Изотопные методы в палеогеографии Палеогеография наука

Изотопные методы в палеогеографии,

Палеогеография — наука, изучающая физико-географические обстановки, их динамику, источники (факторы) этой динамки – изменения климата, тектонические движения – на поверхности Земли в геологическом прошлом. Палеогеография тесно связана с учением о фациях, палеонтологией и палеоэкологией, геоморфологией и литологией, стратиграфией, тектоникой, климатологией, геохимией. Стратиграфия, тектоника, климатология, геохимия – дисциплины, с которыми тесно связаны изотопные методы.

• Общее число нуклидов около 1700, из них стабильных нуклидов 260. • В периодической системе Менделеева количество атомов около 114. Отсюда в среднем количество изотопов на элемент составляет 2. 6. У некоторых элементов много изотопов у некоторых мало – олово и натрий • Так как химические свойства зависят от электронной оболочки, то следует ожидать одинаковых химических свойств у изотопов. • Однако это не так. Разная масса изотопов одного элемента приводит в результате действия физико-химических и геологических процессов к разделению (фракционированию). Таким образом, один и тот же элемент бедет отличаться по соотношеню изотопов в разных образованиях, геологических объектах. • Определяя количественно это различие, удается расшифровать многие параметры физико-химических процессов и реконструировать последовательность геологических событий. • Понятие: резервуары

Используемые для палеогеографических исследований изотопы классифицируются в следующие группы: 1) Естественно - радиоактивные элементы – Определение возраста, источников вещества. 2) Изотопы легких стабильных элементов – определение источников вещества, физикохимических процессов и параметров. 3) Изотопы тяжелых стабильных элементов - определение источников вещества, физико -химических процессов и параметров. 4) Космогенные изотопы – источники вещества, геологические процессы

Нуклиды делятся на стабильные и нестабильные. Стабильными изотопами, которые широко используются в геологических исследованиях, являются углерод, водород, азот, кислород, сера. Fe, Cu, Mo, Ag, Hg

Естественно - радиоактивные элементы

Учет начального содержания дочернего элемента • Учтем, что атомы дочернего элемента могут присутствовать в системе D 0 на время t=0. Тогда общее количество дочерних элементов будет определяться следующим соотношением: D= D 0 + D* т. к. D* = N(e t -1 ), или в конечном счете D= D 0 + N(e t -1 ) ЭТО и есть основное уравнение для определения возраста пород и минералов в процессе превращения родительского элемента в дочернее. Кроме t все остальные значения либо экспериментально определяются, либо предполагается. Из последнего выражения получим формулу для определения возраста: • t = 1/ ln((D-D 0)/ N + 1)

методы изотопного анализа 1) Rb-Sr метод 3 а) Pb-Pb метод 5) La-Ce метод 7) La-Ba метод 2) Sm-Nd метод 3 б) U-Pb метод 6) Lu-Hf метод 8) Ca-K метод 3) U-Th-Pb метод 4) Re-Os метод 9) неравновесный уран

Калий-Аргоновые «ЧАСЫ» 40 K 1, 25 • 109 лет 40 Ar В 1 т калия (K) за год при радиоактивном распаде калия-40 путем захвата орбитального электрона (так называемый электронный захват, или К-захват; на этот тип радиоактивного распада калия-40 приходится 12% от всех актов распада этого природного радионуклида). образуется всего около 3100 атомов аргона-40. Изотоп Ar -40 накопился в земной атмосфере в значительных количествах.

Калий-аргоновый метод датирования (K-Ar метод) 1) Распространенность изотопов калия: 39 К (93. 2581%); 41 К (6. 7302%); 40 К (0. 01167%) естественнорадиоактивный изотоп. Атомная масса калия 39. 09834 а. е. м (в атомных единицах массы) 2) Распространенность изотопов аргона: 40 Ar(99. 60%) ; 38 Ar(0. 063%); 36 Ar(0. 337%). Атомная масса Аргона 39. 9472 а. е. м. , в воздухе отношение 40 Ar/36 Ar = 295. 5. Распад природного 40 К происходит за счет захвата электрона с оболочки и эмиссии позитрона. 11% изотопов 40 К распадается в 88. 8% в 40 Са.

С учетом схемы распада : 40 Ar* + 40 Са* = 40 К(e t -1 ) где 40 Ar* -радиогенный аргон, полная константа распада = э. з. (аргон) + (кальций); э. з. (аргон) = 0. 581*10 -10 /год -(кальций = 4. 962*10 -10 /год; = 0. 581*10 -10 + 4. 962*10 -10 = 5. 543*1010/год. 40 Ar* = э. з/ 40 К(e t -1 ) • t = 1/ ln(( э. з/ )(40 Ar/40 К) + 1) закона радиоактивного распада: D* = N 0 – N 0 e- t = N 0(1 - e- t ),

