Геолого-географический факультет
Кафедра геологии
КУРСОВАЯ РАБОТА
по дисциплине «Общая геология»
Методы определения возраста горных пород
Содержание
Введение…………………………………………………………….3
1 Относительная геохронология……………………………….......4
1.1 Биостратиграфические методы……………………………….5
1.2 Метод руководящих ископаемых…………………………….6
1.3 Метод органических комплексов……………………………..8
1.4 Эволюционный (филогенетический) метод…………………10
1.5 Геологические методы………………………………………..11
1.6 Геофизические методы………………………………………..13
1.7 Сейсмостратиграфия………………………………………….14
2 Абсолютная геохронология……………………………………...16
2.1 Урано-ториево-свинцовый метод……………………………17
2.2 Свинцовый метод……………………………………………...18
2.3 Рубидий-стронциевый метод…………………………………18
2.4 Калий-аргоновый метод………………………………………19
2.5 Самарий-неодимовый метод………………………………….19
2.6 Радиоуглеродный метод………………………………………20
2.7 Метод треков осколочного деления………………………….20
Заключение…………………………………………………….…...21
Практические задания……………………………………………..22
Список использованных источников……………………………..25
Введение
Определение возраста горных пород. Историю развития земной коры и геосфер можно изучать только после того, как установлена последовательность образования горных пород и определен их геологический возраст. При определении относительного возраста горных пород неоценимую помощь оказывает палеонтология – наука о вымерших организмах. Возраст магматических и метаморфических пород устанавливается по соотношению их с осадочными образованиями, заключающими остатки ископаемых организмов. Абсолютный возраст магматических, метаморфических и некоторых осадочных пород определяется с помощью радиологических методов. В процессе исследования геологи расчленяют изучаемую толщу осадочных пород на отдельные слои, пачки, горизонты, определяют относительный и абсолютный возраст выделенных стратонов, проводят корреляцию, т. е. сопоставление выделенных слоев с одновозрастными, но располагающимися на значительном расстоянии толщами. Подобного рода исследования проводятся в рамках стратиграфии – науки о взаимоотношении и последовательности образования горных пород.
1 Относительная геохронология
Стратиграфические исследования опираются на ряд теоретических положений. Одним из важнейших является принцип последовательности напластований, сформулированный в 1669 г Н. Стенсеном (Стеноном): «При ненарушенном залегании каждый нижележащий слой древнее покрывающего слоя». Этот принцип – принцип суперпозиции – позволяет установить простые временные отношения типа «раньше – позже». Другим важным критерием стратиграфической корреляции является принцип, сформулированный Н.А. Головкинским в 1868 г. и, независимо от него, немецким геологом И. Вальтером в 1869 г. Согласно этому принципу, именуемому законом Головкинского – Вальтера, в непрерывном разрезе осадочных толщ друг над другом отлагаются осадки, которые могут образоваться рядом на поверхности суши или на дне бассейна седиментации. Поэтому при трансгрессии или регрессии моря смена осадков по вертикали соответствует их горизонтальной зональности.( Рисунок 1.) Таким образом, в каждой осадочной толще, уверенно можно считать одновозрастными лишь те осадки, которые простирались параллельно береговой линии древнего бассейна.
Биостратиграфическое расчленение и корреляция разрезов основаны на принципе У. Смита. Согласно этому принципу одновозрастные осадки содержат одни и те же или близкие остатки ископаемых организмов. С этим принципом связан и другой, его дополняющий, – ископаемые фауны и флоры сменяют друг друга в определенном порядке. Наряду с перечисленными, в относительной геохронологии используются еще два закона, сформулированные в XVIII столетии Дт. Хаттоном. Один из них – «закон пересечений»: секущая магматическая порода всегда моложе той породы, которую она рассекает, и другой – «закон включений»: включение всегда старше вмещающей породы.
