2.3. Датирование молодых геологических образований

Радиоуглеродное датирование. В верхних слоях атмосферы изменяется состав космических лучей, достигших Земли. Части­цы первичного космического излучения (среди них основную роль играют протоны) обладают высокой энергией и могут рас­щеплять ядра атомов, встречающихся на их пути. В результате таких расщеплений появляются нейтроны, которые в свою очередь могут вызывать ядерные реакции. Важнейшей реакцией, вызванной нейтронами, является превращение азота в углерод: ¹⁴N(n, р)¹⁴С. Изотоп ¹⁴С радиоактивен, период его полураспада равен 5768 годам; испуская -лучи, ¹⁴С превращается в стабиль­ный азот (¹⁴N).

Радиоуглерод быстро окисляется, превращаясь в радиоактивный углекислый газ ¹⁴СО₂ который в течение 1015 лет пол­ностью перемешивается с основной массой углекислого газа атмосферы. Через углекислый газ изотоп ¹⁴С попадает в растения, а оттуда  в живые организмы. Равновесная концентрация изотопа ¹⁴С в обменном углероде биосферы составляет 1,210^-10 %  это соответствует примерно 15 распадам в минуту на 1 г углерода органического происхождения. Общее равновесное количество радиоактивного углерода на Земле (в атмосфере, гидросфере и биосфере) составляет примерно 60 т, что экви­валентно активности в 300 млн. Ки (кюри).

Как только прекращается обмен веществ (гибель организмов), концентрация радиоуглерода в тканях начинает умень­шаться. По количеству ¹⁴С, присутствующему в настоящее время и остатках организмов или растений, можно определить момент прекращения углеродного обмена с атмосферой. Уменьшение количества ядер ¹⁴С в образце после прекращения этого обмена выражается формулой

,

(2.19)

где ¹⁴С_обр и ¹⁴С_атм  концентрации изотопа ¹⁴С в образце и атмосферном углероде.

Иско­мое время определяется формулой

.

(2.20)

Радиоуглеродный метод датирования был предложен в 1951 г. В. Либби и сначала применялся для определения воз­раста археологических объектов органического происхождения. Сравнительно небольшой период полураспада изотопа ¹⁴С огра­ничивает верхний предел применимости метода, который при современном уровне измерительной техники составляет 50 тыс. лет. Нижний предел применимости метода оценивается в 1 тыс. лет; объекты моложе 1000 лет нецелесообразно датировать по ¹⁴С, так как чрезмерной становится погрешность измерений.

Радиоуглеродный метод имеет большое значение для абсо­лютной четвертичной хронологии. Круг объектов для датирования по ¹⁴С очень широк. Обычно используют органические остатки, встречающиеся в породах, древесину, торф, гумус и т. д.

Широкое применение радиоуглеродного датирования позво­лило создать климатохронологическую схему расчленения новей­шего этапа геологической истории. Важнейшим результатом палеоклиматических исследований было доказательство син­хронности радикальных изменений климата в различных регио­нах. Глобальный характер климатических изменений особенно четко проявляется при сопоставлении сравнительно кратковре­менных событий, происходивших в позднем плейстоцене. Например, резко выраженное похолодание между 33 и 30 тыс. лет назад, потепление между 16,5 и 15 тыс. лет назад и ряд дру­гих изменений прослеживаются во всех частях земного шара.

В основе радиоуглеродного метода лежит допущение о том, что содержание ¹⁴С во внешней среде (воздух, вода) в момент, фиксирующий прекращение обмена веществ в объектах, было таким же, как и в настоящее время. Это допущение не является вполне строгим. За последние 200 лет в результате сжигания ископаемого топлива атмосфера разбавлена техническим СО₂, который практически не содержит изотопа ¹⁴С (в каменном угле и нефти концентрация этого изотопа ничтожно мала). Тер­моядерные взрывы, при которых высвобождается большое количество нейтронов, наоборот, в отдельные периоды значительно повышали содержание радиоуглерода в атмосфере.

Кроме того, концентрация изотопа ¹⁴С в атмосфере изменяется в зависимости от интенсивности космического излучения. Протоны космического излучения отклоняются магнитным полем Земли, действующим подобно экрану. Судя по палеомагнитным данным, напряженность магнитного поля Земли за последние 10 тыс. лет изменилась в 4 раза; соответственно этому измени­лась интенсивность космических протонов, достигающих верх­них слоев атмосферы, а значит, и число вторичных нейтронов, ответственных за образование изотопа ¹⁴С. Это обстоятельство может вносить ошибку (порядка 10%) в результаты определе­ния возраста радиоуглеродным методом.

