Рубидий-стронциевое датирование

Радиометрический метод датирования горных пород и минералов

Метод датирования рубидием –стронцием (Rb–Sr) — это радиометрический метод датирования, используемый учеными для определения возраста горных пород и минералов по содержанию в них определенных изотопов рубидия ( ⁸⁷ Rb) и стронция ( ⁸⁷ Sr, ⁸⁶ Sr). Один из двух природных изотопов рубидия, ⁸⁷ Rb, распадается до ⁸⁷ Sr с периодом полураспада 49,23 миллиарда лет. Радиогенный дочерний элемент, ⁸⁷ Sr, образующийся в этом процессе распада, является единственным из четырех природных изотопов стронция, который не был произведен исключительно путем звездного нуклеосинтеза, предшествовавшего образованию Солнечной системы. Со временем распад ⁸⁷ Rb увеличивает количество радиогенного ⁸⁷ Sr, в то время как количество других изотопов Sr остается неизменным.

Отношение ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr в образце минерала можно точно измерить с помощью масс-спектрометра. Если количество изотопов Sr и Rb в образце при его формировании можно определить, возраст можно рассчитать по увеличению ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr. Различные минералы, которые кристаллизовались из одного и того же кремниевого расплава, будут иметь одинаковое начальное отношение ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr, как и исходный расплав. Однако, поскольку Rb заменяет K в минералах, и эти минералы имеют разные отношения K /Ca, минералы будут иметь разные начальные отношения Rb/Sr, и конечное отношение ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr не будет увеличиваться так сильно в минералах с меньшим содержанием Rb. Обычно отношение Rb/Sr увеличивается в следующем порядке: плагиоклаз, роговая обманка, калиевый полевой шпат, биотит, мусковит. Таким образом, при наличии достаточного времени для значительного производства (врастания) радиогенного ⁸⁷ Sr, измеренные значения ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr будут разными в минералах, увеличиваясь в том же порядке. Таким образом, сравнение различных минералов в образце породы позволяет ученым вывести исходное соотношение ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr и определить возраст породы.

Кроме того, Rb является крайне несовместимым элементом , который во время частичного плавления мантии предпочитает присоединиться к магматическому расплаву, а не оставаться в минералах мантии. В результате Rb обогащается в породах земной коры относительно мантии, а ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr выше для пород земной коры, чем для пород мантии. Это позволяет ученым отличать магму, образовавшуюся при плавлении пород земной коры, от магмы, образовавшейся при плавлении пород мантии, даже если последующая дифференциация магмы дает схожую общую химию. ^[1] Ученые также могут оценить по ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr, когда порода земной коры впервые образовалась из магмы, извлеченной из мантии, даже если порода впоследствии метаморфизировалась или даже расплавилась и перекристаллизовалась. Это дает ключи к определению возраста континентов Земли. ^{[2] [3]}

Развитию этого процесса способствовали немецкие химики Отто Ган и Фриц Штрассман , которые впоследствии, в декабре 1938 года, открыли деление ядра .

Пример

Например, рассмотрим случай магматической породы , такой как гранит , которая содержит несколько основных минералов, содержащих Sr, включая плагиоклазовый полевой шпат , калиевый полевой шпат , роговую обманку , биотит и мусковит . Каждый из этих минералов имеет различное начальное соотношение рубидия и стронция, зависящее от содержания калия, концентрации Rb и K в расплаве и температуры, при которой образовались минералы. Рубидий замещает калий в решетке минералов со скоростью, пропорциональной его концентрации в расплаве.

Идеальный сценарий согласно серии реакций Боуэна будет заключаться в том, что гранитный расплав начнет кристаллизовать кумулятивную совокупность плагиоклаза и роговой обманки (т. е. тоналита или диорита ), которая содержит мало K (и, следовательно, Rb), но много Sr (поскольку он заменяет Ca), что пропорционально обогащает расплав K и Rb. Затем это приводит к осаждению ортоклаза и биотита, богатых K минералов, в которые может замещаться Rb. Результирующие соотношения Rb–Sr и распространенность Rb и Sr как в целых породах, так и в их минералах-компонентах будут заметно различаться. Таким образом, это позволяет радиогенному Sr с течением времени эволюционировать с разной скоростью в отдельных породах и их минералах-компонентах.

