Температура закрытия

В основе радиоизотопных методов датирования минералов и горных пород лежит радиоактивный распад атомов какого-либо нестабильного изотопа, входящего в состав минерала. Чем больше время существования исследуемого образца, тем бо́льшая доля этого изотопа успела распасться за данное время. Для определения возраста образца чаще всего измеряется отношение концентраций в нём атомов родительского радиоактивного изотопа и радиогенного изотопа, являющегося продуктом распада. Затем, зная период полураспада данного радиоактивного изотопа, можно вычислить радиоизотопный возраст образца. Однако для этого требуется знать начальные концентрации родительского и радиогенного изотопа. Кроме того, метод опирается на допущение, что в течение измеряемого срока существования образца он не обменивался атомами родительского и радиогенного изотопов с окружающей средой, то есть являлся закрытой системой в отношении данного набора изотопов^[5].

В некоторых случаях радиогенный изотоп относится к химическому элементу, который не входит в состав исходного минерала, вследствие чего радиогенные атомы плохо удерживаются в кристаллической решётке последнего. Если эти атомы не вступают в химические реакции с другими атомами решётки, они подвергаются активной диффузии в толще минерала. Достигнув его поверхности, они диффундируют во внешнюю среду либо уносятся различными флюидами и фактически покидают систему, вследствие чего концентрация радиогенного изотопа вблизи поверхности минерала становится пренебрежимо малой. Возникающий градиент концентрации стимулирует продолжение диффузии и дальнейшее удаление атомов этого изотопа из образца. То есть в отношении этого изотопа данный минерал является открытой системой, поскольку активно обменивается атомами с окружающей средой. Более химически активные продукты распада, склонные к образованию связей и замещению атомов в кристаллической решётке (такие, как стронций и свинец), могут легче удерживаться в минерале или в окружающих фазах, что подавляет их диффузию^[6]. Таким образом, некоторые радиогенные изотопы могут полностью покидать систему за очень короткое время^[7]. Если радиогенные изотопы покидают систему с такой же скоростью, с какой они в ней образуются, то они не накапливаются в системе^[8].

Скорость диффузии радиогенных атомов из минерала определяется в первую очередь температурой последнего, быстро убывая с её уменьшением (по экспоненциальному закону)^[4]. При температуре ниже определённого значения атомы практически теряют свою подвижность и диффузия значительно ослабевает. С этого момента минерал становится почти закрытой системой в отношении данного изотопа и скорость потерь атомов изотопа за счёт диффузии становится незначительной по сравнению со скоростью их накопления. Значение температуры, при котором это происходит, называется температурой закрытия^[2]. Она различна как для разных изотопных систем в одном и том же минерале, так и для одной и той же изотопной системы в разных минералах^[4][9]. Температура закрытия может зависеть также от размера и формы минеральных зёрен в образце (например, чем меньше зёрна, тем быстрее диффузия атомов из них), скорости остывания образца, окружающей среды минерала и множества других условий. Среди факторов окружающей среды большую роль играет присутствие и химический состав флюидами^[10].

Таким образом, радиоизотопные методы датирования измеряют возраст образца с того момента когда он в последний раз остыл до температуры закрытия (т. н. возраст остывания)^[11]. В результате становится известным приблизительное значение температуры образца в конкретный (измеренный) момент времени в прошлом. Если образец (например, фрагмент горной породы) содержит в себе разные минералы, то датируя разные минералы и используя для датирования разные изотопные системы (имеющие разные температуры закрытия), можно получить последовательность нескольких значений температуры образца в разные моменты времени в прошлом. Таким способом можно изучить историю остывания образца, или его тепловую эволюцию.

Поскольку с уменьшением температуры диффузия не прекращается резко при каком-то конкретном значении температуры, а постепенно ослабевает, температура закрытия представляет собой некоторое промежуточное значение между двумя определёнными значениями температуры:

• температурой, при которой система перестаёт быть полностью открытой и радиогенные атомы начинают частично удерживаться в ней;
• температурой, при которой система становится полностью закрытой и радиогенные атомы перестают покидать её совсем.

Следовательно, момент времени, от которого отсчитывается измеренный радиоизотопный возраст образца, лежит между моментами времени, при которых образец имел эти два значения температуры. Чем сильнее коэффициент диффузии зависит от температуры, тем у́же интервал между этими двумя значениями температуры и, следовательно, тем точнее известна температура закрытия и точнее физический смысл измеряемого возраста. Поскольку коэффициент диффузии зависит от температуры экспоненциально, во многих случаях для простоты можно считать, что эти три значения температуры приблизительно равны друг другу, т. е. радиогенный изотоп полностью покидает систему при температуре выше температуры закрытия и полностью удерживается системой при более низкой температуре^[12].

Интервал значений температуры, при которых минерал начинает частично либо полностью удерживать тот или иной изотоп, можно измерить путём лабораторных экспериментов, изучая скорость диффузии при различных значениях температуры образцов. Температура закрытия данной изотопной системы в данном минерале лежит между этими двумя значениями и потому всегда известна с некоторой неопределённостью. В таблице ниже приведены интервалы значений температуры, внутри которых лежит температура закрытия для разных минералов и изотопных систем.