Рисунок 1. Схема расположения различных типов осадков в морском бассейне при опускании и последующем поднятии дна (закон Головкинского -Вальтера): А — суша; 1 — пески, 2 — глины, 3 — карбонаты
1.1 Биостратиграфические методы
Эти методы базируются на широком использовании ископаемых органических остатков. В основе биостратиграфических методов лежит принцип непрерывного и необратимого изменения органического мира Земли, когда каждому отрезку геологического времени отвечают характерные, только для него растения и животные. Закон необратимости эволюционного процесса впервые установил Ч. Дарвин. Он отметил, что исчезнувший по тем или иным причинам вид организмов никогда не может появиться вновь. Исходя из этого закона каждый комплекс ископаемых органических остатков, встречающихся в том или ином слое, отражает определенный этап развития органического мира и является неповторимым. Именно этот принцип лежит в основе использования ископаемых остатков организмов при определении относительного возраста горных пород. Кроме, того, в основе биостратиграфических методов лежит явление широкого пространственного распространения ископаемых остатков организмов. Это позволяет проводить корреляцию разрезов весьма удаленных друг от друга регионов. По ряду организмов можно проводить планетарные корреляции. Такими, к примеру, являются ордовикские и силурийские граптолиты, мезозойские аммониты, палеогеновые нуммулиты. Это в основном пелагические планктонные и нектонные формы, с большой скоростью расселяющиеся по поверхности Земли. Время, затраченное на их расселение по всему Мировому океану, в геологических масштабах практически ничтожно, с одной оговоркой — если организмы при своем расселении не встречают какие-либо препятствия.
Определение возраста толщи горных пород и отнесение ее к той или иной стратиграфической единице осуществляют путем сравнения найденных ископаемых остатков с теми, которые встречаются в опорном или стратотипическом разрезе. При расчленении разрезов и их корреляции важно знать вертикальное распределение ископаемых органических остатков по всему разрезу. В случае, если одни и те же ископаемые остатки встречаются от подошвы до кровли пачки слоев, полученные данные о возрасте будут относиться ко всей этой пачке. Однако чаще вследствие ряда причин ископаемые остатки встречаются не по всему разрезу, а спорадически, т. е. бывают сосредоточены на каких-то определенных уровнях, в определенных пластах. Несмотря на это, возраст, установленный по таким формам, условно распространяется на всю пачку слоев.
Не все ископаемые организмы имеют одинаковое значение для биостратиграфии. Их ценность определяется не только распространенностью во времени и в пространстве, но и особенностью приуроченности к конкретным типам горных пород и темпами их эволюции. В связи с этим среди ископаемых организмов выделяют архистратиграфические и парастратиграфические группы. Первые характеризуются быстрой эволюцией, широким географическим распространением и захоронением в различных по вещественному составу осадочных породах. К ним относятся граптолиты, археоциаты, трилобиты, гониатиты, аммониты, планктонные фораминиферы. Эти группы организмов позволяют проводить детальное расчленение разреза и осуществлять подробную корреляцию разрезов. К парастратиграфическим группам относят в основном бентосные организмы, такие, как брахиоподы, мшанки, губки, сверлящие и зарывающиеся двустворчатые моллюски, которые благодаря тесной связи с определенными типами осадков и морского дна образуют различные ассоциации и комплексы. Они в меньшей степени, чем архистратиграфические, используются для региональных и межрегиональных сопоставлений и расчленения толщ осадочных пород. Однако в определенных регионах и для определенных участков морского дна эти организмы имеют важное значение для стратиграфии.
Разделение органических остатков на архи- и парастратиграфические группы условно и зависит от уровня наших знаний. До последнего времени парастратиграфическим группам относились радиолярии и конодонты, но с началом использования электронной микроскопии и детального изучения их строения они стали применяться при расчленении широкого возрастного диапазона отложений.
Для определения геологического возраста и расчленения разрезов в биостратиграфии используют ряд методов, важнейшие из которых рассматриваются ниже.
1.2 Метод руководящих ископаемых
Руководящими формами называют остатки вымерших организмов, которые существовали, короткий отрезок времени, но успели за этот срок расселиться на значительной территории и встречаются в большом количестве.
Следовательно, руководящие ископаемые имеют широкое горизонтальное и узкое вертикальное распространение, встречаются в разрезах довольно часто и легко распознаются.
Этот метод является первым палеонтологическим методом, который был введен в стратиграфию на рубеже XVIII и XIX вв. Научное обоснование он получил в середине XIX в., когда немецкий палеонтолог Г. Бронн ввел понятие о руководящих формах и составил первый в мире атлас руководящих форм беспозвоночных.
Метод руководящих ископаемых основан на том положении, что одновозрастными считаются те отложения, в которых встречаются одинаковые руководящие ископаемые. Долгое время этот метод был основным в биостратиграфии и благодаря ему была разработана детальная стратиграфическая шкала, расчленены и сопоставлены многие весьма удаленные друг от друга отложения.