Расчет возраста

Возраст образца определяется путем анализа нескольких минералов в нескольких подвыборках из разных частей исходного образца. Отношение ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr для каждого подвыборка наносится на график, называемый изохроной , в зависимости от его отношения ⁸⁷ Rb/ ⁸⁶ Sr. Если они образуют прямую линию, то подвыборки согласованы, а возраст, вероятно, надежен. Наклон линии определяет возраст образца.

Учитывая универсальный закон радиоактивного распада и следующий бета-распад рубидия : , получаем выражение, описывающее рост стронция-87 из распада рубидия-87: где - константа распада рубидия. Кроме того, мы рассматриваем число как константу, поскольку оно стабильно и не радиогенно. Следовательно, - изохронное уравнение. После измерения концентрации рубида и стронция в минерале мы можем легко определить возраст, значение t, образца. ^[4] ${\displaystyle {\ce {^{87}_{37}Rb->[{\beta ^{-}}]~_{38}^{87}Sr~+e^{-}\ +{\bar {\nu }}_{e}}}}$ $${\displaystyle _{38}^{87}{\text{Sr}}(t)=~_{38}^{87}{\text{Sr}}(0)+~_{37}^{87}{\text{Rb}}(e^{\lambda t}-1)\ ,}$$ ${\displaystyle {\ce {\lambda}}}$ ${\displaystyle {\ce {^{86}_{38}Sr}}}$ $${\displaystyle {\frac {^{87}{\text{Sr}}}{^{86}{\text{Sr}}}}=\left({\frac {^{87}{\text{Sr}}}{^{86}{\text{Sr}}}}\right)_{0}+{\frac {^{87}{\text{Rb}}}{^{86}{\text{Sr}}}}(e^{\lambda t}-1)}$$

Источники ошибок

Датирование Rb–Sr основано на правильном измерении соотношения Rb–Sr в образце минерала или всей породы, а также на получении точного соотношения ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr для образца минерала или всей породы.

Прежде чем Rb–Sr-датирование можно будет считать отражающим время залегания или формирования породы, необходимо выполнение нескольких предварительных условий.

• Система должна была оставаться закрытой для диффузии Rb и Sr с того времени, когда образовалась порода или температура опустилась ниже температуры закрытия (обычно считающейся 650 °C);
• Минералы, которые берутся из породы для построения изохроны, должны были образоваться в химическом равновесии друг с другом или, в случае осадков, отложиться в одно и то же время;
• Порода не должна была подвергаться никакому метасоматозу , который мог бы нарушить систему Rb–Sr ни термически, ни химически.

Одним из главных недостатков (и, наоборот, наиболее важным преимуществом) использования Rb и Sr для получения радиометрического возраста является их относительная подвижность, особенно в гидротермальных жидкостях. Rb и Sr являются относительно подвижными щелочными элементами и, как таковые, относительно легко перемещаются горячими, часто карбонатизированными гидротермальными жидкостями, присутствующими во время метаморфизма или магматизма.

И наоборот, эти флюиды могут метасоматически изменять породу, привнося в нее новые Rb и Sr (обычно во время калиевого изменения или кальциевого ( альбитизационного ) изменения). Затем Rb–Sr можно использовать в измененной минералогии для датирования времени этого изменения, но не даты образования породы.

Таким образом, присвоение возрастного значения результату требует изучения метасоматической и термической истории породы, любых метаморфических событий и любых свидетельств движения флюидов. Rb–Sr дата, которая расходится с другими геохронометрами, может быть не бесполезной, она может предоставлять данные о событии, которое не отражает возраст формирования породы.

Использует

Геохронология

Метод датирования Rb–Sr широко использовался для датирования земных и лунных пород, а также метеоритов. Если начальное количество Sr известно или может быть экстраполировано, возраст может быть определен путем измерения концентраций Rb и Sr и отношения ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr. Даты указывают на истинный возраст минералов только в том случае, если породы не были впоследствии изменены.

Важной концепцией изотопного отслеживания является то, что Sr, полученный из любого минерала через реакции выветривания, будет иметь тот же ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr, что и минерал. Хотя это потенциальный источник ошибки для земных пород, это не имеет значения для лунных пород и метеоритов, поскольку в этих средах нет химических реакций выветривания.

