Иониевым методом определения возраста называется метод, использующий нарушение радиоактивного равновесия между 234U и его непосредственным продуктом распада 230Тh, или ионием (Io). 230Th имеет период полураспада 75 тыс. лет, поэтому верхний
127
предел метода не превышает 500 тыс. лет. Нижний предел метода определяется аналитическими возможностями лаборатории и обычно равен около 10 тыс. лет. Интервал времени 104 лет - 5 · 105 лет лежит между максимально возможным возрастом, определяемым по 14С (40 тыс. лет) и минимальным калий-аргоновым возрастом (0,5 млн лет). Это показывает важное значение иониевого метода в общей системе радиогеохронологии.
Уравнение (5.1) используется для расчета возраста иониевым методом:
230Tht = 230Th0 eλ230t + 234U (l - еλ230t)(5.4)
(230Th и 234U выражены в единицах активности).
Уравнение содержит два неизвестных: время t и начальную концентрацию 230Th0 - и может быть использовано при соблюдении перечисленных выше условий. Наиболее просты системы, в которых в момент образования (t = 0) полностью отсутствовал либо 230Th, либо 234U. В первом случае равен нулю 1-й член уравнения, во втором - 2-й. Последний случай встречается редко.
Рассмотрим некоторые примеры таких систем.
I. 230Th0 = 0.
1. Примером систем, в которых при возникновении содержался лишь уран и практически полностью отсутствовал 230Th, являются морские биогенные карбонаты (кораллы, раковины моллюсков). Для построения скелетов или раковин организмы извлекают карбонатный углерод из морской воды, что сопровождается разрушением карбонатных комплексов, содержащих уран, и соосаждением урана с карбонатом кальция. Доказательством такого механизма поступления урана в биогенные карбонаты является постоянство величины отношения U/Ca в морской воде и кораллах, которое составляет около 2 · 106 (Osmond, Cowart, 1982). Так как в момент образования биогенных карбонатов 230Th в них практически отсутствует, то формула (5.4), используемая для расчета возраста в подобных системах, упрощается и имеет вид
(230Th/234U)t = 1 - e-λ230t, или t =
ln
[1 -
(230Th
/234U
)t].
Наиболее "чистыми" объектами, не содержащими первичного 230Тh, являются биогенные карбонаты коралловых рифов. Анализ возраста коралловых рифов используют для палеоклиматических реконструкций, часто совместно с анализом изотопного состава кислорода. Карбонатные раковины морских моллюсков, захороненные в толще морских осадков, могут содержать вторичные
128
примесные радионуклиды, поступившие на стадии диагенеза. Для исключения вторичного загрязнения производят послойное растворение раковины, при этом каждую фракцию анализируют отдельно (Арсланов, 1976). Если фракции, соответствующие внешней и внутренней частям раковины, совпадают по радионуклидным отношениям, а 232Th - нет, это указывает на отсутствие терригенной примеси. Чаще совпадают анализы внутренних зон, которые и принимают за первичные, незагрязненные. По раковинам моллюсков определяют возраст морских террас, который используется при палеогеографических реконструкциях.
В ряде случаев удобным материалом являются нодули фосфоритов (O'Brien at al., 1986).
2. Использование иониевого метода для определения возраста континентальных карбонатов - более сложная задача. Континентальные системы более гетерогенны, существует большая возможность контаминации радионуклидами из грунтовых вод и т.д. Кроме того, для воды океана характерно постоянство отношения 234U/ 238U = 1,15, т.е. не возникает проблемы исходной величины этого отношения. В грунтовых водах вариации 234U/ 238U могут быть весьма значительны, а исходная величина этого отношения будет влиять на скорость накопления 230Th для образцов, возраст которых превышает первые десятки тысяч лет. Поэтому в расчетной формуле учитывается распад 234U:
(230Th/234U)t =
+
×
(1 -
) (1 -
e-(λ230 - λ234)t).
Сравнительно хорошо отвечают требованиям, предъявляемым к образцам для определения возраста, спелеотемы (сталактиты, сталагмиты), содержащие меньше 1% нерастворимого остатка и практически лишенные первичных изотопов тория (Atkinson et al., 1978). Датирование спелеотем (спелеохронология) дает возможность определить возраст карстовых пещер, а также установить хронологическую последовательность палеоклиматических вариаций. Так, в перигляциальные или гляциальные периоды рост спелеотем замедляется или прекращается совсем из-за отсутствия на поверхности суши жидкой воды, способной просачиваться в пещеры, растворять известняки и отлагать СаСО3. Возраст перерыва в росте спелеотем будет соответствовать эпохам оледенения.
129
II. (230Th)0 ≫ (234U)0. Обогащение образцов 230Th неподкрепленным ураном, как было сказано выше, встречается в океанических осадках. Другим подобным объектом являются океанические железомарганцевые конкреции. Соосаждение 230Th, образующегося в толще морской воды, с гидроксидами Fe и Мn обогащает конкреции неподкрепленным 230Th, концентрация которого уменьшается от периферии к центру конкреции за счет распада.
При определении возраста конкреции (ее центральной части), т.е. времени начала ее роста, в качестве первичного используют современное отношение 230Th/ 234U, за которое принимают эту величину во внешнем поверхностном слое конкреции. При определении скорости роста конкреции приходится принять допущение, что за время ее роста величина отношения осаждавшихся из воды радионуклидов оставалась постоянной.