Среди огромного многообразия вымерших организмов имеется множество форм, отвечающих требованиям руководящих. Такими, например, являются Obolis apollinis — для тремадокского яруса ордовика, Chonstites mosquensis — для московского яруса каменноугольной системм, Cadoceras elatmae — для келловейского яруса, Cardioceras cordatum — для оксфордского яруса верхней юры, Deshayesnes deshayesi, Acanthohoplkes — для аптского яруса, Leymeriella и Anahoplnes — для альбского яруса нижнего мела, Веlemnitella mucronata — для кампанского яруса верхнего мела и т. д. Руководящими могут быть не только отдельные виды ископаемых организмов, но и роды и даже семейства, отряды и классы. Все зависит от таксономического ранга стратиграфических подразделений. Так, цератиты развивались только в перми и триасе, археоциаты — в раннем кембрии, трилобиты — в кембрии, ордовике и силуре, а в девоне и раннем карбоне они приходят в упадок и исчезают.
Сущность метода руководящих форм состоит в том, что из общего числа найденных в определенном слое разреза ископаемых органических остатков выбирают те, которые характерны для данного слоя, отвечают требованиям, указанным выше, и встречаются в стратотипическом разрезе. Эти формы являются руководящими для данного слоя.
Однако этот простой метод не лишен недостатков, которые были замечены еще в прошлом веке. Представление о том, что руководящие формы имеют почти повсеместное или космополитное распространение независимо от условий обитания, оказалось неверным и пришло в противоречие с биологическими данными, согласно которым существует тесная связь организма с окружающей средой. В настоящее время при использовании метода руководящих форм учитываются условия жизни ископаемых организмов. Ведь организмы обитают в определенных физико-географических условиях, ограничивающих их распространение. Поэтому одни формы распространены широко и их называют космополитами, а другие — ограниченно (эндемики). Вместе с тем надо учитывать, что в природе не существует абсолютных космополитов. Нет организмов, которые обитали бы одновременно и на суше и в море или в морях разной солености и на разных глубинах и т. д. В зависимости от физико-географических условий среды обитания каждый, вид или род имеет более или менее ограниченную площадь своего обитания, т. е. ареал. Например, среднекембрийские трилобиты рода Paradoxides найдены в Европе, Передней и Средней Азии, Монголии, Китае, Австралии, Антарктиде. И все они встречаются в морских осадках. Наряду с космополитами встречаются и эндемичные формы. Так в силуре только юга Сибири и Монголии встречаются многочисленные остатки брахиопод рода Tuvaella. Они для данной территории являются руководящими, но провести по ним корреляцию с разрезами других районов невозможно.Также эндемичными являются альбские аммониты рода Knemiceras, распространенные в Западном Средиземноморье.
Несостоятельным оказалось и другое положение, лежавшее в основе метода руководящих форм. Согласно этому положению, руководящие формы приурочены во всех районах к одному и тому же стратиграфическому уровню, а следовательно, это предусматривает одновременное появление и вымирание руководящих форм. Однако один и тот же вид не может одновременно возникнуть во многих районах земного шара. Он появляется в одном каком-то месте, а затем расселяется по земной поверхности.
В процессе применения метода руководящих форм надо учитывать и ряд других явлений, например рекурренцию, т. е. нахождение одних и тех же руководящих форм или комплексов в разных стратиграфических горизонтах, и неоднородность вымирания. Эти явления связаны с миграцией организмов при наступлении неблагоприятных условий и возвращением их в те же районы после восстановления благоприятных условий. Это положение иллюстрируется на рисунке 2.
|
|
Рисунок 2. Схема, отражающая появление рекуррентных комплексов фауны в разновозрастных, но одинаковых по литологическим особенностям осадках (по Р. Муру): а — комплекс фауны в черных сланцах, характерных для слоя 1, повторяющихся без существенных изменений выше по разрезу (слои 2 и 3); б — непрерывное накопление черных сланцев в условиях многократного перемещения зоны седиментации.
