Большая советсткая энциклопедия Геохронология

Геохронология

Геохронология (от гео… и хронология), геологическое летосчисление, учение о хронологической последовательности формирования и возрасте горных пород, слагающих земную кору. Различают относительную и абсолютную (или ядерную) Г. Относительная Г. заключается в определении относительного возраста горных пород, который даёт представление о том, какие отложения в земной коре являются более молодыми и какие более древними, без оценки длительности времени, протекшего с момента их образования. Абсолютная Г. устанавливает т. н. абсолютный возраст горных пород, т. е. возраст, выраженный в единицах времени, обычно в миллионах лет. (В последнее время термин "абсолютный возраст" часто заменяют названием изотопный, или радиологический, возраст.)

Относительная Г. Для определения относительного возраста слоистых осадочных и пирокластических пород, а также вулканических пород (лав) широко применяется принцип последовательности напластования [т. н. закон Стенсена (Стено)]. Согласно этому принципу, каждый вышележащий пласт (при ненарушенной последовательности залегания слоистых горных пород) моложе нижележащего. Относительный возраст интрузивных пород и других неслоистых геологических образований определяется по соотношению с толщами слоистых горных пород. Послойное расчленение геологического разреза, т. е. установление последовательности напластования слагающих его пород, составляет стратиграфию данного района. Для сравнения стратиграфии удалённых друг от друга территорий (районов, стран, материков) и установления в них толщ близкого возраста используется палеонтологический метод, основанный на изучении захороненных в пластах горных пород окаменевших остатков вымерших животных и растений (морских раковин, отпечатков листьев и т.д.). Сопоставление окаменелостей различных пластов позволило установить процесс необратимого развития органического мира и выделить в геологической истории Земли ряд этапов со свойственным каждому из них комплексом животных и растений. Исходя из этого, сходство флоры и фауны в пластах осадочных пород может свидетельствовать об одновременности образования этих пластов, т. е. об их одновозрастности. Впервые этот метод определения относительного возраста горных пород был применен в начале 19 в. У. Смитом в Великобритании и Ж. Кювье во Франции. Тогда ему не было дано надёжного теоретического обоснования. Кювье объяснял различия в составе комплексов ископаемых, встречаемых в пластах горных пород, вымиранием организмов в результате внезапных геологических катастроф и появлением затем новых их комплексов. Последователи Кювье, в том числе французский геолог и палеонтолог А. Д’ Орбиньи, предполагали, что смена органического мира Земли после каждой катастрофы связана с "творческими актами божества". Учение Ч. Лайеля омедленных естественных преобразованиях лика Земли и классические труды Ч. Дарвина и В. О. Ковалевского об эволюционном развитии органического мира дали материалистическое обоснование палеонтологическому методу.

В результате трудов нескольких поколений геологов была установлена общая последовательность накопления слоев земной коры, получившая название стратиграфической шкалы. Верхняя часть её (фанерозой) составлена при помощи палеонтологического метода с большой тщательностью. Для нижележащего отрезка шкалы (докембрий), соответствующего огромной по мощности толще пород, палеонтологический метод имеет ограниченное применение из-за плохой сохранности или отсутствия окаменелостей. Вследствие этого нижняя — докембрийская — часть стратиграфической шкалы расчленена менее детально. По степени метаморфизма горных пород и др. признакам докембрий делится на архей (или археозой) и протерозой. Верхняя — фанерозойская — часть шкалы делится на три группы (или эратемы): палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Каждая группа делится на системы (всего в фанерозое 12 систем, см. табл. 1). Каждая система подразделяется на 2—3 отдела; последние в свою очередь делятся на ярусы и подчинённые им зоны. Как системы, так и многие ярусы могут быть прослежены на всех континентах, но большая часть зон имеет только местное значение. Наикрупнейшим подразделением шкалы, объединяющим несколько групп, служит эонотема (например, палеозойская, мезозойская и кайнозойская группы объединяются в фанерозойскую эонотему, или фанерозой). Стратиграфическая шкала является основой для создания соответствующей ей геохронологической шкалы, которая отражает последовательность отрезков времени, в течение которых формировались те или иные толщи пород. Каждому подразделению стратиграфической шкалы отвечают определённые подразделения геохронологической шкалы. Так, время, в течение которого отложились породы любой из систем, носит название периода. Отделам, ярусам и зонам отвечают промежутки времени, которые называются соответственно эпоха, век, время; группам соответствуют эры. Крупнейшему стратиграфическому подразделению — эонотеме — отвечает хронологический термин — эон. Существуют два эона — докембрийский, или криптозойский, и фанерозойский. Продолжительность более древнего — докембрийского эона составляет около ⁵/₆ всей геологической истории Земли. Каждый из периодов фанерозойского эона, за исключением последнего — антропогенового (четвертичного), охватывает примерно равновеликие интервалы времени. Антропогеновая система, соответствующая времени существования человека, намного короче. Расчленение антропогена проводится, в отличие от других периодов, по фауне наземных млекопитающих, которая эволюционирует гораздо быстрее, чем морская фауна (в составе последней за время антропогена не произошло принципиальных изменений), а также на основе изучения ледниковых отложений, характеризующих эпохи всеобщего похолодания. Некоторые исследователи считают выделение антропогеновых отложений [см. Антропогеновая система (период)] в особую систему неправомочным и рассматривают её как завершающий этап предшествующего неогенового периода.

