книги из ГПНТБ / Тугаринов А.И. Общая геохимия. Краткий курс учеб. пособие

чегорского плутона — одного из древних массивов на Кольском по­ луострове — по пироксенам было получено значение возраста около 10 млрд. лет. Интересно, что аналогичные результаты (большой избыток аргона) были получены также для различных сульфидов из того же массива. Кристаллизация минералов, склонных к зах­ вату аргона, происходила, по-видимому, в обстановке повышенного парциального давления радиогенного аргона и привела к избытку в них аргона.

§ 3. СТРОНЦИЕВЫЙ МЕТОД

Стронциевый метод основан на радиоактивном распаде изотопа Rb87, протекающем по схеме

Rb87 Sr87-f ß.

Соответственно в породах и минералах, содержащих рубидий, происходит накопление радиогенного стронция.

Природный рубидий состоит из смеси двух изотопов — с массо­ выми числами 85 и 87. Распространенность каждого из них равна соответственно 72,15 и 27,85%. Изотопный состав обычного стронция выражается следующими величинами: Sr84 — 0,56%, Sr86 — 9,86%, Sr87 — 7,02%, Sr88 — 82,56%. В различных породах и минералах в зависимости от их происхождения и от содержания в них рубидия количество изотопа Sr87 колеблется в определенных пределах. Всего около 7% рубидия превратилось за 4,5 млрд, лет жизни Земли в стронций, поэтому добавка его к обыкновенному стронцию оказалась не так уже велика.

За эталон при выяснении прироста Sr87 избран Sr88. Поэтому обычно его количества выражаются в виде отношения Sr87/Sr86. В современном океане это отношение равно 0,708, а для самых древних осадков (известняк булавайян, возрастом около 3,0 млрд, лет в Родезии) — 0,700. Наименьшее значение было установлено для ахондритовых метеоритов — 0,698. Оно было принято за пер­ вичное отношение, характеризующее первоначальный стронций земной коры. Все остальные изотопы отношения стронция рассмат­ ривались как сумма первоначального и радиогенного стронция, образовавшегося при распаде рубидия.

Так, например, американский ученый П. Гаст установил изо­ топный состав стронция в ряде вулканических пород, оказавшийся достаточно однородным (табл. 21).

Многочисленные определения изотопного состава стронция в гра­ нитах показали более высокие значения по Sr87/Sr86: они варьиро­ вали в пределах 0,710—0,733, что указывало на заметное обога­ щение их радиогенным стронцием. Это естественно связывалось

сотносительно более высоким содержанием в них рубидия, а также

стем, что формирование гранитов происходило за счет переплавления пород земной коры, а не мантии, как это можно было пред­ полагать для базальтов.

Изотопный состав стронция в вулканических породах (по П. Гасту)

В результате прямых измерений (счет ß-частиц) постоянная распада радиоактивного Rb87 была определена К. Флайном и Е. Глендешшым и оказалась равной 1,47-ІО-11 лет-1. Соответ­ ственно период полураспада рубидия равен (4,7 ± 0,2) • 1010 лет.

Основная формула распада будет выглядеть так же, как и для урана либо тория:

Но так как прирост радиогенного стронция. обычно сравнивается с эталоном Sr86, то формула примет вид

Обычно измерение возраста любой породы заключается в том, что из нее отбирают несколько минералов с заведомо варьирующими отношениями рубидия к стронцию и после выделения из них строн­ ция и рубидия тщательно определяют изотопные соотношения для каждого минерала, используемые в формуле (6.25). После этого значения отношения Sr87/Sr86 наносят на диаграмму как функцию отношения Rb87/Sr86. Тангенс угла наклона изохроны, проходя­ щей через все точки на диаграмме, отвечающие изотопным соотно­ шениям отдельных минералов, будет искомой величиной Sr87/Rb87, по которой легко можно определить возраст в специально сущест­ вующих для этого таблицах (рис. 26).

На рис. 27 показано, как разные минералы и порода в целом постепенно меняли свойственное им в момент становления гранита единое соотношение Sr87/Sr86 за счет различных содержаний Rb87 в каждом из них (стрелки от белых кружков к черным). Место пере­ сечения изохроны 4 с осью ординат указывало на обыкновенный стронций, который характеризовал весь расплав в момент становле­ ния гранита. Точки на изохроне отвечают современным соотноше­ ниям Sr87/Sr86 и Rb87/Sr86 в минералах гранита. После вторичного расплавления породы (в настоящий момент) в ней произошла ре-

гомогенизация (усреднение) стронция, для которого значение Srs7/Srse стало равным А.

Спустя время t, произошел метаморфизм, который мог в пре­ дельном случае усреднить состав породы, и тогда в этой породе отношение Sr8'/SrSG соответствовало положению точки А. Весь состав обыкновенного стронция породы оказался бы более радио­ генным, чем до сих пор.

