книги / Основы геохимии

Что касается внутреннего ядра, то не исключена возможность, что оно имеет тот же состав, но находится в твердом состоянии или образовано из одного никелистого железа.

Таким образом, современное представление о природе недр нашей планеты соответствует химически дифференцированному шару, который разделен на две разные части: мощную твердую силикатноокисную мантию и жидкое, в основном металлическое ядро (рис. 27).

ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХРОНОЛОГИЯ

Оценка возраста Земли имеет большое принципиальное значение во всех геологических науках и дает представление о длительности химической эволюции нашей планеты. Возраст Земли не может быть

121

Земли, несомненно, превышает 4000 млн. лет. До этой даты наша пла­ нета прошла определенный путь развития, длительность которого неизвестна.

Максимальный предел возраста Земли можно получить по возрасту тяжелых радиоактивных ядер. Так, возраст Земли не может превышать возраст урана, так как при любых условиях былого ее существо­ вания в ней не был возможен синтез таких тяжелых элементов, как торий, уран и др.

Если допустить, что все количество изотопов свинца 207РЬ и 206РЬ метеоритов, земной коры и Луны возникло от распада изотопов урана 235U и 238U, то можно вычислить возраст урана как максимальный предел вероятного возраста Земли. Соответствующие расчеты, основан­ ные на данных о соотношении изотопов 207РЬ/200РЬ в различных при­ родных объектах, показывают, что образование тяжелых ядер урана происходило 5000 — 6000 млн. лет тому назад.

Для определения возраста урана Э. Резерфорд предложил исполь­ зовать первичное отношение урановых изотопов 235U /238U, имев­ шее место сразу после их образования. В этом случае может быть использована простая формула для расчета возраста (t):

При вычислении Э. Резерфорд допускал, что первичное отношение 235U/238U было равно 1. Отсюда возраст урана 6000 млн. лет. Однако, как показал В. И. Баранов, первичное отношение 235U/238U в вы­ числениях Резерфорда завышено. Оно не может быть равным /,т а к как отношение изотопов нечетных массовых чисел к изотопам четных сос­ тавляет не более половины у тяжелых элементов таблицы Д. И. Мен­ делеева, непосредственно вблизи тяжелых радиоактивных элементов. Вероятнее всего, первоначальное отношение 235U/238U приближа-

122

лось к 0,5. этом случае возраст урана в солнечной системе согласно расчету равен 5100 млн. лет. Эта цифра хорошо согласуется со свин­ цово-изотопными данными.

Следовательно, вещество Земли около 5000 млн. лет тому назад находилось в термодинамических условиях, при которых был возмо­ жен естественный синтез тяжелых радиоактивных ядер и известной части стабильных ядер. Поскольку в условиях существования Земли синтез атомов столь тяжелых элементов произойти не может, то ее возраст должен быть меньше возраста урана и больше возраста древ­ нейших горных пород земной коры, т. е. возраст планеты Земля нахо­ дится в интервале значений 4000—5100 млн. лет.

Более точное вычисление возраста нашей планеты может быть выполнено с учетом вариаций изотопных отношений свинца во време­ ни. Сравнение изотопного состава свинца земных горных пород и каменных метеоритов обнаруживает их большую близость. Однако в железных метеоритах радиогенного свинца очень мало, так как в них практически отсутствуют тяжелые радиоактивные элементы — уран и торий. Если принять свинец ряда железных метеоритов в ка­ честве первичного, то можно выделить ту часть радиогенного свинца верхних частей Земли и каменных метеоритов, которая накопилась после образования планет солнечной системы. В среднем первичный

ка, Биштюде, Арус.

В качестве современного свинца Земли можно принять свинец глубоководных осадков Тихого океана. Радиогенный свинец Земли представляет собой разницу между изотопным составом современного свинца и первичного свинца (табл. 29).

Вычисление возраста t можно произвести по формуле

123

Подставляя данные табл. 29 в формулу, получим возраст 4526 млн. лет. Следует отметить, что большая часть свинца каменных ме­ теоритов дает возраст в пределах 4500—4600 млн. лет. Такие же циф­ ры получают и при определении возраста этих образований стронцие­

ния формирования Земли, Луны и родоначальных метеоритных тел. Если приближенно вычисленный возраст тяжелых элементов —

5000 млн. лет., то можно считать, что формирование Земли и других

Шкала абсолютной геохронологии представляет собой шкалу естественноисторического развития земной коры, выраженную в числовых единицах времени. Задача создания абсолютной геохроно­ логии заключается в первую очередь в том, чтобы выяснить длитель­ ность тех эр и периодов в истории Земли, которые ранее были уста­ новлены по чисто геологическим и палеонтологическим данным.