Понятие избыточного аргона: если количество измеренного аргона превышает вычисленное по формуле с учетом реального возраста и содержания калия, то в образце имеется избыточный аргон. Механизм образования избыточного аргона связан с насыщением образца аргоном из окружающих образований. Пример: в базальтах океанического дна отношение 40 Ar/36 Ar достигает значений 25000, а на некоторых участках атлантического океана до 10000 вместо 295, 5. При нагреве до 750 С отношение 40 Ar/36 Ar снижается до 10524, а при 1500 С, составляет 930. Но если породу измельчить и не нагревать, то 40 Ar/36 Ar составит 385. Вывод: газ в стекле контаминирован атмосферным аргоном; а в пузырьках – аргон мантийного происхождения. Факт «трескающихся пород» с пузырьками захваченного газа. (три дня с подпрыгиванием до 1. 5 м). СПОСОБ датирования, когда не нужно делать предположения о первичном изотопном составе аргона. • Соотношение радиогенного и нерадиогенного аргона в разных минералах различное. Кроме того, чем больше прошло времени с момента закрытия изотопной системы, тем больше в нем накопиться радиогенный аргон. Везьмем несколько различных минералов из одного геологического образования и определим для каждого из них значения содержаний 40 К и 40 Ar. Далее – уравнение:

Изохроны в K-Ar методе датирования (40 Ar/36 Ar)весь = (40 Ar/36 Ar)атм+избыт + (40 K/36 Ar) ( е. з. / ) (e t – 1) Y = c + Y c X X m

Влияние геологических процессов на K-Ar систему минерала. • • • Аргон в минерале размещается в дефектах, междоузлиях и является относительно подвижным. Естественно, что любое геологическое воздействие отражается на распределении аргона. При этом не всегда радиогенный изотоп сохраняется и определение возраста становления оказывается не возможным. Но с другой стороны, эти вторичные геологические процессы оставляют след в виде перераспределения изотопов аргона, что позволяет фиксировать время их проявления. Следует подчеркнуть, что любые изотопные датировки и возраста отражают время с момента закрытия изотопной системы. Если бы этого не было, все образование имели бы одинаковый возраст ПЛАВЛЕНИЕ. Например, при плавлении минерала предыдущая информация о возрасте стирается. После охлаждения начинает накапливаться радиогенный аргон, который указывает время после плавления. Деформации. Сложный процесс, влияющий на минералы в зависимости от интенсивности деформационного процесса. Флюиды. Новообразованные минералы. Тектоника, микротектоника, оценка пригодности минералов, анализ через лазерное испарение. Метаморфизм. Контактовый метаморфизм: ШТОК внедряется в протерозойскую породу. Как себя ведут K-Ar датировки по мере удаления от штока. График. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ минеральных ДАТИРОВОК с учетом размеров минералов температурные свойства минералов (роговая обманка, мусковит, биотит, полевой шпат.

Кажущийся возраст, млн лет Распределение K-Ar датировок минералов интрузии (исходный возраст – 1400 млн лет) в контактной зоне дайки метры

Датирование следует проводить только по минерам. Валовая порода для определения возраста применяется очень редко (молодые базальты, скрытокристаллическая структура т. д. ). Наиболее интересными являются данные по осадочным породам, так как они важны для установления геохронологической шкалы. Но именно они оказались наиболее сложными для датирования ввиду сложности исходного материала: 1) песчаники, алевролиты и т. д. состоят из продуктов эрозии или в основном из них. 2) Аутигенные минерала, как правило, не содержат достаточное количество калия (карбонатные породы, эвапориты, железистые кварциты, фосфаты и т. д. Определение возраста можно проводить только по переслаивающим вулканитам, глауконитам, но и они могут быть контаминированы включениями обломочных минералов или подвергнуться изменениям в процессе слабого погружения, диагенеза, метаморфизма. Например, по валу возраст глинистого сланца превышает истинный, но по мере глубины захоронения значение возраста понижается. Это обусловлено потерями аргона в связи с прогревом и диффузией. В осадочных породах калий в полевых шпатах сохраняется, а аргон удаляется, так как в минерале появляются трещиноватость. Несмотря на недостатки K-Ar метод сыграл большую роль в геологии. Шкала инверсии магнитного поля, Шкала геохронологическая).

Важные требования, необходимые для достоверного датирования калий-аргоновым методом • • • В геологической истории датируемого образования не было условий, которые привели бы к выносу, привносу и перераспределению аргона и калия. При пробоподготовке приняты все меры для максимальной сохранности этих калия и аргона в исследуемом образце. После становления, охлаждение геологического образования было быстрым. Учтены поправки на присутствие воздушного и постороннего аргона. Проведено точное определение содержаний калия и аргона (погрешность не хуже 1%) Постоянные распада установлены точно.