Подразделения стратиграфической шкалы, выделенные с помощью палеонтологического метода, и соответствующие им подразделения геологического времени, объединённые в единой геохронологической шкале, были утверждены в 1881 на 2-м Международном геологическом конгрессе в Болонье и с тех пор являются общепринятыми во всём мире. В дальнейшем, благодаря совершенствованию методов палеонтологические исследования и накоплению новых данных, в первоначальную схему геохронологии Земли вносятся некоторые изменения и уточнения.

Абсолютная Г. В начале 20 в. П. Кюри во Франции и Э. Резерфорд в Великобритании предложили использовать радиоактивный распад химических элементов (см. Радиоактивность) для определения абсолютного возраста горных пород и минералов. Принцип, положенный этими учёными в основу определений абсолютного возраста, используется до сих пор. Измерение возраста производится по содержанию продуктов радиоактивного распада в минералах. Процесс распада радиоактивных элементов происходит с постоянной скоростью. В результате радиоактивного распада появляются атомы устойчивых, уже нераспадающихся элементов, количество которых увеличивается пропорционально возрасту минерала. При этом принимается как достаточно обоснованное положение, что скорость радиоактивного распада в истории Земли всё время оставалась постоянной. Разные элементы распадаются с различной скоростью. Распад таких элементов, как уран, торий, калий и некоторых других, происходит очень медленно, на протяжении нескольких млрд. лет. Например, любое количество урана (²³⁸U) распадается наполовину за время, равное 4,51^.10⁹ лет, тория (²³²Th) за 1.41^.10¹⁰ лет. Эти долгоживущие элементы обычно и используются для определения абсолютного возраста горных пород и минералов.

В 1907 по инициативе Э. Резерфорда Б. Болтвуд в Канаде определил возраст ряда радиоактивных минералов по накоплению в них свинца. В СССР инициатором радиологических исследований был В. И. Вернадский. Его начинания продолжили В. Г. Хлопин, И. Е. Старик, Э. К. Герлинг. В 1937 была создана Комиссия по определению абсолютного возраста геологических формаций.

Цифры, полученные в результате первых определений абсолютного возраста пород, позволили английскому геологу А. Холмсу в 1938 предложить первую геохронологическую шкалу фанерозоя. Эта шкала неоднократно уточнялась и перерабатывалась. В табл. 1 она воспроизводится на основании новейших данных (Г. Д. Афанасьев, 1968).

Табл. 1. — Геохронологическая шкала фанерозоя

*По разным данным, от 600 тыс. до 3,5 млн. лет.

Геохронологическая шкала докембрия (см. табл. 2) из-за отсутствия остатков скелетной фауны построена главным образом по данным многократных определении абсолютного возраста магматических пород на различных материках, что позволило установить одновременность крупных тектономагматических циклов, лежащих в основе деления докембрия (см. Докембрийские эпохи складчатости).

Табл. 2. — Геохронологическая шкала докембрия

Каждое из принятых в СССР подразделений докембрия — архей и протерозой — по длительности значительно превышает отдельные группы фанерозоя. Протерозой подразделяется на три части — нижний, средний и верхний. Последний вошёл в Г. под названием рифея, который многие геологи считают подразделением, соответствующим группе.

Наиболее древние породы, найденные на Земле, имеют возраст около 3500 млн. лет и знаменуют собой начало архея. Пород, возникших в интервале времени от 3500 до 4500 млн. лет (предполагаемый возраст Земли), с достоверностью не обнаружено.

