Средние палеомагнитные полюсы

t, млн. лет назад	j о	l о	a95 о	j о	l о	a95 о
Северная Америка	Евразия

Реконструкция палеомагнитных полюсов (рис.8.4, табл. 8.2) позволяет сделать два важных заключения.

Во-первых, положение геомагнитного полюса в различные геологические эпохи не было постоянным и изменилось поступательно в направлении современного магнитного полюса по мере уменьшения геологического возраста. Эта закономерность магнитного поля Земли позволяет по палеомагнитным данным решать геохронологические задачи, т.е. определять по направлению первичной остаточной намагниченности горных пород возраст их образования.

Во-вторых, пути миграции геомагнитного полюса, получение по палеомагнитным данным разных континентов, не совпадают и различаются тем существеннее, чем дальше вглубь времени. Это делает несостоятельной ранее выдвигавшуюся точку зрения, связывающую миграцию полюса с изменением в течении геологического времени оси вращения Земли. Единственным разумным объяснением наблюдаемой закономерности – мигрирует не магнитный полюс, а континенты (литосферные плиты) перемещаются друг относительно друга и относительно географического полюса. Изменение палеомагнитых направлений есть следствие глобальных тектонических процессов, а траектории палеомагнитных полюсов (рис. 8.4) не являются действительными следами движения географических полюсов по земной поверхности и поэтому их называют траекториями кажущейся миграции полюса. Основываясь на предположении, что ось вращения Земли существенно не изменяла своего положения, можно по траекториям миграции полюсов реконструировать движения литосферных плит в разные геологические эпохи.

8.6.2. Геохронологическая шкала магнитных инверсий

Геохронологическая шкала разработана на основе определений возрастов пород (радиоактивными методами) и палеомагнитных полярностей (рис. 8.5).

Принципиальная возможность построения такой шкалы заключается в следующем. Во-первых, магнитные инверсии происходят синхронно по всей Земле (в слое выше точки Кюри), так как вызваны процессами в земном ядре и, следовательно, не зависят от поверхностных процессов, например, движений литосферных плит. Во-вторых, распределение магнитных инверсий во времени носит случайный (неповторимый) характер, поэтому последовательность интервалов разной полярности оказывается индивидуальной для различных геологических времён, т.е. узнаваемой (рис.8.5). Именно благодаря глобальной синхронности и случайному характеру распределения во времени палеомагнитные инверсии оказываются столь полезными для определения абсолютного возраста пород.

Из-за непостоянства длительности интервалов полярности возникла необходимость в иерархической классификации как самих интервалов, так и их групп различной протяжённости по времени. Хроны (эпизоды) – главные временные подразделения геомагнитной шкалы – могут иметь как постоянную, так и смешанную полярность. Субхроны (эпохи) являются интервалами неизменной полярности.

Строгая последовательность инверсий отражается в так называемых полосовых магнитных аномалиях океанического дна, представляющих собой параллельные полосы, в которых магнитное поле либо выше, либо ниже среднего регионального уровня. Ширина полос варьирует от 1 до 100 км. Они тянутся на много сотен километров, симметрично расположены относительно вершин срединно-океанических хребтов, смещаются вдоль трансформных разломов и обнаружены во всех океанических бассейнах (рис.8.6). Обратим внимание также на симметричное увеличение возраста базальтов океанической земной коры (слой 2, рис. 8.6) по мере удаления от вершины хребта и современные возраст и полярность магнитного поля базальтов на самом хребте.

В основе объяснения отмеченных закономерностей лежат два положения. Во-первых, океанические плиты наращиваются в зоне срединно-океанических хребтов за

счёт излияний базальтовой магмы из астеносферы и раздвигаются в обе стороны от оси спрединга. Во-вторых, базальты приобретают ту полярность остаточной намагниченности, какая полярность геомагнитного поля была в момент их застывания (перехода через точку Кюри). Следующий этап спрединга и магмоизлияния разбивает ранее сформулированную палеомагнитную зону на две части и раздвигает в обе стороны от оси хребта. Ширина зоны одной полярности W, длительность интервала Т и половина скорости раздвигания морского дна во время образования океанической коры (V) связаны соотношением:

(8.6)

Полосовые магнитные аномалии океанического дна были зафиксированы ещё до появления тектоники литосферных плит, и их объяснение явилось одним из её триумфов.

10. радиоактивность и возраст земли

10.1. Радиоактивность Земли

Радиоактивность - это свойство ядер атомов некоторых элементов самопроизвольно превращаться с изменением состава и энергетического состояния. Радиоактивность является внутренним свойством ядер, связана с соотношением в них ядерных сил и не зависит от внешних условий, например, изменяющихся температур и давлений в недрах Земли.

