Факультет

Студентам

Посетителям

Геологические и физические обоснования оценки времени

Относительный возраст геологических образований, как бы тщательно он ни был определен, не дает реального цифрового представления ни об общей продолжительности геологической жизни Земли, ни о продолжительности отдельных периодов и эпох ее исторического развития, ни о длительности геологических процессов.

Вместе с тем, оценка длительности геологических процессов имеет первостепенное значение при выработке научного прогноза на полезные ископаемые и определении направления поисково-разведочных работ. Кроме того, изучение многих проблем теоретической геологии затрудняется отсутствием достоверных сведений о возрасте Земли и времени, прошедшем с того или иного момента истории Земли до наших дней. Поиски методов, позволяющих более или менее точно оценивать геологическое время, велись давно.

Во второй половине XIX в. к решению возрастных задач пытались подойти, анализируя различные физические, геологические, химические и далее биологические процессы, протекающие на Земле. Так, известный английский физик Кельвин (Томсон Уильям), исходя из представления об охлаждении Земли на основе уравнения теплопроводности, определил возраст Земли в 40 млн. лет.

Не более удачной оказалась и попытка определить возраст Земли путем установления возраста океанов «солевым» методом. В основе этих расчетов лежала мысль, высказанная астрономом Галлеем, о возможности произвести определение возраста Земли, исходя из степени солености воды в океане. Было подсчитано, что общее количество натрия, содержащегося в морях и океанах, составляет 14 130 млрд. т. Одновременно с этим определили, что все реки мира сносят в моря ежегодно около 158 тыс. т этого металла. Отсюда простым арифметическим расчетом получили возраст океана, равный 89 млн. лет. В дальнейшем этот расчет неоднократно уточнялся и были получены цифры до 350 млн. лет.

Совершенно очевидно, что действительной цифры возраста этим методом получить невозможно, так как не учитывается, что скорость выноса солей реками в океан, естественно, была непостоянной из-за непостоянной площади суши. Кроме того, океанские воды могли содержать соли еще при своем образовании. Количество их могло пополняться гидротермами и эксголяциями прямо из недр Земли во время вулканических извержений, особенно подводных. При этом не учитывалось также, что часть солей из океанских вод выпадает в осадок.

Интересными были попытки использовать для определения длительности формирования осадочных комплексов к земной коры в целом данные о количестве сносимого с континентов реками рыхлого материала. Установлено, что ежегодный вынос осадков крупнейшими реками очень большой. Так, р. Аму-Дарья выносит в Аральское море 44 852 тыс. м3 осадков; р. Ганг — в Индийский океан 177 млн. м3, р. Миссисипи — в Мексиканский залив 211500 млн. м3 осадков. Желтая река в Китае (по подсчетам акад. В. А. Обручева) выносит в море около 900 млн. м3 осадков (это количество может покрыть площадь всей Москвы слоем толщиной почти в 3 м), р. Темза в Англии выносит более 1 млн. м3 песка и ила.

Дельта р. Риона настолько быстро наращивает берег, что бывшая старая крепость, выстроенная около 350 лет назад на берегу моря, теперь отстоит от него более чем на 2 км. Острова, на которых расположена часть Ленинграда, представляют собой отложения дельты р. Невы. Площадь их с начала XVIII в. до середины XIX в. увеличивалась ежегодно в среднем на 35—40 тыс. м2. Если отложение осадков будет и далее происходить с той же интенсивностью, то через 3300 лет остров Котлин с Кронштадтом присоединится к материку.

Этих примеров достаточно, чтобы убедиться, какое огромное количество осадков смывают с суши в моря и океаны реки всего земного шара. Известный американский геохимик Кларк вычислил, что денудация снимает ежегодно со всей поверхности Земли слой в 0,033 мм, а значит, чтобы размыть 1 м суши, потребуется до 30 тыс. лет. Исходя из тех же положений, Пени определил продолжительность четвертичного периода от 500 тыс. до 1 млн. лет.