На рис. 27 приведен более сложный случай, когда t1 + t2 лет назад произошла дифференциация трех пород, обособившихся друг от друга (а, Ь, с). Время этого события легко может быть опре-

Рис. 26. Диаграмма эволюции стронция, показывающая влияние гомоге­ низации изотопов стронция для двухэпизодной модели (по М. А. Ланферу и др.).

делено по тангенсу угла у. Однако оказалось, что в период времени tа состав пород был усреднен внутри каждой из них, независимо один от другого, й тогда возраст этого события мог быть определен по новым изохронам, прошедшим через точки валового состава этих пород, а также через отдельные их минералы, для каждого из кото­ рых были измерены изотопные отношения Sr87/Sr86 и Rb87/Sr86 (черные точки). Изохроны, построенные по различным минералам каждой из пород, пересекают ось ординат в точках А, В , С, соот­ ветствующих составу гомогенизированного стронция.

Стронциевый метод в настоящее время приобретает особо важ­ ное значение при датировке формаций докембрийского возраста, характеризующихся как широким распространением соответствую­ щих минералов, так и многократными периодами расплавления и метаморфизма горных пород.

Весьма важно подчеркнуть, что стронциевый метод применим к тем же минералам, которые используются в аргоновом методе, например к биотиту, в котором иногда присутствует до 0,1% руби-

дня. Взаимная согласованность возрастных значений, полученных аргоновым и стронциевым методами для одних и тех же минералов и пород, служит надежным критерием степени достоверности абсо­ лютного метода.

Различные геохимические свойства рубидия и стронция приво­ дят к их разделению в природных условиях. Стронций концентриру-

Рис. 27. Диаграмма эволюции стронция для двухэпизодной модели при разделении исходной породы на три самостоя­ тельных очага (по М. А. Ланферу и др.).

ется преимущественно в основных магматических породах, рубидий

— в кислых. В осадочных карбонатных породах рубидий почти не встречается, но стронций нередко присутствует в значительных количествах, иногда образуя самородные минералы типа целести­ на, стронцианита. Это позволило использовать карбонатные породы

для датирования их по грубому стронциевому методу, пользуясь различием в значениях Sr87/Sr88 от 0,698 до 0,708, отвечающим в об­ щем случае разнице в возрасте около 4,5 млрд. лет.

Французский ученый М. Боном на основании многократных измерений изотопного отношения в стронции из отложений Франсвилля (Габон) определил их возраст, оказавшийся равным 1740 млн. лет. Изотопное отношение Sr87/SrSÖ в известняках, лишенных ру­ бидия, составило 0,704. А изохрона, построенная по восьми точкам, характеризовалась средней величиной Sr87/Rb87 æ 0,144, т, е. соответствовала возрасту 1740 млн. лет (табл. 22).

Таблица 22

Изотопные отношения в породах Франсвилля (по М. Боному, 1967 г.)

На основе предположения, что все хондриты имеют общее про­ исхождение, была построена единая изохрона, показавшая значе­ ние возраста метеоритов около 4,37 млрд. лет.

Поскольку близкие значения возраста были получены и для силикатных включений в железные метеориты (4,4 млрд, лет), для которых К. Паттерсоном (США) независимо были сделаны определе­ ния возраста (4,7 млрд, лет), то эти расхождения следует отнести за счет недостаточно точно измеренных констант и найденные зна­ чения признать для современного уровня знания вполне удовлет­ ворительными.

ГЕОХИМИЯ АТМОСФЕРЫ

§ 1. ОТКРЫТИЕ АТМОСФЕРЫ

Возникновение Земли из агломерата космических частиц с по­ следующим их расплавлением сопровождалось удалением из по­ добного первичного вещества наиболее летучих соединений в га­ зовую оболочку планеты. Это могло происходить, как описал К. П. Флоренский, еще на стадии соударения метеоритов и мелких космических тел с протопланетой.

Во всяком случае неоспоримо одно — первичная газовая обо­ лочка Земли возникла вскоре после образования планеты и должна была претерпеть сложную эволюцию, сводившуюся к поступлению в нее летучих компонентов по мере дифференциации вещества Земли, генерации газообразных продуктов радиоактивного распада отдельных изотопов и т. д.

В то же время эта газовая оболочка должна была сыграть роль буфера при взаимодействии космических тел и космической радиа­ ции с Землей, и в то же время она должна была служить на разных этапах геологической жизни Земли сложной равновесной системой, определявшейся обменными реакциями, протекавшими между га­ зовой и водной оболочками Земли и земной корой.

Что же представляет собой газовая оболочка Земли? Когда стала она известной человеку?

