Лекція 4

1. ОСНОВИ ІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇС.Є.Шнюков Лекція 4 Ізотопна геохронологія: U−Th−Pb ізотопна система

2. Головний закон радіоактивного розпаду • та його похідні мають принципове значення для перших двох розділів нашої дисципліни −ізотопної геохімії. • Ці розділи • ізотопна геохронологія • геохімія радіогенних ізотопів • глибоко взаємозв’язані саме головним законом радіоактивного розпаду. • Ще раз нагадаємо провідні у геохімічному відношенні • радіоактивні та радіогенні ізотопи: (White, 2007)

3. Головний закон радіоактивного розпаду • Майже відразу за відкриттям радіоактивності А. Беккерелем у 1896 р., але вже на початку 20-го століття Е. Резерфорд та Ф. Содді встановили, що: • результатом розпаду є перетворення нестабільних (материнських, радіоактивних) атомів в атоми інших (дочірних, радіогенних) хімічних елементів, причому за рахунок кожного материнського нукліду утворюється один дочірній атом. • швидкість процесу самостійного розпадуядер нестабільних атомів пропорційна числу атомів материнського нукліда (N), яке має місце на даний момент часу, • Тобто: − dN/dt ~ N, • деdN/dt– швидкість зміни числа атомів материнського нукліда, а t– час (знак мінус означає, що швидкість процесу з часом зменьшується). • Якщо ввести коефіцієнт пропорційності (ламбда)(–“стала розпаду”, то це співвідношення перетвориться на рівняння головного закону радіоактивного розпаду, яке описує розпад будь-якого нестабільного материнського нукліда: • −dN/dt = NабоN = N0e-t, • де N0– кількість атомів материнського нукліда при t= 0, аe– основа натурального логарифма (е = 2,718...).

4. Цей закон, враховуючи, що за рахунок кожного материнського нукліду утворюється один дочірний атом, водночас дозволяє кількісно охарактеризувати накопичення продуктів розпаду для будь-якого часу t. Так, якщо розпад материнського нукліда призводить до формування стабільного радіогенного продукта та число його атомів (D*) дорівнює нулю при t= 0, то для для закритої системи та часу t: D* = N0– Nабо D* = N0(1 – e-t ) Період напіврозпаду Т ½−час, за який первинна кількість материнських атомів зменьшиться в два рази (тобто, якщо t = T1/2 , то N = 0,5 N0): Т1/2 = 0,693/. Звичайно, що розмірність - од. часу-1, а Т ½ - од. часу. Але в більшості випадків (наприклад в геохронології) актуальним є співвідносити число радіогенних (дочірних) атомів (D*)на час tне з первинним числом материнських (радіоактивних) атомів (N0), а з їх числом на той же час t(N): D* = N(et – 1) Необхідно також враховувати можливість присутності в системі деякої кількості первинних дочірних атомів (D0) при t= 0 та оперувати загальним їх числом (D = D0 + D*): D = D0 + N(et – 1) Це рівняння є головним для використання в ізотопній геохронології для методів, які базуються на перетворенні: материнський – дочірній стабільний нуклід.

5. Графічна ілюстрація зміни атомного відношення дочірній/материнський нуклід (D*/N) з часом в закритій ізотопній системі Вирішення головного ”геохронологічного” рівняння D = D0 + N(et – 1) відносно часу

6. Ланцюги радіоактивних перетворень та радіоактивна (секулярна, радіохімічна) рівновага: −dN/dt = N Оскільки це швидкість розпаду, вираз як головна умова радіоактивної рівноваги означає, що після її досягнення швидкість розпаду дочірнього продукту буде дорівнювати швидкості розпаду материнського. Для складних ланцюгів радіоактивних перетворень, які складаються з довгоживучого материнського радіонукліда та багатьох короткоживучих проміжних дочірних радіонуклідів, ця умова є справедливою для всіх членів ланцюга: Важливий наслідок: за умови радіоактивної рівноваги швидкість накопичення кінцевого для всього ланцюга стабільного нукліду дорівнює швидкості розпаду первинного материнського: Тобто: кількість атомів кінцевого для ланцюга стабільного нукліду можно розраховувати у такий же спосіб, як у випадку безпосереднього (одноактного!) перетворення материнського радіонукліду в стабільний кінцевий продукт: Проміжні короткоживучі члени ланцюга просто вилучаються з розгляду!