Другими учеными в основу хронологических вычислений были положены скорости процессов седиментации осадков в морях. Вычисляя количество минеральных веществ, сносимых реками, они условно распределяли его по площади приконтннентальной зоны морей, в которой происходит аккумуляция почти всей массы терригенного минерального материала. Площадь такой зоны определить нетрудно, если учесть существующую ныне ее небольшую ширину, близкую, в среднем к 150 км. Таким способом можно вычислить мощность ежегодно нарастающих в морях осадков, а, оценив суммарную мощность морских отложений в земной коре, определить и длительность формирования земной коры.

Д. Муррей полагал, что ежегодно реками выносится в моря около 16 км3 твердых веществ, что образует на дне в среднем 0,11 мм осадков в год. Приняв суммарную мощность осадочных пород всех систем около 150 км, он определил длительность процесса осадконакопления в морях приблизительно в 1,5 млрд. лет, что может соответствовать началу образования осадочной коры. У. Д. Уолкот провел расчет такого же характера и получил цифру в 70 млн. лет, а Лотце — 700 млн. лет. В настоящее время доказано, что эти цифры возраста коры значительно преуменьшены. Основной ошибкой этих расчетов явилась принятая в подсчете слабо обоснованная и завышенная средняя скорость накопления осадков.

В действительности скорость осадконакопления весьма меняется в зависимости от условий и места формирования осадка. Так, в открытом мере и океане осадконакопленне идет медленнее, чем в прибрежной зоне. По данным Ю. В. Кузнецова (1958), скорость накопления современных осадков на шельфе Антарктиды — только 2—3 см в 1000 лет, при максимуме около 16 см в 1000 лет. В пределах ложа океана, в области распространения айсберговых, диатомовых и фораминиферовых осадков, скорость современной седиментации снижается до 0,5 см в 1000 лет, а в области существенно биогенных осадков, наиболее удаленной от берегов, она едва достигает 0,2—0,4 см в 1000 лет. По данным В. И. Баранова и Л. А. Кузьминой (1958), исследовавших пробы донных отложений, взятых Первой Советской комплексной антарктической экспедицией 1956 г. из окраинной части Тихого океана, установлено, что скорость отложения морских илов там равна 1—3 см в 1000 лет, а для илов Индийского океана — 0,5—0,65 см в 1000 лет.

Все приведенные цифры свидетельствуют о значительном различии в скоростях осадконакоплення в прибрежных областях и открытом океане и дают материалы преимущественно только для оценки скорости этих процессов и длительности отдельных стадии геологической истории. Точность этих данных недостаточна, ибо мощности образующихся толщ зависят от многих факторов, в том числе от состава осадков, способов их возникновения, общей устойчивости гидродинамического режима. Анализ взаимоотношения мощностей и времени показывает, что мощности непрерывного осадкоотложения пропорциональны времени, но могут быть сравнимы только при одинаковом составе осадков и одинаковых геотектонических условиях формирования. Обычно же осадконакопленне идет прерывисто, и поэтому суммарные видимые мощности пластов не пропорциональны времени их образования. Это является основной причиной, почему они не могут быть надежным хронологическим критерием.

В последнее время Шухерт, опираясь на геологические и палеогеографические исследования в Северной Америке, вычислил, что скорость отложения палеозойских пород была всего 0,09 мм в год, а в кайнозое достигла 0,42 мм. Распространяя своп подсчеты на всю земную поверхность, он принимает суммарную мощность палеозоя в 93 635 м, мезозоя — в 37 454 м и кайнозоя — в 18 727 м. Общую продолжительность истории Земли, начиная с. кембрия, Шухерт определяет в 500 млн. лет. При этом он обращает внимание на ускорение геологических процессов от палеозоя к кайнозою. К сходным выводам об увеличении скорости седиментационных процессов пришел и Бубнов на основе палеогеографического изучения Западной Европы. Эти данные довольно близки к современной оценке длительности постпротерозойского этапа истории Земли, хотя в общем имеют относительную ценность, ибо методики их получения, несмотря на ряд принятых поправок, имеют многие недостатки. Несомненно, заслуживает внимания вывод исследователей об ускорении геологических процессов во времени как следствии активизации тектонической жизни Земли от кембрия к четвертичному периоду.