Первым гениальным предвидением о сложности и вероятной роли атмосферы послужили работы Леонардо да Винчи (1452— 1519 гг.), утверждавшего, что воздух состоит из многих составных частей. Однако современники забыли эти высказывания. На про­ тяжении XVIII в. умами ученых владела теория флогистона (ми­ фического газа с «отрицательным» весом), надолго отвлекшая ис­ следователей от реальной оценки состава атмосферы.

Важнейшим сдвигом в познании окружающего нас мира явились исследования Л. Л. Лавуазье (1775—1780 гг.), обнаружившего в составе воздуха два различных газа — инертный азот и поддер­ живающий горение кислород — в соотношениях 3 : 1 .

Однако сколь постоянными были эти соотношения двух газов в различных частях планеты?

Первым подтверждением неизменности состава атмосферы были измерения Л. Ж- Гей-Люссака, проведенные во время путешествия А. Гумбольдта в начале XIX в. Окончательно этот вопрос был решен лишь спустя 150 лет, когла были завершены исследования ат­ мосферы над Антарктидой и стало ясно, что интенсивные переме-

шивания воздушной среды поддерживают исключительное постоян­ ство ее состава в разных уголках планеты.

В 1892 г. К- Рэлей обратил внимание на то, что азот, получен­ ный из реактивов, намного легче азота воздушного происхождения. Им было высказано смелое предположение о том, что в воздушном азоте присутствует неизвестный более тяжелый газ, близкий по сво­ им свойствам азоту. Уже спустя два года Рэлей и Рамзай сделали новое сообщение, что в составе атмосферы содержится около 1% нового элемента, который почти в три раза тяжелее азота. Этот новый газ за свои инертные химические свойства был назван арго­ ном (с греческого — «ленивый»),

В 1895—1898 гг. при изучении спектральным методом остатка, образующегося при испарении жидкого воздуха, Рамзай обнаружил четыре новых инертных газа: гелий, пеон, криптон и ксенон.

Тайна состава воздушной атмосферы к началу XX в. была почти полностью раскрыта.

Однако, если ученые убедились в том, что в нижних слоях ат­ мосфера достаточно однородна, то такая уверенность покидала ученых XX в. при исследовании верхних слоев атмосферы. Законы Дальтона, открытые в 1802 г. и касающиеся парциального давления и диффузии газов, позволили предположить преобладание более легких газов по мере удаления от земной поверхности. Еще не ясна была роль турбулентных движений, выравнивавших соотношения газов на значительных расстояниях от Земли, и, что самое главное, в XIX в. трудно было предполагать, какое воздействие оказывают на состав верхних зон атмосферы пришельцы далеких миров — космические лучи, частицы солнечного ветра, тепловое и магнитное излучение Солнца. Картина вертикальной зональности атмосферы и процессов, поддерживающих в ней современное равновесие, стала ясной лишь после проведения исследований ее верхних слоев мето­ дами аэрозондирования и непосредственными измерениями с бор­ тов спутников.

Итак, что же известно о современном строении атмосферы?

§ 2. СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ И ЕЕ СОСТАВ

Обычно атмосферу делят на три зоны: тропосферу, непосредст­ венно прилегающую к земной поверхности, простирающуюся на расстояние в 8—10 км над полюсами и отступающую на 18 км

Масса современной атмосферы составляет около 5,27 • ІО15 т (80% ее приходится на тропосферу).

В состав атмосферы (за вычетом паров воды) входят: 75,5% азота, 23,01% кислорода, 1,28% аргона, 0,04% углекислого газа,

0,0012% неона, 0,0003% криптона, 0,00007% гелия, 0,00004% ксе­ нона.

Температура тропосферы вблизи земной поверхности испытыва­ ет сезонные колебания, в то время как на границе со стратосферой они выравниваются, падая до —(40—50)° С.

Н, км

Теплый

слой

с т р а т о ­

сферы

Озонобый

экран

Рис. 28. Схема строения атмосферы (по А. П. Виноградову).

Почти вся масса паров воды атмосферы сосредоточена в преде­ лах тропосферы. Тропосфера является областью активного взаимо­ действия газовой оболочки с земной корой, чем в конечном итоге и определяется ее состав. В нее поступает пыль земного происхож­ дения и тепловой поток Земли.

Обстановка существенно изменяется при переходе в следующую зону — стратосферу (рис. 28). Уже на уровне 25—30 км над зем­

Происхождение озона связано с процессами фотодиссоциации молекул воды и углекислоты, проникающих в эту область с Земли и подвергающихся воздействию солнечной радиации. Образующиеся при этом атомы водорода и углерода либо удаляются за пределы земного тяготения (диссипируют), либо образуют различные радика­ лы: ОН, CN, СН и т. д.

