книги из ГПНТБ / Баранов, В. И. Радиогеология учебник

также, как правило, имеют большую величину Th/U, чем их мате­ ринские породы. Наблюдаемые закономерности могут представ­ лять интерес при изучении генезиса древних метаморфических пород.

Разделение тория и урана наблюдается не только в осадочном процессе, но также в гидротермальном и пневматолитовом. Более глубокое изучение геохимии этих элементов, особенно тория, в на­ званных процессах позволит при их исследовании успешно исполь­ зовать торий-урановое отношение.

§ 2. ПРОМЕЖУТОЧНЫЕ ПРОДУКТЫ РАСПАДА РАДИОАКТИВНЫХ СЕМЕЙСТВ

Как уже указывалось в начале раздела, промежуточные чле­ ны семейств' урана, тория и актиноурана могут служить в качестве геохимических индикаторов лишь в том случае, если между инте­ ресующими нас изотопами и материнскими продуктами нарушено радиоактивное равновесие. В связи с этим удобно использовать не концентрации отдельных изотопов, а их отношения к материнским продуктам-(например, Io/U, Ra/Io, Pa/AcU и т. д.). Радиоактив­ ный распад с течением' времени будет изменять эти отношения до тех пор, пока они не станут соответствовать радиоактивному рав­ новесию. Скорость восстановления равновесия зависит от периода полураспада дочернего изотопа. Таким образом, период полурас­ пада каждого конкретного изотопа будет определять его примени­ мость к геологическому процессу той или иной длительности.

В табл. 27 показаны приближенные интервалы времени восста­ новления равновесия между некоторыми парами радиоактивных изотопов, входящих в природные семейства. Через шесть перио-

162

Так как отношение иония к урану в верхнем слое океаниче­ ского ила — величина не постоянная, то нам всегда неизвестно значение (Д1о)0 . В связи с этим более простой задачей, которую обычно решают с помощью нониевого метода, является опреде­ ление средней скорости образования океанических осадков. С этой целью анализируют отношение иония к урану по всей длине ко­ лонки океанического ила. Находят место на колонке, ниже кото­ рого между ураном и ионием сохраняется радиоактивное равно­ весие. Зная, что время восстановления равновесия равно примерно 500 тыс. лет, получают возраст найденного участка около 500 тыс.

В приведенную выше формулу вместо значения избыточного со­ держания иония Д1о подставляют его отношение к торию Торий в данном случае рассматривается в качестве стабильного

Допущения, принятые авторами метода, геохимически не оп­ равданы. Ионий образуется главным образом из урана, растворен­ ного в морской воде. Значительно меньшая его часть образуется из урана в океанической взвеси. Торий в основной своей массе по­ ступает с океанической взвесью. Следовательно, механизм посту­ пления 1о и Th в осадок различны. Е. Гольдберг и М. Коиде попы­ тались исключить терригенную примесь тория. Они анализировали только тот торий, который легко извлекался из ила соляной кисло­ той, и допускали, что извлеченный таким способом торий попал в осадок сорбционным путем. Этот вариант метода, хотя и не яв­ ляется окончательно обоснованным, дал более правильные резуль­ таты. Скорость накопления океанических осадков оказалась в прямой зависимости от континентального' сноса. В наиболее уда­ ленных от берега точках южной части Тихого океана авторы опре­

Исследование железо-марганцевых конкреций, во множестве встречающихся на океаническом дне, показало, что верхние слои конкреции содержат избыток иония по сравнению с тем количе­ ством, которое соответствует радиоактивному равновесию с ура­ ном. Видимо, ионий легче попадает в конкреции, соосаждаясь

164

с полуторными окислами, чем уран. Образование конкреции зани­ мает значительный интервал времени, так как от периферии к центру конкреции отношение Io/U меняется, все более прибли­ жаясь к равновесному. По приведенной выше формуле можно оп­ ределить время зарождения конкреции и скорость ее роста.