Датирование по протактинию и ионию. Изотоп протактиния ²³¹Pа является промежуточным продуктом радиоактивного се­мейства ²³⁵U, а изотоп ²³⁰Th (иногда его называют ионием)  промежуточным продуктом семейства ²³⁸U. Если в силу каких-либо причин было нарушено равновесие между количествами ядер материнского и промежуточного изотопов, то со временем система радиоактивных ядер будет стремиться к восстановлению равновесия. Примером системы с нарушенным равновесием мо­жет быть уран, отделенный от всех своих дочерних продуктов. В такой системе концентрации дочерних изотопов будут увели­чиваться со временем, причем скорость восстановления равнове­сия определяется периодом полураспада дочерних ядер. Напро­тив, если в системе находятся дочерние изотопы, «не подкрепленные» материнским элементом, то их количества со временем будут убывать, опять-таки стремясь к равновесию.

Период полураспада иония (²³⁰Th) равен 75,2 тыс. лет, равновесие этого изотопа с исходным изотопом ²³⁸U восстанавлива­ется примерно через 500 тыс. лет. Для изотопа ²³¹Ра, у которо­го период полураспада равен 32,5 тыс. лет, время восстановле­ния равновесия с материнским изотопом ²³⁵U составляет 250 тыс. лет. Время восстановления равновесия характеризует предел применимости того или иного изотопа для хронологиче­ских измерений.

Равновесие между изотопами ²³¹Ра и ²³⁰Th и их материнскими элементами нарушается в процессе образования океанических осадков. Химическое поведение тория и протактиния как в мор­ской воде, так и в осадках практически одинаково, но сущест­венно отличается от поведения урана. Уран хорошо растворя­ется в морской воде, а торий и протактиний легко сорбируются гидроокислами, карбонатом кальция или терригенной взвесью и выпадают в осадок. Прямые измерения концентраций ²³¹Рa и ²³⁰Th в океанических глубинных водах показали, что эти изо­топы присутствуют в количествах, соответствующих всего одной сотой доле от той величины, которая требуется для равновесия с ураном. В верхних слоях осадков, наоборот, обнаруживается избыток изотопов ²³¹Рa и ²³⁰Th, который экспоненциально умень­шается с глубиной. Распределение изотопов ²³¹Рa и ²³⁰Th по колонке осадка дает возможность определить среднюю скорость образования осадка. Так, если измерено иониево-урановое отно­шение вдоль всей глубины колонки, то точка, для которой отношение соответствует равновесию, определяет величину осадочной толщи, накопившейся за 500 тыс. лет (время восстанов­ления равновесия). Разделив на это время длину колонки, получают среднюю скорость образования осадков.

Датирование быстропротекающих процессов современной геологической эпохи. В некоторых геологических задачах прихо­дится исследовать явления и процессы, время действия которых составляет всего несколько лет или десятков лет. В этих слу­чаях могут быть использованы радиоактивные изотопы ²¹⁰РЬ и ²²⁸Ra. Изотоп ²¹⁰Pb (RaD) является промежуточным членом ряда ²³⁸U и обладает периодом полураспада, равным 21,4 года. Изотоп ²²⁸Ra (MsTh₁)  член ряда ²³²Th, его период полурас­пада  6,7 года.

С помощью изотопа ²¹⁰Рb была определена скорость роста снежного покрова на некоторых участках антарктического кон­тинента. Цепь распада от ²³⁸U до ²¹⁰Рb содержит газообразный продукт  изотоп радона ²²²Rn. Последний захватывается кри­сталлами льда в процессе образования атмосферных осадков. В толще снега находятся неравновесные количества изотопа ²¹⁰Pb концентрация экспоненциально убывает с глубиной колонки. О содержании ²¹⁰Рb проще судить, измеряя концентра­цию его дочернего элемента ²¹⁰Рb, который является альфа-излучателем. Период полураспада изотопа ²¹⁰Ро равен всего 238 дням, что обусловливает большую активность этого изото­па по сравнению с ²¹⁰Рb. Измерения показали, что колонка снега длиной 18 м имеет возраст 60 лет. Средняя скорость роста снежного покрова, таким образом, составляет 30 см в год.

Изотоп ²²⁸Ra был использован для определения возраста очень молодых океанических осадков.