Геохронологія
 
а б в г д е ж з и й к л м н о п р с т у ф х ц ч ш щ ъ ы ь э ю я
 

Геохронологія

Геохронологія (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. Относительная Р. 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 освіти. Абсолютна Р. встановлює т.з. абсолютний вік гірських порід, тобто вік, виражений в одиницях часу, зазвичай в мільйонах років. (Останнім часом термін «абсолютний вік» часто замінюють назвою ізотопний, або радіологічний, вік.)

загрузка...

  Відносна Р. Для визначення відносного віку шаруватих осадових і пірокластічеських порід, а також вулканічних порід (лав) широко застосовується принцип послідовності нашарування [т.з. закон Стенсена (Стено)]. Згідно з цим принципом, кожен вищерозміщений пласт (при непорушеній послідовності залягання шаруватих гірських порід) молодше що пролягає нижче. Відносний вік інтрузивних порід і інших нешаруватих геологічних утворень визначається по співвідношенню з товщами шаруватих гірських порід. Пошарове розчленовування геологічного розрізу, тобто встановлення послідовності нашарування порід, що складають його, складає стратіграфію даного району. Для порівняння стратіграфії видалених друг від друга територій (районів, країн, материків) і встановлення в них товщ близького віку використовується палеонтологічний метод, заснований на вивченні похованих в пластах гірських порід залишків вимерлих тварин, що окам'яніли, 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, тобто про їх одновозрастності. Вперше цей метод визначення відносного віку гірських порід був застосований на початку 19 ст У. Смітом у Великобританії і Ж. Кювье у Франції. Тоді йому не було дано надійного теоретичного обгрунтування. Кювье пояснював відмінності у складі комплексів копалин, гірських порід, що зустрічаються в пластах, вимиранням організмів в результаті раптових геологічних катастроф і появою потім нових їх комплексів. Послідовники Кювье, у тому числі французький геолог і палеонтолог А. Д’ Орбіньі, передбачали, що зміна органічного світу Землі після кожної катастрофи пов'язана з «творчими актами божества». Учення Ч. Лайеля о повільних природних перетвореннях лиця Землі і класичні праці Ч. Дарвіна і Ст 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 відрізання шкали (докембрій), що пролягає нижче, відповідного величезною по потужності товще за породи, палеонтологічний метод має обмежене вживання із-за поганого збереження або відсутності скам'янілостей. Внаслідок цього ніжняя — докембрійськая — частина стратиграфічної шкали розчленована менш детально. По мірі метаморфізму гірських порід і ін. ознакам докембрій 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 у фанерозоє 12 систем, див.(дивися) таблиці. 1). Кожна система підрозділяється на 2—3 відділу; останні у свою чергу діляться на яруси і підлеглі ним зони. Як системи, так і багато ярусів можуть прослідити на всіх континентах, але велика частина зон має лише місцеве значення. Наїкрупнейшим підрозділом шкали, об'єднуючим декілька груп, служить еонотема (наприклад, палеозойська, мезозойська і кайнозойська групи об'єднуються у фанерозойськую еонотему, або фанерозой). Стратиграфічна шкала є основою для створення відповідної їй геохронологичеськой шкали, яка відображає послідовність відрізань часу, протягом яких формувалися ті або інші товщі порід. Кожному підрозділу стратиграфічної шкали відповідають певні підрозділи геохронологичеськой шкали. Так, час, протягом якого відклалися породи будь-якої з систем, носить назву періоду. Відділам, ярусам і зонам відповідають проміжки часу, які називаються відповідно епоха, століття, час; групам відповідають ери. Найбільшому стратиграфічному підрозділу — еонотеме — відповідає хронологічний термін — еон. Існують два еона — докембрійський, або кріптозойський, і фанерозойський. Тривалість більш древнього — докембрійського еона складає біля 5 / 6 всій геологічній історії Землі. Кожен з періодів фанерозойського еона, за винятком останнього — антропогенового (четвертинного), охоплює приблизно рівновеликі інтервали часу. Антропогеновая система, відповідна часу існування людини, набагато коротше. Розчленовування антропогена проводиться, на відміну від інших періодів, по фауні наземних ссавців, яка еволюціонує набагато швидше, ніж морська фауна (у складі останньої за час антропогена не сталося принципових змін), а також на основі вивчення льодовикових відкладень, що характеризують епохи загального похолодання. Деякі дослідники рахують виділення антропогенових відкладень [див. Антропогеновая система (період) ] у особливу систему неправомочним і розглядають її як завершуючий етап попереднього неогенового періоду.