Весьма интересные и довольно точные данные были получены, в частности, при изучении ледниковых отложений, покрывающих северную часть Европы, среди них встречаются тонкослоистые глины, отличающиеся характерной строго параллельной слоистостью. Прослойки глин самых тонких фракций чередуются в них с прослойками глин более грубых, иногда илистых и даже тонких песков. Предполагается, что эти «ленточные» глины накапливались в озерах, связанных с таянием ледников. Тонкие слои отлагались зимой, а более грубые — летом, так что каждая пара прослоев характеризует год. Подсчитанное количество пар прослойков в серии может отвечать количеству лет, в течение которых формировалась рассматриваемая серия. Подсчеты показали, что с начала отложения ленточных глин на севере Европы прошло около 16 500 лет, а Валдайского (Вюрмского) оледенения, оставившего мощные морены, — около 90 000 лет. Сходный подсчет показал, что от начала Днепровского (Рисского), самого мощного оледенения, во время которого лед продвинулся до нижнего течения современных рек Днепра и Дона, прошло 200 000 лет, от начала древнего Лихвинского (Миндельского) оледенения — около 450 000 лет.

Известны и другие попытки количественного определения длительности геологической истории Земли: по сокращению земной поверхности в результате остывания, по скорости химической денудации, по скорости накопления известняков, по скорости накопления береговых отложений и др. Все эти многочисленные попытки определения возраста Земли или земной коры хотя и дали некоторые материалы для общей оценки, но не выходили за рамки отдельных частных эпизодов геологической жизни нашей планеты. Обобщенные определения в подавляющем большинстве случаев являлись вообще мало надежными, так как базировались на недостаточных данных и гипотетических предположениях, а следовательно, не могли обусловить научно обоснованного метода определения возраста.

Только в конце XIX в., с открытием явлений естественного радиоактивного распада, была получена возможность разработки методов определения абсолютного возраста горных пород на основе непрерывно действующего природного процесса. С этого времени геологическая наука получила возможность делать обоснованные выводы о возрасте земной коры и Земли в целом.

В 1896 г. французский ученый Антуан Анри Беккерель (1852—1908), исследуя соли урана, обнаружил, что они испускают невидимые лучи, проходящие через непрозрачные тела и вызывающие почернение фотографической пластинки. В 1898 г. Пьер Кюри (1859—1906) и его супруга Мария Склодовская-Кюри (1867—1934), установив, что таким же излучением обладают, кроме урана, торий и открытые ими радий и полоний, назвали это явление радиоактивностью.

Радиоактивность — явление самопроизвольного превращения неустойчивых изотопов одного химического элемента в изотопы другого, сопровождающееся излучением элементарных частиц.

Многие исследования, осуществленные позже, показали, что в современных условиях верхних слоев земной коры процессы радиоактивного распада протекают с постоянной скоростью независимо от любых известных нам физических и химических процессов. Ни жара в тысячи градусов (до 7000°), ни холод, близкий к абсолютному нулю (—270°), ни огромное давление, ни сильные магнитные поля и бомбардировка космическими лучами не были в силах изменить в лабораторных условиях постоянство распада естественных радиоактивных ядер. Правда, современной физике известно, что скорость радиоактивого распада ряда искусственно полученных радиоактивных ядер (берилий 7, технеций 99) слегка изменяется в зависимости от того, в каком химическом или физическом состоянии они находятся. Однако для природных радиоактивных элементов скорость распада оказывалась постоянной. Это постоянство послужило основой для предположения о неизменной скорости радиоактивного распада на протяжении всей геологической истории земной коры и позволило Пьеру Кюри на заседании Парижского физического общества в 1902 г. впервые высказать мысль о возможности использования скорости радиоактивного распада в качестве индикатора времени для определения возраста минеральных тел. Несколько позже и независимо от Кюри эта мысль была высказана знаменитым английским физиком Э. Резерфордом, а в 1906 г. он сделал первую попытку расчета абсолютного возраста минералов из отношения гелия к урану. Хотя вследствие недостаточности некоторых основных сведений полученные Резерфордом цифры страдали большой неточностью, однако можно считать, что с этого времени было положено начало развитию нового метода — метода абсолютного геологического летоисчисления.