Время превращения (распада) отдельно взятого ядра предсказать невозможно, так как это явление случайное. Закономерность проявляется для большого числа атомов и выражается законом радиоактивного распада: количество превращающихся за единицу времени ядер (dN/dt) пропорционально имеющемуся количеству ядер радиоактивного элемента:

(10.1)

где l - постоянная распада, имеющая смысл вероятности распада за единицу времени.

Интегрирование уравнения (10.1) для начального числа ядер N₀ при t=0 дает основное уравнение, используемое во всех определениях возраста радиоактивными методами:

N = N₀·e^-lt (10.2)

Период полураспада изотопа получается подстановкой в (10.2) выражений N=N₀/2 и t=T_1/2:

. (10.3)

Наибольший вклад в радиоактивность горных пород и Земли в целом вносят: уран, торий, калий и рубидий (табл. 6.1, 10.1). Отметим большие периоды полураспада названных элементов – миллиарды лет. При образовании Земли в ней могли быть и другие, более радиоактивные (быстрораспадающиеся) элементы, такие как Al-26, Cl-36, Ni-56, Fe-60, но к настоящему времени от них остались лишь стабильные продукты распада.

Быстрораспадающиеся радиоактивные элементы, например радон с периодом полураспада 3.8 суток, в небольших количествах присутствуют в Земле, но они находятся внутри радиоактивных рядов урана и тория и постоянно пополняются за счёт их распада. Несоизмеримость периодов полураспада урана и тория с таковыми членов их рядов, а также экспоненциальный характер закона радиоактивных превращений (10.2) приводят к важному свойству радиоактивных рядов – радиоактивному равновесию. Оно устанавливается через десять периодов полураспада наиболее долгоживущего элемента середины ряда (для ряда U-238 через 16 000 лет) и заключается в неизменности количеств элементов середины ряда, поскольку число их распадающихся и образующихся атомов уравновешена и соответствует количеству атомов родоначальника. Это обстоятельство упрощает изучение радиоактивности пород и Земли, так как отпадает необходимость в оценке содержаний тех элементов, которые входят в состав рядов.

Таблица 10.1.

Средние содержания радиоактивных элементов в горных породах

и других природных системах

(по А.П. Виноградову, А.А. Беусу, А. Камерону)

№ п/п	Природная система	U, 10-4%	Th, 10-4%	K, %*	Rb, 10-2%**
1. 2. 3. 4.	Горные породы Ультраосновные (дуниты и др.) Основные (базальты, габбро и др.) Средние (диориты, андезиты) Кислые (граниты, гранодиориты) Осадочные (глины и сланцы) Земные слои Земная кора Гранитный слой земной коры Метеориты Хондриты Ахондриты Углистые хондриты Солнечная система***	0.003 0.5 1.8 3.5 3.2 2.5 2.6 0.011 0.05 0.024 0.021	0.005 3.0 7.0 18.0 11.0 13.0 14.0 0.038 0.20 0.065 0.045	0.03 0.83 2.3 3.34 2.28 2.5 2.7 0.82 0.35 0.42	0.02 0.45 1.0 2.0 2.0 1.5 1.8 6.1
* Радиоактивный изотоп К-40 составляет 0.0119% от общего количества калия. ** Радиоактивный изотоп Rb-87 составляет 27.87% от общего количества рубия. *** Число атомов по отношению к Si = 106.

Из анализа табл. 10.1 и 6.1 сделаем несколько заключений:

а) даже наиболее распространённые радиоактивные элементы находятся в горных породах и других природных системах в очень небольших количествах. Для сранения – содержание Fe в горных породах изменяется от 2 до 25%, в земной коре составляет 4.65%, а в Солнечной системе - 9·10⁵ (относительно Si = 10⁶). Распространённость радиоактивных элементов понижается в ряду: Rb – Th – K – U, что согласуется с понижением периодов полураспада. Названные закономерности отражают универсальный геохимический закон: распространённость химических элементов определяется устойчивостью ядер их атомов;

б) содержание радиоактивных элементов согласованно уменьшаются при увеличении основности горных пород, в базальтовом слое их меньше, чем в гранитном, а в Земле (в целом) меньше чем в земной коре. Это результат проявления литофильных свойств радиоактивных элементов как в геологических процессах, так и при гравитационном расслоении Земли. О радиоактивности Земли в целом и отдельных её слоёв, недоступных для непосредственных наблюдений, судят по данным о внутреннем строении Земли и о взаимосвязях радиоактивности с составом горных пород. Радиоактивность мантии, по-видимому, близка к составу основных - ультраосновных пород, а ядро, как и железные метеориты, практически не содержит радиоактивных элементов;

в) соотношение содержаний радиоактивных элементов в Земле и в метеоритах практически одинаковое. В сравнении с данными по Солнечной системе для них характерен относительный дефицит наиболее лёгкого элемента – калия, что, по-видимому, связано с обособленностью Земли (и метеоритов) во внутренней зоне системы.