Применение иониевого метода для датирования континен­ тальных отложений встречает трудности, так как условия образо­ вания этих отложений значительно изменяются в течение изучае­ мого интервала времени. Поэтому наиболее сложным в данном случае является выбор начального отношения иония к урану. По немногочисленным данным различных авторов, континентальные природные воды обладают дефицитом иония по сравнению с рав­ новесным ураном (от 0,004 до 0,8). Следовательно, для определе­ ния возраста будут пригодны геологические объекты, в которые подавляющая часть радиоактивных элементов поступила из воды, например вторичные урановые минералы, озерные и речные нлы, торф, окаменелые кости.

Наиболее удачными объектами для датирования четвертичных отложений, предложенными В. В. Чердынцевым, в настоящий мо­ мент можно считать окаменелые кости.

Предпосылкой применения метода является почти полное от­ сутствие в костях основного изотопа тория —2 3 2 ТЪ. На этом осно­ вании автор метода выдвигает допущение, что минерализующие растворы содержали мало тория, а следовательно, и иония, а терригенный материал практически отсутствовал. Хотя первое пред­ положение недостаточно обосновано, так же как и в случае океа­ нических илов, метод в первом приближении дал приемлемые ре­ зультаты. Расчет велся по формуле накопления продуктов распада, так как предполагалось, что в момент минерализации в костях содержался ,уран без иония:

Io = U ( l — е - « ) ,

где 1о — содержание иония в костях в единицах равновесного ура­ на; U — содержание урана в костях; X — константа распада иония; t — время момента минерализации костей.

Было показано, что в том случае,- если окаменелые кости кон­ тактируют с природными водами и после первичной минерализа­ ции, возможна вторичная миграция элементов, главным образом урана. Может происходить как обогащение, так и обеднение ура­ ном в зависимости от соотношения концентраций урана в системе

В частности, удобными объектами являются костные остатки из многолетнемерзлых толщ, где миграция сильно замедлена.

В древних нлах и торфяниках отношение Io/U позволяет оп­ ределить верхний предел возраста. Если бы было известно отно­ шение иония к урану в водах, питавших древний водоем, где шло образование ила и торфа, то можно было бы определить и абсо-

165

лютный возраст исследуемых отложений. При этом учитывать вто­ ричную миграцию так же важно, как и при исследовании окаме­ нелых костей.

Вопрос о первоначальном отношении иония к урану не воз­ никает при изучении вторичных урановых минералов. Уран нахо­ дится в кристаллической решетке этих минералов в форме уранилиона, который не может изоморфно замещаться торием. Таким образом, в момент образования минералов в них отсутствует ионий. Он появляется только в результате распада урана в самом минерале и может быть использован для определения возраста ми­ нерала. Метод нашел применение для определения возраста моло­ дых инфильтрационных месторождений урана. Нарушение равно­ весия между ураном и ионием в древних урановых месторождени­ ях можно использовать при исследовании характера и времени возникновения в них вторичных процессов.

При использовании урановых минералов для датирования необходимо учитывать возможность вторичной миграции урана, которая может полностью исказить результаты. Во всех вариан­ тах иониевого метода, где используются объекты, получившие уран из воды, важно учитывать неравновесное отношение 2 3 4 U / 2 3 8 U в во­ дах. Это вызывает необходимость во все расчетные формулы вме­

метод для датирования молодых вулканических пород. В. В. Чердынцев с сотрудниками обнаружил в продуктах «молодых» вул­ канических извержений четкий дефицит иония по отношению к равновесному урану, что позволило применить иониевый метод к этим породам. Механизм процесса не изучен. Можно лишь пред­ полагать, что изотопы урана переносятся вулканическими газами значительно легче, чем изотопы тория, и причиной неравновесного отношения урана и иония (2 3 0 Th) в твердых продуктах извержения является влияние газовой фазы.

Нам неизвестно начальное отношение Io/U, поэтому метод позволяет определить лишь максимальный возраст пород на осно­ вании допущения о нулевой концентрации иония в момент извер­ жения.

Иониево-протактиниевый метод

Метод использует отношения иония к протактинию и приме­ няется в основном для определения скорости накопления океаниче­ ских осадков.