В нашей стране к решению проблемы определения возраста минералов, горных пород и Земли на основе свойств радиоактивного распада приступили с 1924 г. В. И. Вернадский, В. Г. Хлопин, К. А. Ненадкевич, позже И. Е. Старик и Э. К. Герлинг. Акад. В. И. Вернадский один из первых оценил огромное научное и практическое значение определения возраста минеральных веществ радиоактивными методами и наметил в этой области две основные проблемы: определение длительности геологических процессов и возраста геологических тел.

Им были поставлены соответствующие работы в Радиевом институте Академии, наук СССР. Первые определения возраста минералов были даны в 1925 г. К. А. Ненадкевичем по свинцовому методу и В. Г. Хлопиным по гелиевому методу. В 1931 г. начались работы по определению возраста во ВСЕГЕИ в лаборатории И. Е. Старика. Более чем за пятьдесят лет, с момента первых попыток Резерфорда, по использованию радиоактивного процесса для определения абсолютного возраста минералов проделана большая работа, осуществлены широкие методические поиски и разработки. К настоящему времени выявлено много радиоактивных рядов, пригодных для геохронологии, разработан ряд методов и накоплен большой материал по конкретным определениям возраста геологических образований.

Не вдаваясь в детали характеристики процесса радиоактивного распада, напомним только, что сейчас нам известно значительное число самопроизвольно распадающихся элементов. Все они могут быть разделены на три группы.

Первая, наиболее интересная для нас группа состоит из элементов, энергия распада которых имеет существенное значение для геологических процессов. Это уран 238 и уран 235, торий и продукты их распада, а также калий 40 и рубидий 87.

Ко второй группе относятся радиоактивные изотопы ряда химических элементов: кальций 48, цирконий 96, индий 113, индий 115, олово 124, телур 130, лантан 138, неодим 150, самарий 152, лютеций 176, вольфрам 180, рений 187, висмут 209. Они очень мало распространены в природе и обладают настолько большим периодом полураспада, что сумма выделяемой ими энергии не имеет практического для геологии значения. Все эти элементы возникли еще в догеологический период жизни Земли, когда происходило образование химических элементов, а за последние 3—5 млрд. лет в земных условиях они претерпевали только необратимый процесс радиоактивного преобразования.

В третью группу входят радиоактивные элементы (углерод 14 и водород 3), образующиеся на Земле в результате ядерных реакций, постоянно протекающих в земной атмосфере под действием космического излучения.

В результате распада каждый из радиоактивных элементов, непосредственно или через ряд превращений, дает два конечных элемента определенного атомного веса. Так, уран, распадаясь, превращается в свинец и гелий; калий при распаде образует кальций и аргон и т. д. Принимая основной элемент за материнский, образующиеся из него продукты принято называть дочерними. Как уже указывалось, процесс радиоактивного распада протекает в условиях Земли с практически неизменной скоростью. Следовательно, ежегодно распадается определенное количество атомов материнского вещества и образуется соответственное количество дочерних продуктов.

На основании анализа опытных данных Резерфорд и Содди еще в 1902 г. сформулировали закон радиоактивного распада, согласно которому количество материнского радиоактивного вещества со временем уменьшается по показательному закону N = N0et, здесь N — количество радиогенного вещества, оставшееся по истечении промежутка времени t, N0 — первоначальное количество радиогенного вещества (для t равного нулю), λ — константа радиоактивного распада, характеризующая вероятность распада атома за единицу времени, e — основание натуральных логарифмов. Число атомов дочернего вещества (D), образовавшееся за промежуток времени t, равно числу атомов материнского вещества, распавшихся за это же время.