10.2. Определение возраста пород радиоактивными методами.

Принципиальная возможность определения абсолютного возраста горных пород радиоактивными методами связана с постоянством скорости распада радиоактивных элементов. Поскольку в уравнении (10.2) N₀, как правило, не известно, то измеряют количество дочернего элемента, т.е. продукта распада D^*:

D^*= N₀ – N = N₀ (1 – e^-lt). (10.4)

Решая совместно уравнения 10.2 и 10.4 получаем не зависящее от N₀ выражение, которое и используется при определении возраста:

(10.5)

Следовательно, возраст горной породы определяется по соотношению в ней количеств радиоактивного элемента и продукта его распада. Отсюда требование: исследуемый объект должен быть замкнутой системой, т.е. чтобы он в процессе своей жизни не приобретал и не терял ни одного их радиоактивных компонентов, в том числе промежуточных продуктов распада. Кроме того, в природных средах один и тот же изотоп может присутствовать независимо от распада, т.е. иметь нерадиогенное происхождение, и вклад этих первичных ядер надо учитывать. Из уравнения 10.5 также следует, что для надёжного определения возраста нужно использовать такой радиоактивный элемент, период полураспада которого соизмерим с определяемым возрастом.

Простым методом определения возраста является калий-аргоновый. В нём используется распад: K⁴⁰+ē®Ar⁴⁰+g. В изверженных горных породах первичная концентрация аргона–40 пренебрежимо мала. Поправку за загрязнение породы атмосферным аргоном устанавливают по содержанию Ar³⁶ и Ar³⁸, которые присутствуют в атмосфере в известных количествах, но не образуются при радиоактивном распаде. При определении возраста по формуле 10.5 необходимо также учесть коэффициент ветвления l_Ar/l_Ca, т.к. калий с известными долями вероятности распадается по двум направлениям: K⁴⁰®Ar⁴⁰ K⁴⁰®Ca⁴⁰. Определения возраста калий–аргоновым методом больше всего страдают от потерь аргона в процессе диффузии.

Методы датировки, основание на распадах Rb – Sr, Th - Pb и U – Pb осложняются тем, что существуют как радиогенные, так и первичные дочерние изотопы. Оценить долю радиогенных дочерних изотопов возможно благодаря двум характерным особенностям распределения рассматриваемых элементов:

1. В силу химических различий разные минералы в горной породе имеют совершенно различные начальные отношения материнских и дочерних изотопов.

2. В минерале присутствует по крайней мере один нерадиоактивный изотоп дочернего элемента, и начальное отношение изотопов элемента одинаково по всей горной породе.

В рубидиево-стронциевом методе используется распад: Rb⁸⁷®Sr⁸⁷+b. В уравнении 10.5 нужно учесть начальное количество дочернего изотопа (Sr₀⁸⁷). Содержание каждого изотопа относят к содержанию нерадиогенного изотопа Sr⁸⁶:

. (10.6)

В этом уравнении неизвестны Sr₀⁸⁷/Sr⁸⁶ и e^lt-1. Но для всех минералов в простых магматических породах обе неизвестные величины одинаковы. Следовательно, если определить изотопные отношения для различных минералов, то построенная в системе координат Sr⁸⁷/Sr⁸⁶ и Rb⁸⁷/Sr⁸⁶ зависимость 10.6 будет представлять прямую линию (изохрону), отсекающую на оси Sr⁸⁷/Sr⁸⁶ отрезок Sr₀⁸⁷/Sr⁸⁶ и наклонённую к оси Rb⁸⁷/Sr⁸⁶ под углом e^lt-1. Отсюда определяют t - соответствующее времени, прошедшему с тех пор, как стронций имел однородный изотопный состав.

В уран-свинцовом методе используется два параллельных ряда распада: U²³⁸ – Pb²⁰⁶ и U²³⁵ – Pb²⁰⁷. Содержание каждого изотопа относят к содержанию нерадиогенного изотопа Pb²⁰⁴ и получают два уравнения, аналогичных 10.6, которые дают две почти независимые оценки возраста горных пород.

Обычно бывает удобнее измерять содержания только изотопов свинца. Решением уравнений можно получить зависимость между Pb²⁰⁷/Pb²⁰⁴ и Pb²⁰⁶/Pb²⁰⁴:

(10.7)

Отношение U²³⁵/U²³⁸ постоянно и равно 0.00725. Величины в квадратных скобках одинаковы для одновозрастных образцов. Поэтому зависимость Pb²⁰⁷/Pb²⁰⁴ и Pb²⁰⁶/Pb²⁰⁴ представляет собой прямую линию и называется изохроной свинец–свинец. По её наклону можно найти время t.

