Ізотопні методи в геології, методи вивчення геол.(геологічний) процесів, заснований на дослідженні вміст і співвідношень радіоактивних, радіогенних і стабільних ізотопів окремих химіч. елементів в гірських породах, мінералах, природних водах, газах і органіч. речовині.

  Найбільш розроблені і широко застосовні методи абсолютної геохронології (див. Геохронологія ), з їх допомогою, по співвідношенню радіоактивних ізотопів і дочірніх продуктів їх розпаду, наприклад ²³⁵ U — ²⁰⁷ Pb; ²³⁸ U — ²⁰⁶ Pb; ²³² Th — ²⁰⁸ Pb; ⁸⁷ Rb — ⁸⁷ Sr; ⁴⁰ K — ⁴⁰ Ar і ін., визначається абс.(абсолютний) вік гірських порід і мінералів. Методами абс.(абсолютний) геохронології визначений вік порід Землі, Місяця, метеоритів; по ізотопному складу інертних газів (Ar, Xe і мн.(багато) ін.) судять про радіаційний вік метеоритів (часу дії на них косміч. опромінення), Ізотопний склад інертних газів Землі і метеоритів несе багату інформацію про особливості утворення речовини Сонячної системи (див. Космохімія ). Вміст ¹⁴ C(T1/2 = 5600 років) у викопних залишках на Землі дозволяє визначати час їх поховання; за допомогою ¹⁴ C визначений вік багатьох археол.(археологічний) знахідок. Різний вміст ¹⁴ C в річних кільцях деревини дерев може вказувати на неоднакову інтенсивність освіти його в атмосфері минулих геол.(геологічний) періодів, пов'язану з періодами зміни інтенсивності косміч. опромінення планети. По парах ²³⁰ Io — ²³² Th: ²³⁰ Io — ²³¹ Ra, а також по абс.(абсолютний) вмісту радіоактивних ¹⁴ C і ¹⁰ Bc в донних відкладеннях океанів і Морея визначаються швидкість і час накопичення різних донних морських опадів; середня тривалість накопичення неконсолідованих опадів в океані досягає 150×10 ⁶ років.

  Важливу роль в геол.(геологічний) дослідженнях грає варіація у вмісті стабільних ізотопів. Не дивлячись на невелику відмінність в фіз.(фізичний) і хим.(хімічний) властивостях ізотопів при деяких геол.(геологічний) процесах відбувається фракціонування (розділення) ізотопів окремих хим.(хімічний) елементів. Найбільший ефект фракціонування характерний для легких елементів — Н, З, N, Про, S і ін., оскільки для них відносна різниця в масах ізотопів найбільша. Відмінності у властивостях ізотопів важких елементів малі і на совр.(сучасний) рівні вимірювальної техніки важко визначаються. Виміри ведуться на мас-спектрометрі по відношенню до еталонів, ізотопний склад яких приймається всіма лабораторіями світу. Результати вимірів виражаються у величинах d, що показують, на скільки % або ^про / _oo вміст важкого ізотопу в зразку більший (+d) або менший ( — d), ніж в еталоні. Одним з найбільш поширених процесів фракціонування стабільних ізотопів є ізотопний обмін . Глибина розділення ізотопів визначається кінетичними і термодінаміч. чинниками. При високій температурі фракціонування мінімальне, при низькій — максимально. При звичайній температурі найбільш відновлені з'єднання З, S, N містять більше легкого ізотопу; високоокислені їх з'єднання містять більше важкого ізотопу, наприклад:

  Вивчення варіацій складу стабільних ізотопів дозволяє вирішувати одне з найважливіших завдань геохімії — відновлення історії атомів, доріг їх міграції протягом геол.(геологічний) процесів. Так, виділення ⁴ He і ³ He, а також інших ізотопів нейтральних газів при вулканіч. виверженнях, особливо в областях средінно-океаніч. хребтів, дозволяє вивчати глибинні процеси, що йдуть в мантії Землі. Випар водних мас з поверхні океанів і Морея супроводиться розділенням ізотопів. У водяній парі ізотопний склад водню ( ¹ H/ ² H) і кисню ( ¹⁶ O/ ¹⁸ O) легший, ніж в морській воді. Пари води містять прєїм.(переважно) ¹ H ₂ O, а важча молекула води ( ² H ₂ O) збагачує океаніч. воду. При конденсації пари води знову відбувається розділення ізотопів, і перші краплі дощу містять «важчу» воду, ніж подальші. Найбільш «легка» вода кристалізується у вигляді снігу і льоду в полярних областях, наприклад в Антарктиці, де вміст ² H в різних шарах снігу і льоду залежить від того, в якому сезоні року вони накопичувалися. Прісні води легші морських, і їх ізотопний склад інколи має сезонні коливання. При ізотопному обміні між різними компонентамі встановлюється рівновага реакції, наприклад: . Так, утворення карбонатів в умовах термодінаміч. рівноваги з розчином супроводиться зсувом ізотопного складу кисню. Величина цього зсуву залежить від температури. Наприклад, найбільше збагачення карбонату кальцію (Caco ₃ ) ізотопом ¹⁶ O відбувається при осадженні Caco ₃ в холодній воді. Залежність фракціонування ізотопів від температури, при якій протікає реакція, була покладена в основу палеотермометричного методу; так, вивчення ізотопного складу кисню вапняних скелетів викопних морських організмів дозволяє визначати температури древнього Морея. Метод настільки чутливий, що по кільцях зростання раковин встановлюються сезонні коливання температури древнього Морея.

  Чималу роль у вивченні геол.(геологічний) процесів грають ізотопи сірки. Ізотопний склад сірки в гірських породах і мінералах Землі схильний означає, коливанням. За стандарт ізотопного складу сірки береться сірка метеоритів. Зазвичай вимірюються варіації в стосунках найбільш поширених ізотопів ³² S/ ³⁴ S. Осн. процес ізотопного фракціонування сірки пов'язаний з перерозподілом ізотопів між окисленими (сульфатами) і відновленими (сульфідами) з'єднаннями сірки. Ізотопне фракціонування в геол.(геологічний) процесах могло початися лише після появи окислених з'єднань сірки, тобто після появи на Землі вільного кисню. Тому, вивчаючи ізотопний склад сірки древніх відкладень, можна визначити час формування кисневої атмосфери Землі. Важливим механізмом розділення ізотопів сірки є відновлення сульфатів. В умовах низьких температур відновлення зазвичай йде за допомогою сульфатредуцирующих бактерій. Сірководень, що утворюється, збагачується легким ізотопом сірки, а сульфат, що залишився, обважнює. Вся сірка сульфідних з'єднань прошла стадію біогенного окислення, внаслідок чого ізотопний склад сірки, наприклад, океаніч. сульфатів обважнює на неськ.(декілька) % в порівнянні з сіркою метеоритів. Ця величина служить важливою планетарною константою. Ізотопний склад сірки родовищ сульфідів кольорових важких металів дозволяє відновлювати історію атомів сірки моменту їх фіксації в рудах і вирішувати питання про джерело рудної речовини. Зокрема, з'ясовується велика роль в рудоутворенні сірки, яка прошла стадію редукції сульфатів. Встановлено, що в магматіч. процеси часто залучається речовина осадових порід.

  По ізотопних стосунках вуглецю ¹² C/ ¹³ C виділяються два види з'єднань. Одним властивий підвищений вміст важкого вуглецю (d ¹³ C~О + ) наприклад вуглець осадових карбонатних відкладень; іншим — легені (d ¹³ C ~ —20, —40 ^про / _оо ), наприклад вуглець нафти, горючих газів, совр.(сучасний) організмів і тому подібне При утворенні алмазів, карбонатитів в мантії Землі відбувається фракціонування ізотопного складу вуглецю. Ізотопний склад вуглецю алмазів і карбонатитів відрізняється від вуглецю, наприклад, карбонатів і однаковий в різних точках земної кулі. Вивчення ізотопного складу вуглецю дозволяє ближче підійти до рішення питання про походження нафти, газу, алмазів, вуглеводневих з'єднань в магматіч. породах, графіту в древніх метаморфіч. товщах.

  Методи ізотопних досліджень — нова область геології, що розвивається. Останніми роками виявлені коливання в ізотопному складі В, Mg, Cu, Si і деяких ін. елементів. Вивчення геол.(геологічний) значення цих коливань — завдання майбутнього.

  А. П. Винограду.