1.3 Метод органических комплексов
В отличие от метода руководящих форм метод анализа фаунистических и флористических комплексов использует весь имеющийся палеонтологический материал. Исследователи выясняют распределение всех окаменелостей в разрезе, устанавливают смену комплексов и прослеживают изменчивость комплекса от разреза к разрезу. Преимущество данного метода заключается в том, что выводы о возрасте и корреляции разрезов осуществляются не на базе единичных руководящих форм, а на совокупности всей встречающейся в слое фауны или флоры. Таким образом, вероятность ошибочного заключения о возрасте значительно снижается. Данный метод широко распространен и ныне является основным в биостратиграфии.
Сущность метода иллюстрируется графиком (Рисунок 3), на котором окаменелости располагаются в порядке, их появления и исчезновения из разреза. Получаются как бы ступени смены определенных комплексов, по которой можно судить о возрасте слоев и проводить расчленение.
В процессе анализа комплекса могут быть выделены формы, встречающиеся только в каком-то определенном слое и не переходящие его границы. Это известные руководящие формы, но их в разрезе бывает довольно мало. Однако кроме них встречаются формы, появляющиеся в предыдущем, подстилающем слое и исчезающие в вышележащем, или формы, появляющиеся впервые в данном слое и переходящие в вышележащие. Первые часто называют характерными или контролирующими формами (время их расцвета совпадает с формированием данного слоя), а вторые фиксируют начало изучаемого стратиграфического подразделения. Далее, встречаются формы, заканчивающие свое существование в данном слое; их называют доживающими. И наконец, наблюдаются формы, имеющие большое вертикальное распространение, т. е. встречающиеся сразу в нескольких слоях. Их называют проходящими, транзитными, и для определения возраста данного слоя они не подходят. Называют комплекс по типичному виду (вид — индекс), и устойчивость выделенного комплекса проверяется на нескольких разрезах. Комплекс форм позволяет более надежно определять геологический возраст вмещающих осадков.
Рисунок 3.Выделение разновозрастных палеонтологических комплексов.
В однообразной толще а выделяют 5 палеонтологических комплексов. В толще б 7 пачек имеют собственный набор окаменелостей. Имеются повторения в
пачках / и 3, 2 и 4, 5 и 7, связанные близостью фаций. В разрезе присутствуют 2 палеонтологических комплекса. I, II и I—V — палеонтологические сообщества
1.4 Эволюционный (филогенетический) метод
Этот метод заключается в выяснении последовательности смены родственных организмов во времени на основании эволюционного развития. В процессе эволюции происходит непрерывное, увеличение разнообразия животных и растений, совершенствуется их организация, усложняются функциональные особенности и морфоанатомическое строение. Вынужденные приспосабливаться к среде обитания организмы со временем меняют физиологические и морфологические особенности, что составляет одну из причин появления новых таксонов. Отсюда следует, что потомки устроены более прогрессивно, чем предки, остатки которых встречаются в более древних отложениях. Для применения эволюционного метода необходимо выяснить
филогенез конкретной родственной группы, т. е. установить, когда появились данные организмы, сколько времени они существовали, какие у них были предки, кто стали потомками и как они развивались. Установление филогенетических взаимоотношений организмов позволяет глубже понять законы эволюции во времени и выявить закономерное присутствие той или иной формы в сложной цепи эволюционного развития.
Выявленные родственные связи изображаются в виде схемы филогенетических взаимоотношений (Рисунок 4). После разработки филогенеза какой-то группы организмов осуществляется расчленение отложений по уровню развития заключенных в них форм. Например, в основе расчленения девонско-пермских отложений лежит эволюционное развитие гониатитов, пермско-триасовых — цератитов, юрско-меловых — аммонитов и т. д.
Трудностью и одновременно недостатком данного метода является неполнота геологической летописи, т.е. отсутствие остатков ряда промежуточных организмов в слоях изучаемого стратиграфического разреза или отсутствие самих слоев.