Принципиальная схема масс-спектрометра

Аргон-аргоновый метод датирования (40 Ar/39 Ar) Недостатком K-Ar метода является невысокая точность, частое несоответствие с истинными возрастами. Это обусловлено тем, что калий и аргон определяются раздельно, а также неустойчивостью калий-аргоновой изотопной системы к внешнему воздействию. Более совершенным является аргон-аргоновый метод. 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. (40 Ar)весь = (40 Ar)атм+избыт + (40 K) ( е. з. / ) (e t – 1) Ядерная реакция 39 K(n, p)39 Ar = 39 K ΔT ∫φ(ε)σ(ε)d ε , где ΔT-длительность облучения, φ(ε)-поток нейтронов, ε – энергия нейтронов 40 Ar*/39 Ar = [ λэ. з / λ ][ 40 K / 39 K ][ 1 / ΔT ][ ( eλt - 1 ) / ( ∫φ(ε)σ(ε)d ε ) ] Здесь самое неопределенный момент связан с параметрами нейтронного потока. Для того, чтобы обойти трудности, используется стандарт (монитор) – образец с четко установленными возрастом, содержанием калия и радиогенного аргона. Введем обозначение: J = [ λ / λэ. з ][ 39 K/ 40 K ] ΔT ∫φ(ε)σ(ε)d ε. Через монитор получим значение J. Комбинируя (4) и (5) получим: 40 Ar*/39 Ar = ( eλt - 1 ) / J Из (6) через преобразования выведем формулу для определения возраста: t = [ 1 / λ ]× ln( J[40 Ar*/39 Ar] + 1 ) Кроме учета примесного аргона необходимо учитывать вклад от интерферирующих реакций.

Относительные вклады интерферирующих реакций в изотопы аргона

Аргон-аргоновый метод датирования (продолжение) Интерферирующие ядерные реакции: (Ядро-мишень ядерная реакция образующееся ядро) 40 K (n, p) 40 Ar = 40 Ar + 40 Ar 40 40 атм + Ar. Са + Ar. К 40 Ca (n, nα) 36 Ar 39 Ar = 39 Ar 39 Са + Ar. К 40 Ca (n, α) 37 Ar 38 Ar = 38 Ar + 38 Ar 38 38 Cl атм + Ar. Са + Ar. К 42 Ca (n, nα) 38 Ar 37 Ar = 37 Ar 37 Са + Ar. К 42 Ca (n, α) 39 Ar 36 Ar = 36 Ar 36 36 атм + Ar. Са + Ar. К 43 Ca (n, nα) 39 Ar Учет вклада интерферирующих 43 Ca (n, α) 40 Ar реакций производится по солям К 44 Ca (n, α) 40 Ar и Са, которые облучаются вместе с 39 K (n, nd) 37 Ar образцами 40 Ar (n, γ) 37 Ar

Учет поправок Полное выражение для 40 Ar*/39 Ar с учетом поправок: 40 Ar*/39 Ar = {40 Ar/39 Ar – 295, 5×(36 Ar/39 Ar) + 295, 5×(37 Ar/39 Ar)×(36 Ar/37 Ar)Ca - (40 Ar/39 Ar)K }/{1 - (37 Ar/39 Ar)× (39 Ar/37 Ar)Ca } • Период полураспада Т ½ изотопа 39 Ar составляет 267 дней. • Период полураспада Т ½ изотопа 37 Ar составляет 35 дней. • В связи с распадом 37 Ar оптимальное время выдержки после облучения перед измерением образца составляет 1 -6 месяцев. Оптимизация условий облучения приведена на диаграмме.

Возрастной 40 Ar/39 Ar (Аргон-аргоновый) спектр {Напомню формулу для 40 Ar/39 Ar: t = [ 1 / λ ]× ln( J[40 Ar*/39 Ar] + 1 )}

Лазерная абляция в аргоновом методе

Сопоставление K-Ar и 40 Ar-39 Ar датировок на Cu-Moпорфировом месторождении Эрдэнэтуинуин-Обо (Монголия)

K-Ar изотопная система позволяет датировать как молодые геологические образования, включая современный вулканизм, так и лунные, марсианские и космические образования

U-Th-Pb система

Цепочки распада урана и тория

U, Th-, Pb- методы определения возраста. (99. 274%) 4. 468 109 лет 206 Pb 235 U (0. 72%) 0. 7038 109 лет 207 Pb 234 U (0. 0057%) 2. 47 105 лет 232 Th (100%) 14, 01 109 лет 208 Pb/ По уравнению радиоактивного распада 206 Pb/204 Pb = (206 Pb/204 Pb)нач + (238 U/204 Pb)×(℮λ 1 t – 1) 207 Pb/204 Pb = (207 Pb/204 Pb) 235 U/204 Pb)×(℮λ 2 t – 1) нач + ( 208 Pb/204 Pb = (208 Pb/204 Pb) 232 Th/204 Pb)×(℮λ 3 t – 1) нач + ( Радиогенные изотопы находятся в одном образце. 238 U По каждому из (1); трех уравнений определяется (2); независимая (3); датировка. Решение (1) относительно времени t: t = (1/ 1) ln[{206 Pb/204 Pb - (206 Pb/204 Pb)нач}/(238 U/204 Pb) + 1]. t = (1/ 2) ln[{207 Pb/204 Pb - (207 Pb/204 Pb)нач}/(235 U/204 Pb) + 1]. t = (1/ ) ln[{208 Pb/204 Pb - (208 Pb/204 Pb)нач}/(232 Th/204 Pb) + 1]. 204 Pb 206 Pb 207 Pb 208 Pb 1, 4 24, 1 22, 1 52, 4 % В случае совпадения датировок - возраст истинный