166

донных осадков наблюдается избыток протактиния относительно равновесного урана-235. Таким образом, отношение 2 3 1 Pa/2 3 5 U можно использовать для определения скорости осаждения донных осадков подобно отношению Io/U.

Оба метода, иониевый и протактиниевый, имеют одни и те же недостатки. Методы основываются на допущении, что скорость вы­ падения изотопов на океаническое дно за все время существования осадка была постоянна. В природе это условие практически не со­ блюдается. Изменения климата влияют на скорость перемешива­ ния океанической воды, ее температуру, что в свою очередь влия­ ет на осаждение карбонатов и биологическую активность организ­ мов. Меняется интенсивность терригенного сноса. Непостоянство скорости накопления осадков не будет влиять на расчет, если ис­ пользовать отношение иония к протактинию.

свойствам. Это позволяет предположить одну и ту же форму на­

= 138). Следовательно, их продукты распада, ионий и протакти­

приводит к постоянству отношения иония к протактинию и на по­ верхности осадка. Отношение Io/Ра приближается к равновесному

накопления океанических осадков на протяжении истории их су­ ществования. Действительно, изменение скорости осаждения будет

иония к урану в толще осадка будет сказываться на отношении Io/U, но не окажет влияния на 'отношение 1о/Ра.

Все сказанное выше показывает, что иоииево-протактиниевый метод более точный, чем собственно иониевый или собственно про­ тактиниевый методы определения скорости накопления океаниче­ ских осадков. Недостатком метода является очень низкая концен­ трация 2 3 5 U , а тем более 2 3 1 Р а в океанической воде, что вызывает большие аналитические трудности его определения.

полученные при сопоставлении геохронологпческнх данных с дан­ ными палеотермометрии (Рошолт и др., 1961): до настоящего вре-

167

мени примерно 12 тыс. лет существовал теплый период, от 12 до 65 тыс. лет назад —холодный, от 65 до 110 тыс. лет —другой теп­ лый период.

Сопоставление определений возраста океанических илов мето­ дами Io/Pa, Io/U, ! 4 С, а также сопоставление с континентальной стратиграфией привели к следующей временной шкале четвертич­ ного периода:

0—10 тыс. лет — послеледниковый период, 10 тыс.— 30 тыс. лет —поздний и главный вюрм,

100 тыс.— 130 тыс.— рисе, 130 тыс.— 170 тыс. лет — межледниковый период миндель —

рисе.

Надо отметить, что данные, послужившие основой для при­ веденной шкалы, весьма отрывочны. Так же как и континенталь­ ный плейстоцен, океанический еще ждет своего более точного и детального расчленения.

Урановый изотопный метод

Метод использует восстановление радиоактивного равновесия между 2 3 8 U и его продуктом распада —2 3 4 U , нарушенного в момент образования исследуемого объекта. Неравновесное отношение между изотопами урана наблюдается в природных водах и тех объектах, которые с ними контактируют. Эффект был впервые обнаружен П. И. Чаловым и В. В. Чердынцевым. Основной при­ чиной разделения 2 3 8 U и 2 3 4 U в природе является различное положенке их атомов в кристаллической решетке минералов. При ра­

урана-234 оказываются менее прочно связанными в минерале. Они легче диффундируют, попадают в микротрещины и межзерновые пространства и легче переходят в раствор при выщелачивании пород природными водами. Действительно, воды обычно обога­ щены ураном-234 по сравнению с равновесным отношением изо­ топов урана. Если принять отношение 2 3 4 T J / 2 3 8 U Д Л Я случая радио­ активного равновесия за единицу, то в природных водах это отно­ шение колеблется от 0,8 до 8. Для океанической воды отношение изотопов урана довольно постоянно и колеблется в небольших пределах около значения 1,15.

Для континентальных вод колебания изотопного отношения урана значительны. По мнению Н. Г. Сыромятникова, это отно­ шение зависит от состава пород, дренируемых водами. Для вод изверженных пород это отношение находится в пределах 2,5—4, для вод осадочных и метаморфических пород колеблется от 1,5 до

168

2,5. Для вод урановых месторождений гидротермального или ме-

в омывающих водах значительно больше единицы. Причиной та­ кого различия является изотопный обмен между твердой и жидкой,

на своем пути главным образом атомы других элементов. Изотоп­ ный обмен в таких рудах и породах менее вероятен. Породы, по­ терявшие в процессе выщелачивания часть урана-234, обычно обеднены им и имеют отношение изотопов урана меньше единицы. Изотопное отношение в природных водах более или менее точно наследуется теми образованиями, в которые основная часть урана, поступает из вод.