Рисунок 4. Схема филогенетических взаимоотношений видов нуммулитов, пород Nummulites (по Г. И. Немкову)
1.5 Геологические методы
Эти методы позволяют расчленять разрезы на отдельные слои, пачки и горизонты, проводить их сопоставление и в ряде случаев оценивать относительный возраст. Однако их можно использовать только вместе с палеонтологическим методом. Среди геологических методов наибольшее применение имеют литологический и структурный. Суть литологического метода заключается в расчленении разреза на отдельные слои и пачки, более или менее однородные по вещественному составу, структурно-текстурным особенностям пород я по наличию в них разных включений. Они могут быть сложены одним типом пород или переслаиванием определенных их типов. Далее производится сравнение соседних и более отдаленных разрезов по (изменению литологического состава пород по вертикали. Для стратиграфической корреляции особый интерес представляют слои, выдержанные на большой площади и характеризующиеся своеобразным составом. Они называются маркирующими. Эти слои выделяются по характерному вещественному составу, структуре, цвету, обилию определенных ископаемых остатков или включений. Например, маркирующими могут быть слои ракушняков, прослои туфов или вулканического пепла, включения кремней среди известняков или песчаников, красноцветов и т. д. Маркирующие слои позволяют расчленять осадочные толщи на отдельные части и прослеживать границы выделенных таким образом стратиграфических подразделений на значительные расстояния. Однако надо учитывать, что одна и та же по литологическому составу толща при прослеживании на большие расстояния может последовательно менять свой возраст. Это бывает вызвано сменой обстановки осадконакопления. Например, при трансгрессии мелководные отложения, перемещающиеся вслед за береговой линией, становятся все более молодыми.
К литологическому близок минералого-петрографический метод, когда слои и пачки сравнивают между собой по характерным минеральным ассоциациям, степени диагенеза, катагенеза и метаморфизма.
Стратиграфические подразделения, выделенные, на основе этих методов, обычно называют литостратиграфическими, в отличие от подразделений, выделенных на основе палеонтологических остатков, именуемых биостратиграфическими.
В основе структурного метода лежит идея об одновозрастности проявления интенсивных тектонических движений и деформаций. Толщи осадочных образований в отдельные моменты геологической истории сминались в складки, размывались, а затем перекрывались более молодыми осадками. Поэтому расчленение толщи на отдельные слои и пачки может осуществляться по поверхностям перерывов и несогласий. Толщи, заключенные между двумя одинаковыми поверхностями несогласий, рассматриваются как одновозрастные. Этот метод широко используется при выделении и сопоставлении крупных стратиграфических подразделений. Особенно широко метод применяется при расчленении и сопоставлении докембрийских образований. Следует, однако, отметить, что поверхности несогласий далеко не всегда являются одновозрастными (изохронными), и особенно при далеких сопоставлениях это может привести к серьезным ошибкам. Расчленение разреза на пачки, соответствующие этапам относительных опусканий и поднятий поверхности осадконакопления или усиления и ослабления приноса осадочного материала, дает возможность наметить циклы осадконакопления (Рисунок 5). Опусканиям и трансгрессиям отвечают пачки относительно глубоководных осадочных образований, расположенные среди слоев мелководных отложений (известняков среди мергелей, мергелей среди глин, алевролитов среди песчаников, морских и лагунных осадков среди континентальных и т. д.).
Рисунок 5. Выделение циклов осадконакопления на примере геологического развития позднетретичных бассейнов Крымско-Кавказской области (по В.П. Колесникову)
1.6 Геофизические методы
Геофизические методы расчленения и корреляция разрезов близки к литологическим и основаны на изучении и сравнении физических свойств горных пород. Они применяются для выделения в разрезе слоев и пачек, различающихся по физическим характеристикам, и для корреляции разрезов между собой и с опорными разрезами, возраст слоев которых определен другими методами.
Для расчленения разрезов скважин широко используется электрический и ядерный каротаж. Электрический каротаж основан на расчленении разрезов по удельному электросопротивлению пород, а ядерный — на изучении естественной радиоактивности.
Разная способность горных пород поглощать воду, нефть, промывочную жидкость отражается на их электрических свойствах. По необсаженной скважине измеряют естественное электрическое поле и кажущееся удельное сопротивление. По их разнице различают обломочные, глинистые и карбонатные породы, слои, насыщенные водой или нефтью, рудные тела. Расчленение разреза на отдельные пачки осуществляется по каротажной диаграмме. Изучение каротажных диаграмм соседних скважин дает возможность сопоставлять одновозрастные пачки и слои пород.
1.7 Сейсмостратиграфия.
Во второй половине 70-х годов геофизические исследования нефтегазоносных осадочных бассейнов до глубин 10 км и более позволили выявлять не только структурные, но и стратиграфические и литологические ловушки нефти и газа. В дальнейшем интерпретация сейсморазведочных данных дала возможность определять особенности вещественного состава пород, залегающих на глубине, расшифровывать последовательность напластований и геологический возраст. Такая разносторонняя геологическая интерпретация сейсмических данных по предложению группы американских геофизиков (П. Вейл, Р. Митчел, Р. Тодд) получила название сейсмической стратиграфии.