Изохронное датирование U-Pb методом 206 Pb/204 Pb = (206 Pb/204 Pb) нач + ( 238 U/204 Pb)×(℮λ 1 t – 1) (1); Девонские коралы Гранитный батолит

Обязательные требования к датированию U, Nh-, Pbметодом 1) Замкнутость минерала относительно U, Th-, Pb- и всех промежуточных дочерних продуктов в геологической истории (трудно!); 2) Первичные изотопные отношения выбраны правильно (трудно!); 3) Константы распада точно известны; 4) Изотопный состав U нормальный и не изменился в результате реакций (ОКЛО! – обедненность 235 U в 2 раза): 238 U/235 U = 137. 88 5) Проведена минизация систематических и статистических погрешностей. Датировки по уравнениям (1 -3) часто не согласуются – нет замкнутости. Делим (2) на (1) получаем уравнение «датировки по 206 -207» : {207 Pb/204 Pb (207 Pb/204 Pb)нач}/{206 Pb/204 Pb - (206 Pb/204 Pb)нач} = (238 U/235 U) {(℮λ 2 t – 1)/(℮λ 1 t – 1)} (4); Преимущества этого уравнения следующие: А) отсутствие зависимости от потерь урана (если какой либо изотоп теряется, то и другой изотоп синхронно из-за идентичности химических свойств); Б) не нужно определять концентрацию свинца. В) проблема с первичным изотопным составом свинца.

U, Th-, Pb- методы определения возраста. 238 U (99. 274%) 235 U (0. 72%) 234 U (0. 0057%) 235 Th (100%) 4. 468 109 лет 0. 7038 109 лет 2. 47 105 лет 14, 01 109 лет 206 Pb 208 Pb/ 207 Pb По уравнению радиоактивного распада 206 Pb/204 Pb = (206 Pb/204 Pb)нач + (238 U/204 Pb)×(℮λ 1 t – 1) (1); 207 Pb/204 Pb = (207 Pb/204 Pb) 235 U/204 Pb)×(℮λ 2 t – 1) (2); нач + ( 208 Pb/204 Pb = (208 Pb/204 Pb) 235 Th/204 Pb)×(℮λ 3 t – 1) (3); нач + (

206 Pb/204 Pb = (206 Pb/204 Pb)нач + (238 U/204 Pb)×(℮λ 1 t – 1) 207 Pb/204 Pb = (207 Pb/204 Pb) 235 U/204 Pb)×(℮λ 2 t – 1) нач + ( 206 Pb/204 Pb - (206 Pb/204 Pb)нач = 206 Pb* = (238 U/204 Pb)×(℮λ 1 t – 1) 207 Pb/204 Pb - (207 Pb/204 Pb) 207 Pb*= (235 U/204 Pb)×(℮λ 2 t – 1) нач = 206 Pb* / 207 Pb* = (238 U/ 235 U)×(℮λ 1 t – 1)/ (℮λ 2 t – 1)

Циркон: Химический состав—содержание (в %): Zr. O 2— 67, 1; Si. O 2— 32, 9; обычны примеси гафния (альвит), иттрия, церия, фосфора, ниобия (наэгит), тантала, тория, урана (малакон, циртолит). .

U-Pb диаграма с «конкордией» и «цирконометрия» Введем обозначение 206 Pb* = 206 Pb/204 Pb - (206 Pb/204 Pb)нач , перепишем уравнение (1) : 206 Pb/204 Pb = (206 Pb/204 Pb)нач + (238 U/204 Pb)×(℮λ 1 t – 1); 206 Pb*/ 238 U = (℮λ 1 t – 1) ; Точно также введем 207 Pb* = 207 Pb/204 Pb - (207 Pb/204 Pb)нач , и перепишем уравнение (2) 207 Pb/204 Pb = (207 Pb/204 Pb)нач + (235 U/204 Pb)×(℮λ 2 t – 1) : 207 Pb*/ 235 U = (℮λ 2 t – 1). Диаграмма в координатах 206 Pb*/ 238 U и 207 Pb*/ 235 U. После измерения на массспектрометре изотопов свинца, урана и вычисления получим совпадающие датировки t 1 и t 2. Можно наоборот при t 1 = t 2 выбирать такие значения изотопов U и Pb, которые бы удовлетворяли уравнениям. Кривая согласованных значений на диаграмме в координатах 206 Pb*/ 238 U и 207 Pb*/ 235 U – «конкордия» . U-Pb методом проводят датирование по цирконам, хотя другие минералы, содержащие U и Th, в меньшей степени пригодны для этой цели.