Отношение изотопов урана в радиогеологии начали использо­ вать сравнительно недавно. В качестве объектов обычно выбира­ ют геологические образования, в которые большая часть урана поступила из воды.

Приведем несколько примеров использования уранового изо­ топного метода.

1. Одно из первых определений геологического возраста пород по изотопам урана осуществил В. В. Чердынцев. Он применил этот метод для датирования отложений нижнего плейстоцена по окаменелым костным остаткам. В качестве начального отношения

ся относительный (а не абсолютный) возраст отложений нижнего' плейстоцена по сравнению с возрастом отложений верхнего плей­ стоцена. Принималось, что изотопный обмен между костными ос­ татками и подземными водами не происходил после минерализа­

169-

2. Д. Тюрбер применил урановый изотопный метод для опре­ деления возраста окаменелых кораллов из буровой скважины атол­ ла Эниветон. За исходную величину у0 он принял отношение изо­ топов урана в современных кораллах и оолитах. Среднее значение 7о оказалось равно 1,15, что совпало с у0 океанической воды. Ока­ залось возможным определить возраст до 800 000 лет. Все опреде­ ления возраста были выполнены с очень значительной погреш­ ностью в связи с небольшим отклонением от радиоактивного рав­ новесия в исходный момент времени (за 800 000 лет возможный интервал изменения изотопных отношений находился в пределах 1,15—1,00+0,01).

3. Более широкое применение урановый изотопный метод на­ шел при исследовании урановых месторождений (Н. Г. Сыромят­ ников, К. Е. Иванов и Р. Г. Кудряшова, Дж . Рошолт и др.).

Как уже упоминалось, для вод, омывающих урановые руды с хорошо выраженной минерализацией, характерно пониженное от­ ношение изотопов урана по сравнению с вмещающими породами. Аномальное'содержание урана в водах в сочетании с низким изо­ топным отношением, нередко близким к равновесному, служит поисковым признаком гидротермальных урановых месторождений. Например, для вод, связанных с рудным телом одного из гидро­ термальных месторождений, характерно отношение изотопов ура­ на, близкое к 2. Трещинные воды в кварцевых порфирах, вмещаю­ щих руды, на расстоянии около 80 м от рудных тел имеют изотоп­ ное отношение в пределах 7,2—8,8 (Иванов, Кудряшова, 1962).

Во вторичных аккумуляциях урана изотопный состав руд бу­ дет зависеть от источника рудного вещества. Если источником урана являются гидротермальные руды, то во вторичных минера­ лах будет низкое изотопное отношение. В том случае, если источ­ ником являются горные породы с рассеянным ураном, вновь обра­ зованные минералы будут содержать значительный избыток 2 3 4 U . Например, Н. Г. Сыромятников, исследуя изотопный состав вто­ ричного уранового оруденения, локализующегося в рыхлых отло-

.жениях над контактом гранитов и амфиболитов, нашел, что отношение 2 3 4 и / 2 3 3 и в водах рудной залежи равно 3,1, в урановых минералах (шоекппгерит, погашш-т)—2,9, в трещинных водах гранитного массива — 3,0. Таким образом, было показано, что ис­ точником урана для оруденения является рассеянный уран гра­ нитного массива.

Вынос урана из руд может фиксироваться изотопным отноше­ нием урана, несколько меньшим единицы (0,8—0,9). Очень четко вынос урана подтверждается избытком иония по отношению к равновесному урану — высоким отношением Io/U.

Н. Г. Сыромятников воспользовался изотопным отношением урана для расчета возраста вторичного уранового оруденения, за­ легающего в рыхлых отложениях над гранитами. Принимая, что процесс поступления урана в зону цементации, где он необратимо

170