  Підрозділи стратиграфічної шкали, виділені за допомогою палеонтологічного методу, і відповідні ним підрозділи геологічного часу, об'єднані в єдиній геохронологичеськой шкалі, були затверджені в 1881 на 2-м-коді Міжнародному геологічному конгресі в Болонье і з тих пір є загальноприйнятими у всьому світі. Надалі, завдяки вдосконаленню методів палеонтологічні дослідження і накопиченню нових даних, до первинної схеми геохронології Землі вносяться деякі зміни і уточнення.

  Абсолютна Р. 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 ученими в основу визначень абсолютного віку, використовується до цих пір. Вимір віку виробляється за змістом продуктів радіоактивного розпаду в мінералах. Процес розпаду радіоактивних елементів відбувається з постійною швидкістю. В результаті радіоактивного розпаду з'являються атоми стійких елементів, кількість яких збільшується пропорційно віку мінералу, що вже не розпадаються. При цьому приймається як досить обгрунтоване положення, що швидкість радіоактивного розпаду в історії Землі весь час залишалася постійною. Різні елементи розпадаються з різною швидкістю. Розпад таких елементів, як уран, торій, калій і деяких інших, відбувається дуже повільно, впродовж декількох млрд. років. Наприклад, будь-яке кількість урану ( 238 U) розпадається наполовину за час, рівне 4,51 . 10 9 років, торія ( 232 Th) за 1.41 . 10 10 років. Ці довгоживучі елементи зазвичай і використовуються для визначення абсолютного віку гірських порід і мінералів.

  В 1907 за ініціативою Е. Резерфорда Б. Болтвуд в Канаді визначив вік ряду радіоактивних мінералів по накопиченню в них свинцю. У СРСР ініціатором радіологічних досліджень було Ст І. Вернадський . Його почини продовжили Ст Р. Хлопін, І. Е. Старий, Е. До. Герлінг. У 1937 була створена Комісія з визначення абсолютного віку геологічних формацій.

  Цифри, отримані в результаті перших визначень абсолютного віку порід, дозволили англійському геологові А. Холмсу в 1938 запропонувати першу геохронологичеськую шкалу фанерозоя. Ця шкала неодноразово уточнювалася і перероблялася. У таблиці. 1 вона відтворюється на підставі новітніх даних (Р. Д. Афанасьев, 1968).

  Таблиця. 1. — Геохронологичеськая шкала фанерозоя

 

Група (ера)

 

Система (період)

Почало,

млн. років

назад

Продолжі-

тільність,

млн. років

Кайнозойська (тривалість 67 млн. років)

Антропогеновая (четвертинна)

1,5*

1,5*

Неогенова

25

23,5

Палеогеновая

67

42

Мезозойська (тривалість

 163 млн. років)

Меловая

137

70

Юрська

195

58

Тріас

230

35

Палеозойська (тривалість 340 млн. років)

Пермська

285

55

Каменноугольная

350

75-65

Девонська

410

60

Силурійська

440

30

Ордовікськая

500

60

Кембрійська

570

70

*По разним даним, від 600 тис. до 3,5 млн. років.

  Геохронологичеськая шкала докембрія (див. таблиці. 2) через відсутність залишків скелетної фауни побудована головним чином за даними багатократних визначенні абсолютного віку магматичних порід на різних материках, що дозволило встановити одночасність великих тектономагматічеських циклів, лежачих в основі ділення докембрія (див. Докембрійські епохи складчастості ).