7. Ряди радіоактивного розпаду U та Th:

8. Ряди радіоактивного розпаду U та Th:

9. Ряди радіоактивного розпаду U та Th:

10. Ряди радіоактивного розпаду U та Th: стабільний радіогенні

11. Геохімія U, Th та Pb: Розповсюдженість

12. Класифікація елементів відповідно до їх розповсюдженості (число атомом на 106 атомов Si) H, He Перш за все пригадаємо, що: (1) елементи мають різну розповсюдженість у Всесвіті C, O, Mg, Si Fe Zr Ba Pt, Pb Li Так, для Сонця, кам’яних метеоритів (хондритів) та загалом для Всесвіту встановлено максімуми H, He та закономірне зниження розповсюдженості з зростанням Z.

13. Класифікація елементів відповідно до їх розповсюдженості Перш за все пригадаємо, що: (2) Елементи мають різну розповсюдженість й у земних породах C, O, Mg, Si H, He Fe Zr Ba Log ( число атомів на 106 атомів Si ) REE Pt, Pb Th, U Li Верхня частина континентальної кори Зауважимо, що для верхньої континентальної кори загалом картина схожа, але є й суттєві відхилення.

14. Класифікація елементів відповідно до їх розповсюдженості Верхня частина континентальної кори у порівнянні з розповсюдженістю у Всесвіті Th, U Ba Li Zr C, O, Mg, Si Fe Pt, Pb REE Log ( число атомів кора - хондрит ) Перш за все пригадаємо, що: (2) Елементи мають різну розповсюдженість й у земних породах H, He Ці суттєві відхилення для верхньої континентальної кори добре помітні при порівнянні її складу з вмістом елементів у хондритах (~ Всесвіт ~ Сонце)

15. Геохімія U, Th та Pb: Розповсюдженість

16. Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів Геохімічна класифікація елементів (В.М. Гольдшмідт, 1933 р.) К

17. Геохімія U, Th та Pb: Th (4+), U (4+, 6+) U (6+) – існує в екзогенних умовах, має високу розчинність в воді на відміну від Th (4+), U (4+), що зумовлює різну міграцію елементів в умовах земної поверхні Pb (2+) !!!

18. Геохімія U, Th та Pb: Розповсюдженість Провідні мінерали концентратори U, Th – циркон, монацит, сфен, апатит. Pb – не входить ізоморфно до структури циркону, але заміщує Ca в структурі апатиту (ізоструктурний аналог – піроморфіт). Це, поряд з здатністю консервувати ізотопні системи, зумовлює провідну роль циркону в ізотопній геохронології

19. Датування та визначення віку: Основа: D = D0 + N(et – 1) Концентрації материнських та дочірних радіогенних ізотопів поділені на концентрацію 204Pb – з технічних причин (ізотопні відношення визначаються більш точно!) Вирішення цих рівнянь дає три незалежних датування !!!

20. Датування та визначення віку: Константи розпаду визначені достатньо точно, міжнародним стандартом є наступні їх значення: Ці датування будуть узгоджуватися між собою та перетворяться на оцінку віку тільки при виконанні наступних умов: Ізотопні співвідношення(атомні) також оцінені. Так, прийнято у якості міжнародного стандарту: 238U/235U = 137,88 P.S.: рідкісні відхилення – природний реактор Окло (Габон, Африка). В рудах цього докембрійського родовища за рахунок нейтронно-індукованого розпаду (1,8 млрд.р.) 235U в два рази меньше (0,3% !!!) Аналітичні результати зараз одержують на достатньо високому рівні якості Але інші умови, особливо перша, (закритість системи), виконуються не завжди. Це спричинило появу модифікацій методу, які дозволяють більш впевнено оцінювати вік цій складній ситуації !!!

21. Датування та визначення віку: Але інші умови, особливо перша, (закритість системи), виконуються не завжди. Це спричинило появу модифікацій методу, які дозволяють більш впевнено оцінювати вік цій складній ситуації !!! Оцінка віку за ізотопним складом Pb: ббббббббббббббб

22. Датування та визначення віку: Метод Аренса – Везерілла (Уедерілла) (діаграми з “конкорією”): Зараз цей метод та його похідні є провідним. Типовий об’єкт застосування - циркон

23. Датування та визначення віку:ізохрони Повернемось до незалежних датувань, які базуються нанаслідку закону радіоктивного розпаду: D = D0 + N(et – 1) (наслідок закону радіоактивного розпаду) Концентрації материнських та дочірних радіогенних ізотопів поділені на концентрацію 204Pb – з технічних причин (ізотопні відношення визначаються більш точно!) Вирішення цих рівнянь дає три незалежних датування !!!