В СССР работы по геохронологии координируются Комиссией по определению абсолютного возраста геологических формаций Ака­ демии наук СССР. Советские ученые провели большую работу по составлению шкалы абсолютной геохронологии той части геологичес­ кой истории, которая начинается с палеозойской эры.

В настоящее время на основании полученных достоверных радио­ логических данных мы можем выделить различные типы шкал абсо­ лютной геохронологии, охватывающие разные отрезки истории Зем­ ли (рис. 29).

Шкала I, выраженная в миллиардах лет, охватывает как геологи­ ческое, так и космическое время. На шкале отмечены четыре даты: возраст тяжелых атомных ядер, возраст Земли, возраст древнейших известных пород и начало палеозоя.

124

j типы шкал абсолютной геохронологии, охватывающие ные отрезки истории Земли

Шкала II охватывает геологическую стадию развития Земли и отражает геологические эры как наиболее крупные геохронологичес­ кие подразделения. Очевидно, что выделенные и принятые в прошлом веке кайнозойская, мезозойская и палеозойская эры резко отличаются друг от друга по своей длительности. Длительность более древних эр оказывается прогрессивно возрастающей. Это объясняется скоро­ стью эволюционных изменений организмов, по остаткам которых были выделены стратиграфические группы и их производные — геологи­ ческие эры.

Шкала III охватывает геологические периоды трех последних эр в истории Земли. Она построена по материалам советских ученых, которые были обобщены в 1964 г. Эта шкала является наиболее до­ стоверной из всех до сих пор предложенных, однако она еще требует уточнений границ между периодами и доработки.

РАДИОАКТИВНОСТЬ ЗЕМЛИ И РАДИОГЕННОЕ ТЕПЛО

Радиоактивность относится к важнейшим свойствам нашей плане­ ты, к коренным и глубоким свойствам ее вещества. При решении кардинальных вопросов происхождения Земли, ее химической эволю­ ции и геологической истории необходимо учитывать свойство радио­ активности нашей планеты наравне с данными о ее составе, плот­ ности и строении.

Во всех оболочках Земли в состоянии крайнего рассеяния присут­ ствуют радиоактивные элементы. Радиоактивные ядра нашей планеты могут быть подразделены на первичные и вторичные. К первичным радиоактивным изотопам относятся те, которые были получены Зем­ лей в период ее образования в наследство от более древних космичес­ ких систем, в которых происходил ядерный синтез. К вторичным рад­ иоизотопам относятся изотопы, возникающие в современных условиях в результате взаимодействия космических лучей с атомами преиму­ щественно атмосферных газов Земли. Процесс взаимодействия кос­ мических лучей с веществом атмосферы в общем довольно сложный. Возникающие в результате этого взаимодействия нейтроны, попадая беспрепятственно в ядра атомов атмосферных газов, производят на­ иболее эффективно радиоактивные изотопы. Возникают нейтронноиндуцированные радиоактивные ядра, общее количество которых невелико (табл. 30).

Если мы сравним количество наиболее распространенного 10Ве — 430 т с общей массой Земли — 5,974*1021 т, то станет совершенно очевидно, насколько ничтожную массу вещества Земли слагают вто­ ричные радиоизотопы.

Первичные естественные радиоактивные изотопы представлены в табл. 31. Рассматривая современную радиоактивность Земли и ее оболочек, мы остановимся только на главных радиоактивных элемен­ тах — уране, тории и калии, ибо радиоактивность остальных очень слабая и вызывает очень небольшой термический эффект.

Определение радиоактивности горных пород показало, что радио­ активные элементы присутствуют в них повсеместно. Однако распре-

126

Т аб л и ц а 30

Общее количество нейтронно-индуцированных радиоактивных ядер на Земле

деление U, Th и К в горных породах неравномерно. Наибольшим со­ держанием U, Th, К отличаются кислые породы — гранитоиды. На­ именьшая их концентрация обнаружена в глубинных ультраосновных породах. В общем, данные определений показывают, что радио­ элементы сосредоточены преимущественно в алюмосиликатной коре, значительно ниже их концентрация в мантии и совершенно ничтожная концентрация в ядре. На заре первых исследований радиоактивности горных пород было установлено, что если бы во всем объеме Земли концентрация радиоэлементов была бы такой, как в коре, то Земля имела бы высокую температуру и большая часть ее находилась бы в расплавленном состоянии. Следовательно, хотя недра Земли остают-

Т аб л к ц а 31

127

ся недоступными, но тепловое состояние нашей планеты указывает, что радиоактивность сосредоточена преимущественно в периферичес­ ких частях ее и по направлению к центру быстро убывает.