Кривая согласованных значений 206 Pb*/ 238 U = (℮λ 1 t – 1) ; 206 Pb/238 U Циркон 207 Pb/235 U 207 Pb*/ 235 U = (℮λ 2 t – 1).

206 Pb/238 U 207 Pb/235 U

Рубидий-стронциевый метод (Rb-Sr метод) • Рубидий - щелочной металл с ионным радиусом 1. 48 ангстрем и близок к ионному радиусу калия 1. 33 ангстрем. В слюдах, мусковите, флогопите, биотите, лепидолите, КПШ, глинистых минералах. • 85 Rb (72. 165%) 87 Rb (27. 83%). 85 Rb/87 Rb=2. 5926 • 87 Rb 87 Sr + - + • Стронций металл с ионным радиусом 1. 13 ангстрем, слегка больше чем у кальция 0. 99 ангстрем. Замещает Са в кальцийсодержащих минералах: плагиоклазе, апатите, карбонатах. Стронционит и целестин. 4 изотопа стронция: • 88 Sr(82. 53%), 87 Sr(7. 04%), 86 Sr(9, 87), 84 Sr(0. 56%). 86 Sr/88 Sr=0. 1194; 84 Sr/86 Sr=0. 056584.

• 87 Rb 87 Sr + - + • По закону радиоактивного распада: 87 Sr = 87 Sr 0 + 87 Rb (eλt - 1 ). • Разделим на 86 Sr : • 87 Sr/86 Sr =( 87 Sr/86 Sr) + 87 Rb (eλt - 1 )/ 86 Sr; 0 • Где λ=1. 42*10 -11/лет или Т 1/2 = 4. 89*1010 лет; • в уравнении - 87 Sr/86 Sr - измеренное отношение стронция в препарате; • (87 Sr/86 Sr)0 - первичное изотопное отношение стронция; • 87 Rb/86 Sr - измеренное отношение содержаний изотопа 87 Rb к 86 Sr • Для определения времени: • t = [ 1 / λ ] ln[(87 Sr/86 Sr – (87 Sr/86 Sr)0)/ 87 Rb/ 86 Sr +1]

Изохронное Rb-Sr датирование = (87 Sr/86 Sr)0 + 87 Rb/86 Sr (e t - 1), введем обозначения: y = 87 Sr/86 Sr; а = (87 Sr/86 Sr)0 ; m = (e t - 1); x = 87 Rb/86 Sr. Получим y = а + x m – линейное уравнение в координатах y и x. 87 Sr/86 Sr y = 87 Sr/86 Sr Изохрона (87 Sr/86 Sr)0 tg = m; t = -1 ln(1+ tg ) x = 87 Rb/86 Sr

Распределение первичного изотопного состава стронция в базальтах (87 Sr/86 Sr)0 Океанические острова ~0, 703 -0, 704 Островные дуги ~ 0, 7035 -0, 705 Континенты ~0, 7035 -0, 7075

87 Sr/86 Sr = (87 Sr/86 Sr)0 + 87 Rb/86 Sr (e t – 1) Название Метеорита Возраст *109 (87 Sr/86 Sr)0 Kodaikanal 3. 73 0. 713+/-0. 02 Bishopville 3. 4+/-3. 8 0. 7015+/-0. 002 Bereba 4. 07+/-0. 26 0. 69898+/-0. 00007 Sioux County 4. 09+/-0. 14 0. 69897+/-0. 00008 Shegorty 0. 165+/-0. 0011 0. 72260+/-0. 000012 Nakhla 1. 34+/-0. 02 0. 70232+/-0. 00006 0, 69897+/-0, 00003 BABI – basaltic achondrite best initial – наилучшее первичное отношение в базальтовых ахондритах

87 Sr/86 Sr = (87 Sr/86 Sr)0 + 87 Rb/86 Sr (e t – 1)

Особая роль рубидий-стронциевого метода заключается в реконструкции глобальных событий по изотопам стронция в осадочных карбонатах.

Изотопы стронция в морской воде

методы изотопного анализа 1) Rb-Sr метод 3 а) Pb-Pb метод 5) La-Ce метод 7) La-Ba метод 2) Sm-Nd метод 3 б) U-Pb метод 6) Lu-Hf метод 8) Ca-K метод 3) U-Th-Pb метод 4) Re-Os метод 9) неравновесный уран

Метод треков Физической основой трекового метода датирования является самопроизвольный распад естественных радиоактивных элементов: U-238; U-235; U-234; Th-232

Отжиг минералов

Трековый метод позволяет установить динамику тектонические вертикальные перемещения

Время

Изотопные методы, которые используются в термохронологи

Считается, что в природе углерод имеет следующий состав: 12 С(98. 898%) и 13 С(1. 11%) Космогенный углерод