Изотопная геохимия

Начальные отношения ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr являются полезным инструментом в археологии , судебной экспертизе и палеонтологии, поскольку ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr скелета, морской раковины или даже глиняного артефакта напрямую сопоставимы с исходными породами, на которых он был сформирован или на которых жил организм. Таким образом, измеряя текущее отношение ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr (а часто также и отношения ¹⁴³ Nd– ¹⁴⁴ Nd), можно измерить геологический отпечаток объекта или скелета, что позволяет определить схемы миграции.

Стратиграфия изотопов стронция

Стратиграфия изотопов стронция основана на признанных изменениях в соотношении ⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr морской воды с течением времени. ^[5] Применение стратиграфии изотопов стронция обычно ограничивается образцами карбонатов, для которых кривая Sr морской воды хорошо определена. Это хорошо известно для кайнозойской шкалы времени, но из-за плохой сохранности карбонатных последовательностей в мезозое и более ранних периодах это не полностью понято для более старых последовательностей. В более старых последовательностях диагенетические изменения в сочетании с большими неопределенностями в оценке абсолютных возрастов из-за отсутствия перекрытия между другими геохронометрами (например, U–Th ) приводят к большим неопределенностям в точной форме кривой изотопов стронция морской воды. ^[6]

Смотрите также

• Радиометрическое датирование

Ссылки

1. Хоуксворт, К.Дж.; Фоллмер, Р. (1979). «Загрязнение земной коры в сравнении с обогащенной мантией: данные 143Nd/144Nd и 87Sr/86Sr из итальянских вулканитов». Вклад в минералогию и петрологию . 69 (2): 151–165. Bibcode : 1979CoMP...69..151H. doi : 10.1007/BF00371858. S2CID  128876101.
2. Moller, A.; Mezger, K.; Schenk, V. (1 апреля 1998 г.). «Crustal Age Domains and the Evolution of the Continental Crust in the Mozambique Belt of Tanzania: Combined Sm–Nd, Rb–Sr, and Pb–Pb Isotopic Evidence». Journal of Petrology . 39 (4): 749–783. doi : 10.1093/petroj/39.4.749 .
3. Маккалок, MT; Вассербург, GJ (2 июня 1978 г.). «Sm–Nd и Rb–Sr хронология формирования континентальной коры: определены времена добавления к континентам химически фракционированных мантийных материалов». Science . 200 (4345): 1003–1011. doi :10.1126/science.200.4345.1003. PMID  17740673. S2CID  40675318.
4. Боуэн, Роберт (1994). «Рубидиево-стронциевое датирование». Изотопы в науках о Земле . С. 162–200. doi :10.1007/978-94-009-2611-0_4. ISBN 978-94-010-7678-4.
5. Элдерфилд, Х. (октябрь 1986 г.). «Стратиграфия изотопов стронция». Палеогеография, палеоклиматология, палеоэкология . 57 (1): 71–90. doi :10.1016/0031-0182(86)90007-6.
6. Veizer, Ján; Buhl, Dieter; Diener, Andreas; Ebneth, Stefan; Podlaha, Olaf G; Bruckschen, Peter; Jasper, Torsten; Korte, Christoph; Schaaf, Michael; Ala, Davin; Azmy, Karem (август 1997 г.). "Стратиграфия изотопов стронция: потенциальное разрешение и корреляция событий". Палеогеография, палеоклиматология, палеоэкология . 132 (1–4): 65–77. doi :10.1016/S0031-0182(97)00054-0.

Дальнейшее чтение

• Якобсен, СБ; Уиллс, Дж.; Инь, К. (1997). Изотопные записи морской воды, эволюция земной коры, тектоника и эволюция атмосферы (PDF) . Седьмая ежегодная конференция В. М. Гольдшмидта. Тусон, Аризона. С. 103–104. Архивировано (PDF) из оригинала 2022-10-09.
• «Периодическая таблица – стронций». Ресурсы по изотопам . USGS. Январь 2004 г. Получено 10 ноября 2016 г.
• Attendorn, H.-G.; Bowen, RNC (1997). "Рубидиево-стронциевое датирование". Геология радиоактивных и стабильных изотопов . С. 159–191. doi :10.1007/978-94-011-5840-4_7. ISBN 978-94-010-6467-5.
• Уолтер, Джон Виктор (2009). «Систематика рубидия–стронция». Основы геохимии . Jones & Bartlett Learning. стр. 383–385. ISBN 978-0-7637-5922-3.

Внешние ссылки

• CSIRO Petroleum – Глобальная эволюция изотопов морской воды Sr