Изучение радиоактивности пород и измерение геологического времени получили формальное признание как отдельная область науки в 1923 г., когда Национальный исследовательский совет Академии наук США сформировал Комитет по измерению геологического возраста радиоактивными методами. Этот комитет организовывал научные конференции и публиковал периодические сообщения, которые сыграли важную роль в развитии изотопной геологии [12].

Глава 2. Становление Sr изотопной хемостратиграфии

Хотя существование природной радиоактивности Rb было обнаружено в 1906 г. Кемпбеллом и Вудом, прошло более 30 лет, прежде чем удалось выяснить, что она связана с радиоактивным распадом изотопа 87Rb [19]. Возможность датирования рубидийсодержащих минералов с использованием превращения 87Rb в 87Sr обсуждалась Ханом и Валлингом, а первое определение возраста этим методом было выполнено несколькими годами позже. Однако Rb-Sr- метод датирования не получил широкого распространения до 50-х гг. прошлого столетия, когда для твердофазного изотопного анализа стали применяться масс-спектрометры конструкции Нира и появилась возможность определения концентраций Rb и Sr методом изотопного разбавления в сочетании с выделением этих элементов с помощью ионообменной хроматографии. Полную характеристику Rb-Sr-метода определения возраста, включающую его историю, теоретические основы и условия применимости, представили Фор и Пауэлл.

Метод стронциевой изотопной (хемо)стратиграфии (СИС) для карбонатных пород опирается на изучение вековых вариаций изотопного состава Sr в воде палеоокеанов и весьма перспективен для корреляции и датирования древних морских осадков, определения степени замкнутости отдельных палеобассейнов и оценки глобальной геодинамической обстановки. Изотопный состав стронция при круговороте в гидросфере зависит от отношений 87Sr/86Sr в породах, которые взаимодействуют с водой на поверхности Земли или вблизи нее. Стронций, переходящий в раствор, в ходе транспортировки перемешивается и изотопно гомогенизируется до своего поступления в океан или в замкнутые бассейны на континентах. Отсюда Sr вновь вступает в цикл породообразования главным образом путем соосаждения с карбонатом кальция. Таким образом, осадочные карбонаты и эвапориты во всех регионах мира сохранили память об изменении изотопного состава Sr в океанах и на континентах в протерозое и фанерозое [22].

Sr в океанах в фанерозойское время

Изотопный состав стронция в океанах, по-видимому, повсюду одинаков и характеризуется средним отношением 87Sr/86Sr 0,70906 + 0,00003, вычисленным по сотням анализов, выполненных разными исследователями и приведенных к значению 0,70800 для отношения 87Sr/86Sr в так называемом «изотопном стандарте SrCO3 Эймер и Аменд» [7]. Это значение позднее было подтверждено Берком и др. [5], которые в результате анализа 42 образцов современных морских карбонатов, взятых в различных районах земного шара, получили значение 0,70910 + 0,00004 (также относительно значения 0,70800 в стандарте Эймер и Аменд).

Отношение 87Sr/86Sr в морской воде контролируется смешением из следующих источников: 1) молодые вулканические породы, 2) древние сиалические породы континентальной коры и 3) морские карбонатные породы фанерозойского возраста [8]. Таким образом, отношение 87Sr/86Sr в морской воде является косвенным индикатором типа пород, которые подвергались химическому выветриванию на поверхности континентов и в океанических бассейнах. Эти соображения позволяют предполагать, что отношение 87Sr/86Sr в океанах в ходе геологического времени варьировало в ответ на изменения характера пород, подвергавшихся химическому выветриванию. Питерман и др. [16] впервые описали такие систематические вариации отношений 87Sr/86Sr в незамещенном карбонате кальция розойских ископаемых раковин. Другие исследователи подтвердили этот вывод и значительно детализировали ход изменения отношения 87Sr/86Sr во времени с помощью анализа Sr, извлеченного из карбонатных минералов морских известняков и даже доломитов [18]. Предполагается, что отношения 87Sr/86Sr в морских карбонатах идентичны этим отношениям в морской воде во время отложения при условии, что они не были изменены в ходе диагенеза, доломитизации, регионального метаморфизма или в процессе селективного растворения карбонатных минералов в лаборатории при выделении стронция. Фор [7] использовал имеющиеся данные для вычисления средних значений отношения 87Sr/86Sr в фанерозойском океане через каждые 20 млн. лет. Полученная в результате кривая подтвердила вывод Питермана и др. [16] о том, что отношение 87Sr/86Sr в океанах в фанерозое систематически изменялось.

Вариации отношений 87Sr/86Sr в океанах в фанерозойское время основаны на данных Берка и др. [14], проанализировавших 786 образцов морских карбонатов. Большинство результатов попадает в пределы полосы, представленной на рисунке 7 кривой. В некоторых морских карбонатах значения отношения 87Sr/86Sr лежат выше или ниже этой полосы по различным причинам: 1) изменение 87Sr/86Sr в ходе диагенеза или регионального метаморфизма низкой ступени. Это может приводить к увеличению отношения 87Sr/86Sr в карбонатных минералах, если источниками детритовых силикатных минералов в породе являются древние кратоны, либо к понижению этого отношения, если в породе присутствует молодой вулканический обломочный материал; 2) неточная оценка возраста, особенно в тех интервалах времени, где отношение изменилось быстро; 3) кратковременные вариации океанических отношений 87Sr/86Sr малой амплитуды, выявление которых возможно только при более детальном биостратиграфическом датировании и более плотном отборе образцов по непрерывным стратиграфическим разрезам; 4) реальные различия между отношениями 87Sr/86Sr в морских карбонатах, отложившихся близко от берега и в открытом океане, вызванные локальным привносом Sr с древних кратонов или молодых вулканических областей в результате дренажа поверхности континентов.

Рис. 7. Изменение отношения 87Sr/86Sr в морских карбонатах в фанерозойское время

Кратковременные флуктуации отношения 87Sr/86Sr и локальные эффекты были описаны Фором и др. [6] для мезозойских морских карбонатов из Ломбардских Альп в Италии. Кроме того, значительные вариации отношения 87Sr/86Sr были отмечены в известняках пенсильванского (позднекаменноугольного) возраста, вероятно, в связи с тем, что они отлагались в солоноватой воде мелких континентальных морей [2, 5].

Однако основная масса имеющихся данных подкрепляет вывод о том, что Sr в океанах на протяжении фанерозойского времени был изотопно гомогенным. Этот вывод основан на сравнении отношений 87Sr/86Sr в морских карбонатах одного и того же возраста, отобранных в различных районах мира, и на изучении современной морской воды. Причины изотопной гомогенности Sr в океанах таковы: 1) длительное время его пребывания (около 5 млн. лет) по сравнению со временем перемешивания океанов (около 1 тыс. лет); 2) высокая концентрация в океанах 7,7 мкг/г) по сравнению со средней речной водой 0,068 мкг/мл).