Космогенные изотопы

Для определения динамики эрозии, возраста осадочных пород применяются изотопы космогенного Be-10

Глобальный приток С-14: бомбардировка космическими лучами приводит к появлению свободных нейтронов – в равновесном состоянии - 2 нейтрона*сек-1*см-2 2 распада в сек на / 8. 5 g C cm-2 X 60 sec min-1 = 13. 56 14 C распадов в минуту на грам углерода – активнсть (А). T 1/2 = 5730± 40 лет:

Максимальный возраст и погрешности Уравнение для определения возраста (лет) Т = - 8033 x ln(Аобр/Aста)

Морской резервуар Биогенный рзервуар

Влияние ядерного взрыва

Содержание изотопа 14 C в атмосфере зависит от многих факторов, таких как: • интенсивность космических лучей и активности СОЛНЦА • широта местности; • состояние атмосферы и магнитосферы; • вулканическая деятельность (углерод, содержащийся в вулканических выбросах, «древний» , • практически не содержащий 14 C); • проведение атмосферных ядерных испытаний, создавших в 1950 -х— 60 -х годах • существенный выброс (около 0, 5 тонны) радиоуглерода в атмосферу (бомбовый эффект); • сжигание большого количества ископаемых топлив (углерод, содержащийся в нефт • природном газе и угле — «древний» , практически не содержащий 14 C) — так • называемый эффект Зюсса, возникший с началом промышленной революции в 19 веке. Два последних фактора делают невозможным проведение точных радиоуглеродных датировок у образцов 20 -го века. • круговорот углекислого газа в природе; Ещё один важный эффект (резервуарный эффект) — замедленное достижение радиоуглеродного равновесия в Мировом океане из-за его медленного[3] обмена углеродом с атмосферным резервуаром — приводит, если не учитывать поправок, к кажущемуся увеличению возраста остатков морских организмов, а также тех сухопутных организмов, чья диета в основном состояла из морской пищи

При радиоуглеродном анализе растительных остатков используется целюлоза, а при датировании костей, рогов и других животных остатков выделяется коллаген. Погрешность метода в настоящее время находится в пределах от семидесяти до трёхсот лет. Важной проблемой в радиоуглеродном методе является калибровка. Для малых возрастов она реализуется с помощью дендрохронологии.

Изменение за 25 ka солнечной активности, объема льда, изотопов кислорода во льдах Гренландии, Боливии, Антарктики.

Для определения возраста из фрагмента исследуемого образца выделяется углерод (путём сжигания предварительно очищенного фрагмента), для выделенного углерода производится и змерение радиоактивности, на основании этого определяется соотношение изотопов, которое и показывает возраст образца. Образец углерода для измерения активности обычно вводится в газ, которым наполняется пополняется счетчик, либо в жидкий сцинтиллятор. В последнее время для очень малых содержаний 14 C и/или очень малых масс образцов (несколько мг) и спользуется ускорительная масс-спектрометрия, позволяющая прямо определять содержание 14 C. На 2010 год предельный возраст образца, который может быть точно определён радиоуглеродным методом — около 60 000 лет, т. е. около 10 периодов полураспада 14 C. За это время содержание 14 C уменьшается примерно в 1000 раз (около 1 распада в час на грамм углерода). Измерение возраста предмета радиоуглеродным методом возможно только тогда, когда соотношение изотопов в образце не было нарушено за время его существования, то есть образец не был загрязнён Углеродосодержащими материалами более позднего или более раннего происхождения, радиоактивными веществами и не подвергался действию сильных источников радиации. Определение возраста таких загрязнённых Образцов может дать огромные ошибки

В основе метода положена зависимость ширины колец от климатических и антопогенных факторов. Сопоставляя последовательность ширины колец между разными деревьями, проводим корреляцию ЗАВИСИМОСТЬ РАДИАЛЬНОГО ПРИРОСТА СОСНЫ ОТ КЛИМАТИЧЕСКИХ И АНТРОПОГЕННЫХ ФАКТОРОВ

Тхника дендрохронологического датирования

Самому старому из доживших до наших дней деревьев было 4844 года, когда его срубили в 1965 году (это считается одним из самых печальных событий в истории дендрохронологии). Старейшему из живых деревьев на планете 4789 лет. Это сосна (Pinus longaeva), растущая в Калифорнии.