Вопрос определения возраста и скорости седиментации океанических осадков еще более сложный, так хак требует целого ряда допущений (Кузнецов, 1976):
- 1) содержание 230Th и 234U в океане должно оставаться постоянным в течение последних 500 тыс. лет, т.е. интервала времени, определяемого иониевым методом;
- 2) скорость осаждения 230Th на океаническое дно должна быть постоянной;
- 3) в осадках не должно происходить миграции 230Th и 234U;
- 4) распределение осадков по колонке не должно быть нарушено относительно первоначального расположения слоев.
Насколько справедливы указанные допущения в каждом конкретном случае, установить трудно. Более близки к истинным значениям результаты, полученные для глубоководных осадков, отличающихся малой скоростью седиментации - от 0,1 до 10 г/см2 в 103 лет (Osmond, Cowart, 1982). Точное начальное отношение радионуклидов в действительности мы не знаем.
Для расчета используется избыток активности 230Тh над активностью 234U: Δ 230Th = 230Th - 234U: Δ 230Th = (Δ 230Th)0 e-λ230t, где (Δ 230Th)0 - избыточный 230Th на поверхности океанического дна. В том случае, если изменение Δ 230Тh с глубиной колонки соответствует кривой радиоактивного распада, можно приближенно определить среднюю скорость седиментации. Для этого необходимо найти глубину осадков, где Δ 230Th = 0, и разделить ее на 450 тыс. лет.
Для континентальных образований достаточно достоверные цифры возраста можно получить по соотношению 230Th и 234U в минерализованных костных остатках, захороненных в толще речных
130
террас (Чердынцев, 1969). Однако интенсивная вторичная миграция урана требует жестких условий для сохранения закрытости системы. Такие условия выдерживаются лишь в многолетнемерзлых породах (Титаева, 1970).
Отношение 230Th/ 234U может находиться в сильной зависимости от вторичной миграции урана. Более надежным, чем иониево-урановый метод датирования, является иониево-протактиниевый. 231Ра образуется при распаде 235U, связанного постоянным соотношением с 238U, из которого образуется 230Th. Учитывая химическую инертность протактиния, можно утверждать, что механизм перехода 231Ра в донные осадки из толщи морской воды, где он образуется, будет подобен механизму соосаждения 230Тb и обусловлен его интенсивным гидролизом (Кузнецов, 1976). 230Th и 231Ра, сорбированные на терригенной взвеси или находящиеся в составе коллоидных агрегатов гидроксидов Fe и Мn, совместно поступают на дно океана. Поведение этих радионуклидов в толще осадка идентично. Кривые распределения их отношения по глубине колонки в большей степени соответствуют кривым радиоактивного распада, чем кривые распределения Δ 230Тh либо Δ 231Ра, зависящие от миграции урана. Это свидетельствует о том, что в процессе диагенеза осадков заметного разделения этих радионуклидов не происходит (рис. 5.5). Возраст рассчитывается по формуле (Aswathanarayana, 1985)
t (лет) =
lg
[| (230Th/231Pa)t |
| (230Th/231Pa)0 |
],
где 12,123 · 10-6 = λ231 - λ230 = 21,34 · 10-6 лет-1 - 9,217 · 10-6 лет-1; (230Th/ 231Pa)t - отношение радионуклидов в образце; (230Th/ 231Pa)0 - отношение радионуклидов в морской воде. Вследствие различия периодов полураспада отношение радионуклидов будет изменяться.
В современных вулканических породах обнаружено нарушение радиоактивного равновесия между 230Тb и 234U. Причина нарушения имеет эндогенную природу, хотя механизм процесса разделения элементов урана и тория еще не исследован. Есть все основания считать, что нарушение равновесия происходит в момент
131
Рис. 5.5 Зависимость между отношениями
230Th/
234U и
231Pa/
235U в фосфатных модулях континентального склона Восточной Австралии
(O'Brien et al., 1986). Кривая описывает закрытую систему, рассчитанную для первичных отношений
230Th/
234U = 0;
231Pa/
235U = 0;
234U/
238U= 1,14. Цифры над кривой указывают возраст нодулей в тыс. лет
Рис. 5.6. Ионий-урановая изохрона риолитов Моно Кратера, Калифорния (Allègre, 1968)
извержения при дегазации расплава за счет различной устойчивости летучих соединений урана и тория (Титаева, 1986). Независимо от характера процесса, приводящего к нарушению радиоактивного равновесия, этот феномен используют для определения возраста четвертичных вулканических пород. Доказано, что разделения изотопов урана при этом не происходит и отношение активностей 234U/ 238U = 1, что позволяет для расчета возраста использовать уравнение (5.1) и не учитывать распад 234U:
t = -
ln
[| (230Th/238U)t - 1 |
| (230Th/238U)0 - 1 |
].
Помимо возраста в уравнении неизвестно значение (230Th)0. Его можно определить несколькими методами.
1. Было предложено (Cerrai et al., 1965) использовать анализы двух различных сингенетичных минералов (или минерала и стекла) и составить по ним систему из двух уравнений с двумя неизвестными (230Тh0 и t). Однако эксперименты показали, что нередко минералы, в частности цирконы, не одновозрастны с вулканической породой (Чердынцев, 1978).
2. Более надежен метод построения изохроны в координатах отношений активности 230Th/232Th - 238U/232Th по результатам анализа нескольких минералов с различным торий-урановым (232Th/238U) отношением (рис. 5.6). Одновозрастные минералы должны иметь одинаковые величины начального отношения
132
(230Th/232Th)0, соответствующего точке пересечения изохроны с осью ординат. Тангенс угла наклона будет функцией возраста: tg α = 1 - е-λ230t (см. гл. 3).
133