  Таблиця. 2. — Геохронологичеськая шкала докембрія

Підрозділу

докембрія

Почало,

млн. років назад

Тривалість,

млн. років

Протерозой

верхній

(ріфей)

1600

1030

середній

1900

300

ніжній

2600

700

Архей

>3500

>900

  Кожен з прийнятих в СРСР підрозділів докембрія — архей і протерозой — по тривалості значно перевищує окремі групи фанерозоя. Протерозой підрозділяється на три частини — ніжній, середній і верхній. Останній увійшов до Р. під назвою ріфея, який багато геологів вважають підрозділом, відповідним групі.

  Найбільш древні породи, знайдені на Землі, мають вік близько 3500 млн. років і знаменують собою почало архея. 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 l t — 1) , де D — число атомів нерадіоактивної речовини, що виникли за час t ; Р — число атомів радіоактивного елементу зараз; е — підстава натуральних логарифмів; l — константа розпаду, яка показує, яка частина атомів радіоактивного елементу розпадається за одиницю часу (рік, доба, хвилини і т.д.) по відношенню до первинної кількості. Інколи швидкість розпаду виражають періодом напіврозпаду ( T ) — часом, протягом якого будь-яка кількість речовини розпадається наполовину. Відношення D/p є функцією віку ( t ) мінералу. Так:

 

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

 

  Дійсний вік може бути визначений в тому випадку, якщо відношення D/p змінюється лише від радіоактивного розпаду, тобто мінерал є замкнутою системою.

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

  238 206 Pb + 8 4 He,

  235 207 Pb + 7 4 He,

  232 Th® 208 Pb + 6 4 He,

  ® 40 Ar

  40 K + e®ca + b

  87 Rb® 87 Sr + b,

  187 Re® 187 Os + b.

  Залежно від кінцевих продуктів розпаду виділяють наступні методи ядерної Г: свинцевий (свинцевий для урану-торія) гелієвий, аргоновий (калієвий для аргону), кальцієвий, стронцієвий (стронцієво-рубідієвий) і осмієвий. Найбільш широке вживання з них отримали свинцевий, аргоновий і стронцієвий.

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

 

  Pb, U і Th позначають вміст в мінералах ізотопів свинцю, урану і торія; l 1 , l 2 і l 3 — константи розпаду ізотопів 238 U, 235 U, 232 Th.

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

 

  Це рівняння дає найбільш близькі до достеменних значення віку, що пов'язане з малою його залежністю від можливих втрат урану і свинцю мінералом впродовж його геологічного життя. Воно дозволяє обчислити вік лише поодинці виміряному відношенню, оскільки в даний час відношення  дорівнює 137,7 і практично у всіх мінералах і гірських породах однаково. Збіг значень віку, отриманих по всіх чотирьох рівняннях свідчить про хороше збереження дослідженого мінералу, правильність проведених аналізів і достовірності обчисленого абсолютного віку. Вимір ізотопного складу свинцю виробляється на мас-спектрометрі (див. Мас-спектроскопія ).

  Проте частіше різні рівняння дають різні значення віку одного і того ж мінералу. В цьому випадку для встановлення істини прибігають до побудови діаграми в координатах 206 Pb/ 238 U: 207 Pb/ 235 U (див. нижчий). На неї наносять криву OA (конкордія), обчислену теоретично для різних віків, і пряму OB (ізохрона), на яку лягають результати вимірів для декількох досліджених одновікових мінералів. Дійсним віком вважається значення на пересіченні 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, заснований на вимірі ізотопного складу свинцю в декількох мінералах однієї і тієї ж породи з метою побудови по отриманих результатах ізохрони. Діаграма будується в координатах 207 Pb/ 204 Pb; 206 Pb / 204 Pb . Дані ізотопного складу свинцю мінералів, якщо вони одновозрастни, лягають на одну пряму — ізохрону. Тангенс кута нахилу цієї прямої до осі абсцис є відношенням 207 Pb/ 206 Pb, по якому згідно з формулою визначається вік породи.