Методы определения абсолютного возраста. Накопление продуктов радиоактивного распада в течение времени, положенное в основу определений абсолютного возраста, выражается формулой: D = Р (е^lt — 1), где D — число атомов нерадиоактивного вещества, возникших за время t; Р — число атомов радиоактивного элемента в настоящий момент; е — основание натуральных логарифмов; l — константа распада, которая показывает, какая часть атомов радиоактивного элемента распадается за единицу времени (год, сутки, минуты и т.д.) по отношению к первоначальному количеству. Иногда скорость распада выражают периодом полураспада (T) — временем, в течение которого любое количество вещества распадается наполовину. Отношение D/P является функцией возраста (t) минерала. Так:

Отсюда возраст образца минерала (t) может быть вычислен по формуле:

Истинный возраст может быть определён в том случае, если отношение D/P изменяется только от радиоактивного распада, т. е. минерал представляет собой замкнутую систему.

Основные типы радиоактивного распада, используемые для определения возраста, следующие:

²³⁸U®²⁰⁶Pb + 8⁴He,

²³⁵U®²⁰⁷Pb + 7⁴He,

²³²Th®²⁰⁸Pb + 6⁴He,

®⁴⁰Ar

⁴⁰K + e®Ca + b

⁸⁷Rb®⁸⁷Sr + b,

¹⁸⁷Re®¹⁸⁷Os + b.

В зависимости от конечных продуктов распада выделяют следующие методы ядерной Г: свинцовый (уран-торий-свинцовый), гелиевый, аргоновый (аргон-калиевый), кальциевый, стронциевый (стронциево-рубидиевый) и осмиевый. Наиболее широкое применение из них получили свинцовый, аргоновый и стронциевый.

Свинцовый метод основан на исследованиях радиогенного свинца в минералах (уранините, монаците, цирконе, ортите). Он является наиболее достоверным, поскольку решение задачи о возрасте урано-ториевого минерала достигается по трем независимым уравнениям:

Pb, U и Th обозначают содержание в минералах изотопов свинца, урана и тория; l₁, l₂ и l₃ — константы распада изотопов ²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th.

Если разделить уравнение (1) на (2), то получится уравнение

Это уравнение даёт наиболее близкие к истинным значения возраста, что связано с малой его зависимостью от возможных потерь урана и свинца минералом на протяжении его геологической жизни. Оно позволяет вычислить возраст только по одному измеренному отношению , поскольку в настоящее время отношение  равно 137,7 и практически во всех минералах и горных породах одинаково. Совпадение значений возраста, полученных по всем четырём уравнениям, свидетельствует о хорошей сохранности исследованного минерала, правильности проведённых анализов и достоверности вычисленного абсолютного возраста. Измерение изотопного состава свинца производится на масс-спектрометре (см. Масс-спектроскопия).

Однако чаще различные уравнения дают разные значения возраста одного и того же минерала. В этом случае для установления истины прибегают к построению диаграммы в координатах ²⁰⁶Pb/²³⁸U: ²⁰⁷Pb/²³⁵U (см. ниже). На неё наносят кривую OA (конкордия), вычисленную теоретически для разных возрастов, и прямую OB (изохрона), на которую ложатся результаты измерений для нескольких исследованных одновозрастных минералов. Истинным возрастом считается значение на пересечении кривой OA с прямой OB.

Поскольку все радиоактивные минералы содержат наряду с радиогенным свинцом примесь свинца обыкновенного, при вычислении возраста приходится вносить поправку. Для того, чтобы избежать этого, был предложен метод определения возраста, основанный на измерении изотопного состава свинца в нескольких минералах одной и той же породы с целью построения по полученным результатам изохроны. Диаграмма строится в координатах ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb; ²⁰⁶Pb /^204Pb. Данные изотопного состава свинца минералов, если они одновозрастны, ложатся на одну прямую — изохрону. Тангенс угла наклона этой прямой к оси абсцисс является отношением ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, по которому согласно формуле определяется возраст породы.

Может быть вычислен также возраст обычных свинцовых минералов, если известен изотопный состав Pb. Обычный свинец состоит из смеси четырёх изотопов ²⁰⁴Pb, ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb, из которых ²⁰⁴Pb не связан с радиоактивным распадом и его содержание условно принимается за единицу. Остальные изотопы порождаются и постепенно накапливаются в результате радиоактивного распада урана и тория, причём темп прироста того или иного изотопа определяется соответствующей константой распада. Поэтому свинец разных эпох имеет различный изотопный состав: свинец более древних эпох содержит пониженное количество изотопов с массами 206, 207, 208, а в свинце более молодых эпох количество их увеличено относительно ²⁰⁴Pb. Возраст, вычисленный по изотопному составу рудного свинца, принято называть модельным возрастом, поскольку он справедлив лишь для такой модели (системы), в которой отношение Pb: U: Th изменяется во времени только вследствие радиоактивного распада. В действительности имеют место как совпадения модельного возраста с истинным для ряда месторождений, так и существенные расхождения, которые становятся более частыми в молодых геологических формациях.