Принципиально важным для выяснения роли радиоактивности в качестве источника земного тепла имеет общая оценка радиоактивнос­

тах разного типа можно произвести соответствующие расчеты средней радиоактивности земного материала. Радиоактивность земного шара по разным авторам характеризуется величинами от 0,93 до 10,0X Х10"8 г/г урана, от 4 до 30-10"8 г/г тория и от 0,23 до 1,5-10"* г/г калия.

При радиоактивном распаде кинетическая энергия а -, р- частиц, ядер отдачи и ^-излучения превращается в тепловую энергию. Следо­ вательно, если в системе вещества присутствуют радиоэлементы, то за счет их происходит непрерывное выделение тепла, повышающее температуру данного тела. Таким телом и является наша Земля как в целом, так и в отдельных своих частях.

Удельное количество энергии, выделяемое каждым радиоактив­ ным элементом в течение года, характеризуется следующими данными:

В табл. 32 дана оценка радиоактивной генерации тепла для раз­ личных моделей радиоактивной Земли.

Каково же значение радиогенного тепла в современном тепловом состоянии Земли? Чтобы ответить на этот вопрос, необходимо прежде

Т аб л и ц а 32 Выделение радиогенного тепла в разных моделях радиоактивной Земли

128

учесть, какую величину тепла теряет наша планета ежегодно, рассеи­ вая его в мировое пространство.

Расход тепла осуществляется тепловым потоком, идущим из глубин планеты к ее поверхности, а также такими активными про­ цессами, как вулканизм, гидротермальная деятельность, тектоничес­ кие движения. По мнению геофизиков, Земля теряет свое тепло пре­ имущественно путем проводимости. Остальные явления играют под­ чиненную роль. Оценка тепловых потоков производится на основе измерения геотермического градиента dt/ds в скважинах и коэффициен­

в год имеет тот же порядок и в общем несколько превышает потерю даже для моделей с минимальной концентрацией радиоактивных ве­ ществ (например, модель Г. Юри). Следовательно, радиоактивность играет ведущую роль в современном тепловом балансе нашей планеты. Радиоактивность представляет собой мощный энергетический фак­ тор, способный повышать температуру глубоких недр Земли. Такое заключение вытекало из первых определений радиоактивности земно­ го материала, проведенных Р. Стреттом и Дж. Джоли еще в начале XX века. Наиболее ярко оно выражено В. И. Вернадским, который писал, что «количество создаваемой радиоактивным процессом тепло­ вой энергии не только достаточно для того, чтобы объяснить потерю Землей тепла и все динамические и морфогеологические воздействия внутренней энергии планеты на ее поверхность — земную кору, но и для того, чтобы поднять ее температуру».

Следует, однако, добавить, что в далеком прошлом радиоактивность Земли была более высокой, чем сейчас. Это, естественно, вытекает из самого экспоненциального закона радиоактивного распада. По­ скольку выделение каждым радиоактивным элементом тепла пропор­ ционально его количеству, то мы можем написать:

где qt — выделение тепла данным радиоэлементом в современную эпоху и q — выделение им тепла t лет тому назад.

Характер изменения радиогенного тепла для одной из радиоактив­ ных моделей Земли (Войткевич, 1956) представлен на рис. 30. По дан­ ным рисунка видим, Ито в начальные стадии развития Земля получа­

129

основными источниками радиогенного тепла Земли были изотопы 40К.

табл. 33.

В настоящее время присутствие в прошлом некоторых из перечис­ ленных в табл. 33 изотопов в составе Земли можно считать доказан­ ным. В древних метеоритах, как уже отмечалось, обнаружены следы распада 244 Ри и 1291 по изотопному составу ксенона и по трекам оско­ лочного деления 244 Ри. Д. Гоффман, Ф. Лоуренс, Дж. Мюртер и Ф. Рорке (Hoffman, 1971) масс-спектрометрическим методом обнаружи­ ли ничтожные следы плутония-244 в докембрийском минерале бастнезите, что, однако, нуждается в подтверждении.

Изучение ископаемых треков от осколочного деления в некоторых метеоритах и лунной пыли, выполненное группой индийских ученых во главе с Н. Бандари (1971), показало, что даже некоторые сверх­

сутствие в составе молодой Земли даже незначительных количеств быстро вымирающих радиоактивных изотопов могло быть важной причиной ее внутреннего радиоактивного нагрева (наряду с повышен­ ным против современного количеством 285U, 288U, 282Th и 40К, о которых знаем значительно больше). Для сравнения приведем данные

130