Фракционирование изотопов кислорода Глобальный цикл углерода г. Новосибирск, окрестности Ак. Городка Pteridium aquilinum Filipendule hexapetala Aegopodium podagraria Equisetum silvaticum Gramenea(порей обыкновенный) Dactylis geomerata Betule verrucosa Новосиирская область; Барышевское Урочище Aegopodium podagraria Equisetum silvaticum Фракционирование при испарении -28, 6 -26, 8 -29, 1 -29, 3 -27, 8 -25, 5 -31, 2 -28, 2 -29, 8 фракцонирование Листья

Глобальный цикл углерода на Земле г. Новосибирск, окрестности Ак. Городка Pteridium aquilinum Filipendule hexapetala Aegopodium podagraria Equisetum silvaticum Gramenea(порей обыкновенный) Dactylis geomerata Betule verrucosa Новосиирская область; Барышевское Урочище Aegopodium podagraria Equisetum silvaticum -28, 6 -26, 8 -29, 1 -29, 3 -27, 8 -25, 5 -31, 2 -28, 2 -29, 8

Изотопы углерода: 12 С(98. 898%) и 13 С(1. 11%) Фотосинтез и реакция изотопного обмена. Фотосинтез приводит к обогащению синтезированных органических соединений 12 С. Реакция изотопного обмена между газообразной СО 2 и водораство- римыми карбонатами приводит к обогащению карбонатов 13 С. В результате в пределах геологических образований появляется неоднород- ность изотопного состава углерода. 13 С = {[(13 С/12 С)обр - (13 С/ 12 С)станд ]/ (13 С/12 С)станд } 1000 промиле (‰) Стандарт – известняк PDB (USGS)

-30 δ 13 С ‰ С 3 растения -28 -26 -24 Рi / Р а ↑ энзиматическая активность ↓ излучение ↓ -22 Р i / Ра ↓ ↑ РСО 2 ↓ закрытие устьиц температура ↓ температура ↑ запасы вещества ↓ влажность ↓ солевой стресс ↑

Ноябрьск, 2000 год Sphagnum fuscum Sphagnum lindbergii Sphagnum majus Sphagnum riparium Sphagnum warustorfii δ 13 С, ‰ -27, 2 -25, 8 -26, 8 -27, 7 -29, 8 Подтайга, р. Тара, 2001 год Sphagnum fuscum Sphagnum magellanicum -29, 9 -30, 3

Кривая изменений δ 13 С ‰ Шерстобитовский Рям Кривая изменений δ 13 С ‰ Суминское 1

Кривая изменений δ 13 С ‰ Суминское 1 Кривая изменений δ 13 С ‰ Гладиловский рям

δ 1 3 С, ‰ Температурная кривая (пунктир) и кривая зависимости изотопного состава от времени.

Гладиловский рям

Интерпретация результатов. Формирование торфяника Суминское 1 происходило в течении 1400 лет, Шерстобитовского Ряма 3000 лет. Климатически этот временной отрезок характеризуется тенденцией к похолоданию и аридизации. Среднегодовые температуры в Европе были на 3 -5 С ниже современных. Пик похолоданий Малого Ледникового периода пришелся на 1100 -1600 гг. н. э. (900 -400 лет назад). Теплые периоды: 1400 -1250, 1150 -1000, 850 -750, 650 -600, 450 -380, 220 -150 лет назад. Периоды холодных температур и повышенной влажности: 1250 -1200, 1150, 1000 -850, 750 -700, 550 -500, 350 -220, 250, 150 -100 лет назад.

Трековый метод датирования. Физической основой трекового метода датирования является самопроизвольный распад естественных радиоактивных элементов: U-238; U-235; U-234; Th-232

Реконструкция дренажной системы Юго. Восточной Азии

Модельное и изохронное датирование D = D 0 + 40 Ar N(e t биотит -1) 40 Ar 40 К 40 К 36 Ar Y X Y = a + X*b 40 Ar 36 Ar tg = e t -1 295, 5 40 К/36 Ar

Изохронное датирование D = D 0 + N(e t -1) 40 Ar* tgα = (e t -1 ) 40 К

(40 Ar/36 Ar)весь = (40 Ar/36 Ar)атм+избыт + (40 K/36 Ar) ( е. з. / ) (e t – 1) Y = c + Пироксен, оливин, кварц и другие минералы, содержащие калий в малых количествах, чувствительны к примесному аргону X m 40 Ar 36 Ar tg = e t -1 295, 5 40 К/36 Ar

Аппаратура в Калий-аргоновом и аргон-аргоновом методе МАСС-СПЕКТРОМЕТР

Возрастной Ar-Ar спектр метеорита

Рубидий-стронциевый метод (Rb-Sr метод) • Рубидий - щелочной металл с ионным радиусом 1. 48 ангстрем и близок к ионному радиусу калия 1. 33 ангстрем. В слюдах, мусковите, флогопите, биотите, лепидолите, КПШ, глинистых минералах. • 85 Rb (72. 165%) 87 Rb (27. 83%). • 87 Rb 87 Sr + - + • Стронций металл с ионным радиусом 1. 13 ангстрем, слегка больше чем у кальция 0. 99 ангстрем. Замещает Са в кальцийсодержащих минералах: плагиоклазе, апатите, карбонатах. Стронционит и целестин. 4 изотопа стронция: • 88 Sr(82. 53%), 87 Sr(7. 04%), 86 Sr(9, 87), 84 Sr(0. 56%).

