего нуклида, т.е. все обнаруженные в нем атомы типа D образовались в результате распада атомов типа М и являются радиогенными.

Обычно природные минералы далеко не всегда соответствуют условию 1. Атомы D - примесные в минерале, так как, за небольшим исключением (Nd - Sm-система), отличаются по химическим и кристаллохимическим свойствам от атомов М. Кроме того, атомы D могут смещаться с первоначальной позиции М в решетке минерала вследствие радиоактивной отдачи, если они образовались в результате альфа-распада или спонтанного деления (см. гл. 5 и 12). Полная потеря атомов приводит к новой точке отсчета геохронологических часов - новому нуль-моменту. Таким образом, возможность "открытия" системы в те или иные эпохи существования минерала предъявляет жесткие требования к используемому геологическому материалу.

Условие 2, как правило, не выполняется. Минерал в момент кристаллизации всегда мог захватить то или иное количество дочерних атомов, присутствовавших в первичном субстрате.

Число таких захваченных при кристаллизации атомов мы обозначим через D₀. Тогда выражение (4.1) примет вид

D = D₀ + M (e^λt - 1).(4.3)

Анализ стабильных изотопов какого-либо элемента проводят масс-спектрометрическим методом, который дает отношение атомов изотопов, различающихся по массе. Поэтому при анализе получают отношение радиогенного изотопа D₁ к нерадиогенному - D₂. Разделив обе части уравнения (4.3) на D₂ и заменив D на D₁ получаем окончательное выражение, используемое в аналитической практике:

D₁/ D₂ = (D₁/ D₂)₀ + M/D₂ (e^λt - 1).(4.4)

Для применения уравнения (4.4) необходимо знать величину (D₁/ D₂)₀ - отношение изотопов в первичной примеси элемента - "обычном D". Определение этой величины - одна из важнейших задач геохронологии, так как обычными аналитическими методами

83

нельзя отличить атомы элемента D накопившиеся в минерале, от захваченных при кристаллизации минерала первичных атомов D.

Изотопный состав "обычного" дочернего элемента D раньше определяли по какому-либо его собственному минералу, парагенетически связанному с минералом, по которому проводят геохронологический анализ. Например, для U - Рb- или Th - Рb-систем обыкновенный свинец определяли по галениту. Однако опасность возможной кристаллизации этих минералов из субстратов с неодинаковым изотопным составом свинца не исключает ошибку, вносимую таким способом определения (D₁/ D₂)₀.

В настоящее время широко используется более надежный метод изохрон. Изохроной называется прямая линия, проведенная по точкам изотопных составов одновозрастных минералов, различающихся по содержанию материнского элемента М. Действительно, выражение (4.4) является уравнением прямой линии в координатах D₁ /D₂ и M/D₂ (рис. 4.1). Изохрона пересечет ось ординат в точке, соответствующей составу захваченного при кристаллизации элемента D: (D₁ /D₂)₀. Угол наклона прямой α будет функцией возраста минералов: tg α = e^λt - 1. Таким образом, метод изохрон позволяет по нескольким сингенетичным образцам определить возраст геологического тела и начальное изотопное отношение дочернего элемента в субстрате. Если образцы имеют неодинаковый возраст, точки их изотопных составов не ложатся на одну прямую.

Величина отношения (D₁/ D₂)₀ называется начальным отношением и представляет большой интерес, так как позволяет получить информацию о геохимической истории источника, из которого сформировалось исследуемое геологическое тело. Эти величины широко используют в изотопной геохимии при исследовании генетической принадлежности изверженных пород. С этой целью составляют изотопную систематику - распределение начального изотопного отношения в зависимости от генезиса источника пород. Чаще удается построить глобальную изотопную систематику, позволяющую различать принадлежность источника

84

к основным резервуарам Земли: континентальной коре, океанической коре, истощенной (деплетированной) и неистощенной мантии, а также уловить контаминацию веществом других резервуаров или их смешение.

Интервал времени, для которого применим тот или иной метод радиогенных изотопов, определяется следующими факторами. Нижняя граница интервала обусловлена точностью определения минимального количества радиогенного изотопа, верхняя - зависит от возможной потери используемых элементов в процессе раннего метаморфизма и при отсутствии потерь равна возрасту Земли.

85