Торий-свинцовый метод основан на распаде Th²³² – Pb²⁰⁸. Возраст, определяемый этим методом, часто не совпадает с возрастом, определённым уран-свинцовым методом, что указывают на сложную геохимическую эволюцию системы «торий-уран-свинец». Существование параллельных рядов распада U²³⁸ и U²³⁵ c химически идентичными материнскими изотопами и конечными продуктами даёт мощное средство для изучения эволюций свинца и, следовательно, химической эволюции Земли (Russell, Farguhar, 1960).

10.3. Возраст метеоритов и Земли

До появления радиоактивных методов сравнение возраста геологических формаций в разных частях Земли производилось по ископаемым остаткам растений и животных. Поскольку ископаемые органические остатки, за исключением некоторых микроскопических форм, встречаются в породах не старше 600 млн. лет, оценка по ним возраста возможна только для времени, составляющего порядка (10-12)% от возраста Земли. С появлением радиоактивных методов стало доступным определение возраста докембрийских пород.

Наибольшее значение возраста горных пород, определённого радиоактивными методами, несколько превышает 3·10⁹ лет. Геологические данные совсем ничего не дают для первых миллиардов лет существования Земли как планеты. Геологическая информация этого периода стёрлась в результате последующих геологических процессов. Поэтому, в настоящее время нельзя определить возраст Земли, не обращаясь к метеоритам.

Определение возраста Земли основывается на двух положениях – моделях:

1. Земля вскоре после своего образования разделилась на несколько подсистем с разными отношениями U/Pb (Холмс, Хаутерманс, 1946). С тех пор каждая подсистема оставалась полностью замкнутой. Изотопы свинца образовывались из первичного свинца, общего для всей планеты. Однако доступные для непосредственных определений земная кора и верхняя мантия не могут считаться независимыми и замкнутыми системами и поэтому для определений возраста Земли необходимы дополнительные условия.

2. Первичная дифференциация, аналогичная земной, произошла в веществе метеоритов. Многие из них остались замкнутыми подсистемами (см. раздел 1), и поэтому можно определить их возраст.

БÓльшая часть железных метеоритов содержит пренебрежимо малое количество урана и тория и, как следствие, имеет близкие отношения изотопов свинца (Patterson, 1964). Поэтому полученные отношения изотопов свинца (табл. 10.2) принимаются за неизменные «первичные», и считается, что они были одинаковыми во всём веществе, из которого образовались метеориты и планеты.

Таблица 10.2.

Отношения изотопов свинца в земной коре и железных метеоритах

(T. Chow, C. Patterson, E. Anders)

Система	Pb206/Pb204	Pb207/Pb204	Pb208/Pb204
Земная кора Железные метеориты	18.5 9.56	15.7 10.42	38.8 29.71

В каменных метеоритах отношения U/Pb различны. Для них отношения Pb²⁰⁷/Pb²⁰⁴ и Pb²⁰⁶/Pb²⁰⁴ ложатся на общую изохрону, которая проходит через точку “первичного” свинца. По наклону изохроны возраст метеоритов оценивается в 4.55·10⁹ лет. Обратим внимание на то, что возраст метеоритов близок к периоду полураспада U²³⁸ (4.51·10⁹ лет). Поэтому порядок содержаний U²³⁸ и продукта его распада Pb²⁰⁶ в метеоритах (и в Земле) примерно одинаковый (табл. 10.3).

Таблица 10.3.

Содержание изотопов U²³⁸ и Pb²⁰⁶

в некоторых метеоритах

№ п/п	Название метеорита	U238, г/т	Pb206, г/т
1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.	Оргей Мигей Акаба Модок Сид Пасамонте Накла	0,0288 0,0160 0,0082 0,0108 0,0630 0,05 0,0478	0,0293 0,0174 0,096 0,0107 0,0654 0,0557 0,0486

Возраст Земли совпадает с возрастом метеоритов, поскольку отношение изотопов «среднего» свинца в Земле попадает на изохрону свинца метеоритов. Т.Чоу и С. Паттерсон предложили оценивать средний изотопный состав континентов по изотопному составу свинца глубоководных осадков, т.к. эрозии и сносу в моря подвергаются различные горные породы. Они также определили изотопные отношения свинца в земной коре (табл. 10.2). Оцененный таким образом возраст Земли составляет 4.53·10⁹ лет. Однако, это, скорее всего, заниженный возраст: в силу геохимических отличий урана и свинца последний мог сконцентрироваться в земной коре в меньшей степени, чем уран. По соотношению изотопов свинца в наиболее древних породах возраст Земли оценивается в 4.75·10⁹ лет. Но из общих соображений нельзя заключить, что Земля заметно старше метеоритов.

Что же происходило с Землёй 4.55 млрд. лет назад? Можно только утверждать, что с этого времени Земля стала изолированной системой.