24. Датування та визначення віку:ізохрони Кожне з цих рівнянь, наприклад Повернемось до незалежних датувань, які базуються на рівнянні: D = D0 + N(et – 1) (наслідок закону радіоактивного розпаду) є лінійнимy = b + ax Це означає, що при виконанні звичайних умов (замкнута система та сталий ізотопний склад свинцю), точки сингенетичних зразків одного віку повинні відповідати прямій, яка має назву ізохрона Такий ізохронний метод інтерпретації даний щодо U-Th-Pb системи використовується лише в окремих випадках. Але він є важливим для багатьох інших ізотопних систем, які ми розглянемо далі 2, 79 млрд. р. Кут її нахилу зростає з збільшенням віку

25. ОСНОВИ ІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇС.Є.Шнюков Лекція 5 Ізотопна геохронологія: K−Ar−Ca таRb−Sr ізотопні системи

26. K-Ar-Ca ізотопна система

27. Провідні радіоактивні та радіогенні ізотопи (White, 2007) Стабільні ізотопи легких елементів (A<40) характеризуються найбільшою відносною різницею мас, що й забезпечує їх інтенсивне фракціонування в геохімічних процесах. Типові приклади − ізотопиH, C,O, S, особливо першого з них. Вони й використовуються найбільш широко в геохімії стабільних ізотопів: Найбільш контрастні за А: Найбільш розповсюджені: 14C – період напіврозпаду = 5730 р., інші (10, 11) – “вимерлі”

28. Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів Геохімічна класифікація елементів (В.М. Гольдшмідт, 1933 р.) К

29. K-Ar-Ca система: загальні дані

30. K-Ar-Ca система: загальні дані

31. K-Ar-Ca система: загальні дані

32. K-Ar-Са система: загальні дані

33. K-Ar-Са система: загальні дані

34. Rb-Sr ізотопна система

35. Провідні радіоактивні та радіогенні ізотопи (White, 2007) Стабільні ізотопи легких елементів (A<40) характеризуються найбільшою відносною різницею мас, що й забезпечує їх інтенсивне фракціонування в геохімічних процесах. Типові приклади − ізотопиH, C,O, S, особливо першого з них. Вони й використовуються найбільш широко в геохімії стабільних ізотопів: Найбільш контрастні за А: Найбільш розповсюджені: 14C – період напіврозпаду = 5730 р., інші (10, 11) – “вимерлі”

36. Rb-Sr ізотопна система: загальні дані

37. Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів Геохімічна класифікація елементів (В.М. Гольдшмідт, 1933 р.) К

38. Rb-Sr система: геохімія елементів

39. Rb-Sr система: геохімія елементів

40. Rb-Sr система: датування прямим розрахунком Основа – наслідок з закону радіоактивного розпаду: D = D0 + N(et – 1)

41. Rb-Sr ізотопна система: датування прямим розрахунком Основа – наслідок з закону радіоактивного розпаду: D = D0 + N(et – 1) Принциповий недолік датування прямим розрахунком: необхідність приймати “реалістичне”, модельне значення первинного співвідношення Sr87/Sr86

42. Умова: когенетичність зразків та макс. різниця Rb/Sr (комагматична серія порід тощо) Rb-Sr ізотопна система: ізохронне датування Принципова перевага ізохронного датування: дає ще й оцінку реального значення первинного співвідношення Sr87/Sr86

43. ОСНОВИ ІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇС.Є.Шнюков Лекції 6-7 Ізотопна геохронологія: Sm−Nd та Lu−Hfізотопні системи, сучасна різноманітність методів визначення віку та їх можливості

44. Sm-Nd ізотопна система

45. Провідні радіоактивні та радіогенні ізотопи (White, 2007) Стабільні ізотопи легких елементів (A<40) характеризуються найбільшою відносною різницею мас, що й забезпечує їх інтенсивне фракціонування в геохімічних процесах. Типові приклади − ізотопиH, C,O, S, особливо першого з них. Вони й використовуються найбільш широко в геохімії стабільних ізотопів: Найбільш контрастні за А: Найбільш розповсюджені: 14C – період напіврозпаду = 5730 р., інші (10, 11) – “вимерлі”

46. Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів Геохімічна класифікація елементів (В.М. Гольдшмідт, 1933 р.) К

47. Sm-Nd система: геохімія елементів

48. Sm-Nd система: геохімія елементів

49. Sm-Nd система: геохімія елементів

50. Sm-Nd ізотопна система: загальні дані