• 87 Rb 87 Sr + - + • По закону радиоактивного распада: 87 Sr = 87 Sr 0 + 87 Rb (eλt - 1 ). • Разделим на 86 Sr : • 87 Sr/86 Sr =( 87 Sr/86 Sr) + 87 Rb (eλt - 1 )/ 86 Sr; 0 • Где λ=1. 42*10 -11/лет или Т 1/2 = 4. 89*1010 лет; • 85 Rb/87 Rb=2. 5926; 86 Sr/88 Sr=0. 1194; 84 Sr/86 Sr=0. 056584. • в уравнении - 87 Sr/86 Sr - измеренное отношение стронция в препарате; • (87 Sr/86 Sr)0 - первичное изотопное отношение стронция; • 87 Rb/86 Sr - измеренное отношение содержаний изотопа 87 Rb к 86 Sr • Для определения времени: • t = [ 1 / λ ] ln[(87 Sr/86 Sr – (87 Sr/86 Sr)0)/ 87 Rb/ 86 Sr +1]

Изохронное Rb-Sr датирование 87 86 t 0 + Rb/ Sr (e - 1), введем обозначения: y = 87 Sr/86 Sr; а = (87 Sr/86 Sr)0 ; m = (e t - 1); x = 87 Rb/86 Sr. 87 Sr/86 Sr = (87 Sr/86 Sr) y = а + x m – линейное уравнение в координатах y и x. По экспериментальным масс-спектрометрическим данным можем определить только y и в. Для определения времени необходимо значение а. Выбираем ~10 и более образцов с одного массива, соблюдая важнейшие условие: 1) свежие (отсутствие измененности), 2) образовались одновременно, 3) имеют одинаковое (87 Sr/86 Sr)0 и 4) имеют контрастное отношение 87 Rb/86 Sr * y = 87 Sr/86 Sr * * Изохрона * (87 Sr/86 Sr)0 * * tg = m; t = -1 ln(1+ tg ) x = 87 Rb/86 Sr

Распределение первичного изотопного состава стронция в базальтах

Поставщиком кальция для карбонатов являются экспонированные на поверхности породы. В результате процесса выветривания происходит разрушение пародообразующих минералов, содержащих кальций и стронций и они становятся подвижными. Например, разрушение арагонита происходит по следующей реакции: Ca. CO 3+CO 2+H 2 O=Ca 2++2 HCO 3−(водн); Разложение диопсида: Ca. Mg. Si 2 O 6+4 CO 2+6 H 2 O=Ca 2+(вод)+Mg 2+(вод)+2 H 4 Si. O 4(вод)+4 HCO 3−(вод); Преобразование анортита в каолинит: Ca. Al 2 Si 2 O 8+2 CO 2+3 H 2 O=Al 2 Si 2 O 5(OH)4+Ca 2+(вод)+2 HCO 3−(вод). В связи с близостью ионных радиусов, с этим кальцием всегда находится стронций в повышенных содержаниях в минералах.

элемент дождь реч. вода подзем. Воды морск. Вода верхняя кора сланцы карбонатные лет - время породы нахождения в океане

Твердофазные методы изотопного анализа 1) Rb-Sr метод 3 а) Pb-Pb метод 5) La-Ce метод 7) La-Ba метод 2) Sm-Nd метод 3 б) U-Pb метод 6) Lu-Hf метод 8) Ca-K метод 3) U-Th-Pb метод 4) Re-Os метод 9) неравновесный уран

В соответствии с законом радиоактивного распада: 187 Os/186 Os = (187 Os/186 Os) 187 Re/186 Os)×(℮λt – 1); нач + ( 187 Os/186 Os – отношение в настоящее время; (187 Os/186 Os)нач – первоначальное отношение; 187 Re/186 Os отношение в настоящее время. Возможно модельное датирование по одному образцу при разумном выборе (187 Os/186 Os)нач Возможно изохронное датирование по нескольким образцам. Относится к редким и рассеянным элементам. Осн. минералы О. : прир. сплавы Os и Ir-осмистый иридий (невьянскит и сысертскит); кроме Os и Ir они содержат еще неск. ми-нералообразующих элементов и относятся к классу твердых р-ров. О. встречается также в виде соед. с S и As (эр-лихманит, осмиевый лаурит, осарситт). В качестве изоморфной примеси входит в состав халькопирита, пирротина, пентландита, кубанита, магнетита. Извлекают О. из руд медно-никелевых и медно -молибденовых месторождений.

• 18 OSMOW = [(18 O/ 16 O )sample / (18 O/ 16 O)SMOW -1] x 1000

Figure 12. Comparison between rainwater δ 18 O (‰ relative to VSMOW ) (red line) based on biweekly average and monthly total precipitation from UOG station (inch) (blue line). Error bars for isotope are ± 1σ, see речная вода

The ages of the Fen Complex (A, B) are on two separate dikes within the Fen Complex. Not only are their ages , similar but the direction of magnetization in the rocks is also identical and indicates that Oslo, Norway was loc