Аргоновый метод. Основан на радиогенном накоплении аргона в калиевых минералах. Будучи более доступным благодаря лёгкости получения необходимого материала (калиевые минералы) и относительно простой его обработке, пользуется большой популярностью. Отрицательной чертой его является отсутствие внутреннего контроля (одно уравнение). Как показали многочисленные экспериментальные исследования, калиевые минералы сравнительно легко теряют радиогенный аргон. В меньшей степени это относится к слюдам и в значительно большей степени к полевым шпатам, что делает их малопригодными для определения возраста. Важной положительной чертой аргон-калиевого метода является возможность применения его для определения возраста осадочных отложений по минералу глаукониту. Опыт определения возраста неизмененных глауконитов как молодого (мезокайнозойского), так и древнего возраста показал, что глауконит хорошо удерживает аргон и калий вне зависимости от времени. Несмотря на свою сравнительно малую устойчивость, минерал этот удобен тем, что даже при небольших изменениях, ставящих под сомнение пригодность данного образца, он сразу же обнаруживает изменение окраски и химического состава.

Стронциевый метод, основанный на радиоактивном распаде ⁸⁷Rb и превращении его в ⁸⁷Sr, в СССР не приобрёл пока большого распространения. Причина заключается в том, что в районах с высоким общим содержанием рубидия последний может быть привнесён в минералы значительно позже времени их образования, в результате чего при определении возраста этих минералов возможны сильные искажения в сторону "омоложения"; наоборот, в районах с интенсивным щелочным метасоматозом рубидий легко выносится из минералов и тогда значение возраста по ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb становится сильно преувеличенным. Обычно при измерении возраста по ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb из гранита выделяют составляющие его минералы и в каждом из них определяют ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ⁸⁷Rb/86Sr. На диаграмме в координатах ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr: ⁸⁷Rb/86Sr данные анализов отдельных минералов гранита располагаются на одной прямой — изохроне, вытянутой вправо вверх. Тангенс угла наклона изохроны с осью абсцисс представляет собой величину ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb, определяющую возраст данной породы.

Для оценки возраста геологических объектов в пределах 60000 лет огромное значение приобрёл радиоуглеродный метод, основанный на том, что в атмосфере Земли под воздействием космических лучей за счёт обильного азота идёт ядерная реакция ¹⁴N + n= ¹⁴С + Р; вместе с тем ¹⁴С радиоактивен и имеет период полураспада более 5700 лет. В атмосфере установилось равновесие между синтезом и распадом этого изотопа, вследствие чего содержание ¹⁴С в воздухе постоянно. Растения и животные при их жизни всё время обмениваются углеродом с атмосферой, поэтому концентрация в них ¹⁴С поддерживается на постоянном уровне; в мёртвых организмах обмен с атмосферой прекращается и концентрация в них ¹⁴С начинает падать по закону радиоактивного распада. Измеряя содержание ¹⁴С с помощью высокочувствительной радиометрической аппаратуры, можно установить возраст органических остатков. Так, например, по костям и шкуре мамонта на Таймыре был установлен возраст его захоронения (11000 лет). Тот же метод помог датировать эпохи оледенения в Европе и Северной Америке, определить возраст следов древних человеческих культур и т.д.

Лит.: Страхов Н. М., Основы исторической геологии, 3 изд., ч. 1—2. М. — Л., 1948; Старик И. Е., Ядерная геохронология, М. — Л., 1961; Герлинг Э. К., Современное состояние аргонового метода определения возраста и его применение в геологии, М. — Л., 1961; Данбар К., Роджерс Дж., Основы стратиграфии, пер. с англ., М., 1962; Казаков Г. А., Тугаринов А. И., Методика определения абсолютного возраста горных пород, в кн.: Верхний докембрий, М., 1963; Войткевич Г. В., Возраст Земли и геологическое летосчисление, М., 1965; Тугаринов А. И., Войткевич Г. В., Докембрийская геохронология материков, М., 1966; Афанасьев Г. Д., Геохронологическая шкала в абсолютном летосчислении, в кн.: Проблемы геохимии и космологии. Международный геологический конгресс, 23 сессия, М., 1968.

  Б. М. Келлер, А. И. Тугаринов, Г. В. Войткевич.