Значение озонового пояса огромно. В. И. Вернадский подчерки­ вал его роль в качестве «озонового экрана», поглощающего основную массу ультрафиолетовой солнечной радиации (97%) и предохра­ няющего тем самым земную поверхность от губительного воздействия радиации на биосферу. Нижние слои стратосферы являются погра­ ничной областью, в которой прекращается активное взаимодействие внешних космических факторов с Землей; выше частицы земного происхождения, встречаются в ничтожных количествах.

Активность солнечной энергии сказывается и в том, что в области озонового экрана заметно повышается температура (до 0—10°), а затем постепенно снижается до —80° С на границе с ионосферой.

Область ионосферы — это область распространения весьма рас­ сеянных ионизированных частиц и нейтральных молекул, движу­ щихся с огромными скоростями, отвечающими на высоте 1000 км над земной поверхностью температурам в тысячи градусов. Однако следует иметь в виду, что понятие температуры в данном случае условно, поскольку большая разреженность газа в ионосфере обу­ словливает ее общую температуру, близкую к абсолютному нулю.

Химический состав ионосферы доступен изучению спектральным методом в период астрономических сумерек (после захода Солнца), когда безлунное ночное небо освещено далекими звездами и отли­ чается атмосферной люминесценцией. В этот период в спектре ионо­ сферы отчетливо видны линии кислорода, азота, натрия (плотность последнего составляет 110 атомов на 1 см3).

На высоте более 100 км от земной поверхности в составе ионо­ сферы доминируют тем не менее водород и гелий. При этом коли­ чество гелия в земной атмосфере оказывается ниже, чем можно было бы предполагать, принимая во внимание его радиогенное происхождение. Расчеты показывают, что из-за малого молекуляр­ ного веса и значительных скоростей, развиваемых атомами гелия,

всильно разреженном пространстве в ионосфере происходит его диссипация — удаление из сферы притяжения Земли.

По-видимому, то же самое следует сказать по поводу редких газов в атмосфере. Их дефицит подтверждает предположение о том, что на ранней стадии своего существования Земля не могла удержать первичную газовую оболочку, поэтому современная атмосфера Зем­ ли является вторичным образованием.

Ионосфера — зона газовой оболочки Земли, где особенно ак­ тивно протекают ядерные процессы, определяющие попадание на Землю радиоактивных короткоживущих изотопов, образовавшихся

врезультате соударений атомов земного происхождения с протона­ ми, движущимися с большими скоростями и проникающими в ионо­

сферу в качестве солнечного ветра. Именно в ионосфере проявля­ ется особенность существования нашей Земли, подверженной влия­ нию атмосферы Солнца, которая периодически меняется.

Возникший изотоп С14 является ß-излучателем с периодом полу­ распада 5730 лет. Это значит, что в закрытой системе (дополнитель­ ные источники С14 отсутствуют) по прошествии времени, равного десятикратному периоду полураспада, никаких следов С14 в ней об­ наружить не удастся. Иначе говоря, если бы с момента изоляции такой системы от внешнего источника С14 можно было системати­ чески по прошествии определенных отрезков времени измерять содержание атомов С14, еще не успевших распасться, то была бы получена характерная кривая его «вымирания». Однако по такой кривой можно решать и обратную задачу, зная количество сохра­ нившегося С14, — измерять ее возраст.

Но что же происходит с изотопом С14 после его образования в ат­ мосфере? По-видимому, значительная часть его, соединяясь с кис­ лородом, образует молекулу углекислоты и вступает в свойственный ей геохимический цикл, который будет подробно рассмотрен далее. Одним из возможных этапов этого цикла является участие угле­ кислоты в фотосинтезе — поглощении углерода растительностью и осаждение в виде карбонатных осадков в морских бассейнах.

с атмосферой прекращается и С14 в них больше не поступает. Зна­ чит, каждый из таких объектов становится подобием ранее рассмот­ ренной нами системы, в которой будет происходить односторонне направленное «вымирание» изотопа С14. На измерении его концент­ раций в погребенных остатках животных и растительных организ­ мов и карбонатах основан известный метод измерения возраста молодых отложений. Этот метод позволил сделать важные открытия в плейстоценовой геологии и археологии.

На основании подобных измерений и сопоставлений с пыльце­ вой флорой удалось установить синхронность оледенений и потеп­ лений климата в разных континентах, измерить возраст речных террас и древних стоянок человека и т. д.

Тщательное измерение возраста годичных колец древних секвой и королевских сосен в США, датируемых 800—1000 лет, показало, что допущение о постоянстве процесса образования атомов С14 в ионосфере, о неизменной его интенсивности не очень обоснованно. Измерения концентрации С14 в тщательно датированных незави­ симым методом объектах (годичных кольцах) указали на существо­ вание флуктуаций, совпадающих с периодичностью, свойственной активности Солнца. Эти незначительные искажения, вызываемые,