Отсюда следует, что если мы возьмем какой-либо природный объект — минерал или породу — и определим содержание в нем материнского и дочерних веществ, то нетрудно установить, какое количество дочернего вещества приходится на одну весовую часть первоначально существовавшего материнского элемента. Для этого надо только определить количество дочернего продукта, производимое 1 г материнского вещества в течение года, и количество материнского и дочернего продуктов, находящихся в момент измерения в минерале пли породе. Если установлено одновременно с этим, что материнское радиоактивное вещество находилось в минерале пли породе с момента их образования, то очевидно, что полученная величина характеризует время, протекшее с момента образования данного минерала или породы. Конечно, это будет справедливо только в том случае, если горная порода пли минерал на стадии своего образования не содержали элемента, аналогичного конечному (дочернему) продукту, и если с момента «закупорки» материнского элемента в минерале и до момента исследования сам минерал не подвергался каким-либо процессам, которые могли обусловить привнос или потерю им материнского пли дочерних продуктов, т. е. если не нарушилось радиоактивное равновесие.

Таким образом, в принципе распад любого естественного радиоактивного элемента может быть использован для определения возраста. Однако практически для этих целей приемлемы только те элементы, скорости распада которых обусловливают накопление доступного для измерения количества дочернего продукта. Одновременно с этим следует указать, что максимальное время, которое может быть измерено по той или иной реакции распада, ограничивается примерно десятью периодами полураспада, поэтому короткоживущие радиоактивные изотопы для геохронологических целей непригодны.

Период полураспада — время, необходимое для того, чтобы данное количество радиоактивного вещества распалось на половину от своей первоначальной величины.

Наиболее надежное измерение геологического времени возможно на элементах, обладающих значительно большими периодами полураспада, сравнимыми с возрастом Земли. Вследствие медленного распада радиоактивных ядер скорость образования продуктов распада для большинства минералов и пород считается постоянной и пропорциональной первоначальному содержанию материнского вещества.

При решении вопроса о возможности использования того или иного элемента в качестве геологического хронометра весьма существенное значение имеет распространенность этого элемента в земной коре. Для исследования возраста необходимо, чтобы он имел сравнительно широкое распространение, а его количества в минералах должны быть доступны для аналитических измерений.

В настоящее время известно большое число методов определения абсолютного геологического возраста, основанных на свойствах радиоактивного распада различных природных элементов. В се известные методы объединяются в три группы:

1) методы, использующие сам процесс радиоактивного распада и основанные на определении в природных веществах отношения количества дочерних продуктов распада к количеству содержащихся в них материнских элементов (гелиевый, свинцовый, аргоновый, кальциевый, стронциевый, углеродный);

2) методы, основанные на изучении изменения со временем количества радиоэлемента, если известно его начальное содержание (радиевый, иониевый и др.);

3) методы, построенные на определении интенсивности явлений, возникающих в окружающей среде в результате длительного воздействия радиоактивных излучений (метод плеохроических ореолов, кислородный метод и др.).

Распространенность радиоактивных элементов в земной коре, при разработанности аналитических методик количественных определений соответствующих радиогенных изотопов, обусловливает достаточно широкую возможность использования первичного радиоактивного распада для методов возрастных определений и обеспечивает сравнительно высокую надежность результатов. Поскольку наиболее разработанными и нашедшими свое практическое применение в настоящее время являются методы первой группы, то изложению их мы и уделяем главное внимание.

Так как вторичные явления радиоактивного распада проявляются только в специфических условиях, то эта группа методов имеет ограниченное использование и не всегда дает достаточно надежное определение возраста.

Автор: В.М. Кляровский. Определение возраста геологических образований. Изд-во Сибирского отделения АН СССР. Новосибирск. 1960