  Може бути обчислений також вік звичайних свинцевих мінералів, якщо відомий ізотопний склад Pb. Звичайний свинець складається з суміші чотирьох ізотопів 204 Pb, 206 Pb, 207 Pb, 208 Pb, з яких 204 Pb не пов'язаний з радіоактивним розпадом і його вміст умовно береться за одиницю. Останні ізотопи породжуються і поступово накопичуються в результаті радіоактивного розпаду урану і торія, 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 204 Pb. Вік, обчислений по ізотопному складу рудного свинцю, прийнято називати модельним віком, оскільки він справедливий лише для такої моделі (системи), в якій відношення Pb: U: Th змінюється в часі лише унаслідок радіоактивного розпаду. Насправді мають місце як збіги модельного віку з достеменним для ряду родовищ, так і істотні розбіжності, які стають частішими в молодих геологічних формаціях.

  Аргоновий метод. Заснований на радіогенному накопиченні аргону в калієвих мінералах. Будучи доступнішим завдяки легкості здобуття необхідного матеріалу (калієві мінерали) і відносно простий його обробці, користується великий популярністю. Негативною рисою його є відсутність внутрішнього контролю (одне рівняння). Як показали багаточисельні експериментальні дослідження, калієві мінерали порівняно легко втрачають радіогенний аргон. У меншій мірі це відноситься до слюди і в значно більшій мірі до польових шпатів, що робить їх малопридатними для визначення віку. Важливою позитивною межею калієвого для аргону методу є можливість вживання його для визначення віку осадових відкладень по мінералу глауконіту . Досвід визначення віку незмінених глауконітов як молодого (мезокайнозойського), так і древнього віку показав, що глауконіт добре утримує аргон і калій незалежно від часу. Не дивлячись 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.

  Стронцієвий метод, заснований на радіоактивному розпаді 87 Rb і перетворенні його в 87 Sr, в СРСР не придбав доки великого поширення. Причина полягає в тому, що в районах з високим загальним вмістом рубідія останній може бути привнесений в мінерали значно пізніше за час їх освіти, внаслідок чого при визначенні віку цих мінералів можливі сильні спотворення у бік «омолоджування»; навпаки, в районах з інтенсивним лужним метасоматозом рубідій легко виноситься з мінералів і тоді значення віку по 87 Sr/ 87 Rb стає сильно перебільшеним. Зазвичай при вимірі віку по 87 Sr/ 87 Rb з граніту виділяють складові його мінерали і в кожному з них визначають 87 Sr/ 86 Sr і 87 Rb/86sr. На діаграмі в координатах 87 Sr/ 86 Sr: 87 Rb/86sr дані аналізів окремих мінералів граніту розташовуються на одній прямій — ізохроні, витягнутій управо вгору. Тангенс кута нахилу ізохрони з віссю абсцис є величиною 87 Sr/ 87 Rb, що визначає 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 14 N + n= 14 З + Р ; в той же час 14 З радіоактивний і має період напіврозпаду більше 5700 років. У атмосфері встановилася рівновага між синтезом і розпадом цього ізотопу, унаслідок чого вміст 14 З в повітрі постійно. Рослини і тварини при їх житті весь час обмінюються вуглецем з атмосферою тому концентрація в них 14 З підтримується на постійному рівні; у мертвих організмах обмін з атмосферою припиняється і концентрація в них 14 З починає падати за законом радіоактивного розпаду. Вимірюючи вміст 14 Із 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.: Страхів Н. М., Основи історичної геології, 3 видавництва, ч. 1—2. М. — Л., 1948; Старий І. Е., Ядерна геохронологія, М. — Л., 1961; Герлінг Е. До., Сучасне полягання аргонового методу визначення віку і його вживання в геології, М. — Л., 1961; Данбар До., Роджерс Дж., Основи стратіграфії пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1962; Козаків Р. А., Тугарінов А. І., Методика визначення абсолютного віку гірських порід, в кн.: Верхній докембрій, М., 1963; Войткевіч Р. Ст, Вік Землі і геологічне літочислення, М., 1965; Тугарінов А. І., Войткевіч Р. Ст, Докембрійська геохронологія материків, М., 1966; Афанасьев Р. Д., Геохронологичеськая шкала в абсолютному літочисленні, в кн.: Проблеми геохімії і космології. Міжнародний геологічний конгрес, 23 сесія, М., 1968.

  Би. М. Келлер, А. І. Тугарінов, Р. Ст Войткевіч.

Мал. до ст. Геохронологія.