Методика основывается на прослеживании и регистрации отражающих границ внутри толщи осадочных пород по профилю. Запись границ, которые обычно соответствуют поверхностям напластований или существенного изменения физических свойств (хотя это и не обязательно), проводится в прямоугольной системе координат на равномерно движущейся ленте. Она представляет собой акустико-геологический (сейсмостратиграфический) разрез во временном масштабе, который в общем виде соответствует графическому изображению геологического (стратиграфического) разреза.
В этом случае геологическое строение недр расшифровывается с помощью сейсмических или упругих волн, возбуждаемых на поверхности Земли взрывами, вибраторами или специальными ударными устройствами. При исследованиях в акваториях используют электроискровые и газодинамические источники возбуждения упругих волн. Распространение этих волн в недрах зависит от типа пород и их пористости. На границах пород, характеризующихся разной акустической жесткостью (произведение плотности пород на скорости распространения в них упругих волн), сейсмические волны отражаются.
Отраженные волны, достигшие поверхности Земли, регистрируются сейсмоприемником, колебания которого превращаются в электрические сигналы и усиливаются специальными сейсмическими станциями. Последние представляют собой передвижные многоканальные регистрационные устройства, к каждому каналу которых подключена группа сейсмоприемников, расставленных вдоль прямолинейного сейсмического профиля. В сейсмических станциях имеются устройства, позволяющие преобразовывать колебания сейсмоприемников в фотоизображение вертикального разреза по линии. Такие разрезы носят название временных. Геофизики и геологи пользуются для геологической интерпретации временными разрезами, так как погрешность их по сравнению с данными бурения составляет 5—29 м до глубин 3—5 км.
На современных сейсмических разрезах выделяются не только изображения от сильно отражающих границ (сейсмических реперов), но и от большого количества менее интенсивных границ, заполняющих поля между сейсмическими реперами. Оказалось, что многие слабые граниты располагаются не параллельно основным границам, а под разными углами к ним. Такая ориентировка не случайна и отражает фундаментальные свойства реальных сред, которые используются при сейсмостратиграфическом анализе.
По сейсмическим временным разрезам могут быть сделаны выводы о геологическом строении недр, в частности выделены поверхности несогласия. При компенсированном накоплении осадков все слои параллельны и несогласия связаны с тектоническими причинами; при некомпенсированном — все слои залегают наклонно друг к другу и в разрезе имеют форму клина.
Влияние границ несогласий позволяет вычленить тела разного масштаба — от гигантских покровов до небольших тел. На сейсмических временных разрезах несогласия фиксируются по сближению границ отражений и по тому, как они выклиниваются вблизи какого-нибудь сейсмического репера.
В сейсмостратиграфии принимается модель накопления осадков, названная моделью лепестков, или моделью трехмерных тел осадочных пород. Для того чтобы выделить это трехмерное тело, оконтурить и нанести на карту, необходимо проследить и увязать все его границы, которые на сейсмограмме представлены слабыми отражениями. Трехмерные тела на различной площади перекрывают друг друга. Задача заключается в том, чтобы найти участки перекрытия и по ним определить относительный геологический возраст тел. Как правило, вышележащее тело геологически моложе нижележащего. Такие приближенные решения часто оказываются достаточными для увязывания результатов сейсмостратиграфизического анализа с данными бурения. Но при этом наиболее точно геологический возраст устанавливается по остаткам фауны и флоры, найденным в кернах скважин. Для определения геологического возраста по сейсмическим данным необходимо было найти независимый метод построения шкалы событий, происходивших в течение времени накопления осадков.
Теоретической основой определения возраста осадочных толщ в сейсмостратиграфии является гипотеза циклического относительного изменения уровня моря. Каждый цикл включает медленный относительный подъем, период стабилизации и быстрое понижение уровня моря. В качестве крупных рубежей изменения уровня моря принимают принципиальные изменения условий накопления осадков на континентальных окраинах. При сильном повышении уровня моря почти все осадки накапливаются на шельфе. При резком понижении уровня море покидает шельф, и он подвергается размыву. Осадки накапливаются на континентальном склоне и прилегающей к нему абиссальной равнине.
По изученным временным разрезам можно строить графики изменения уровня моря, выделять интервалы его очень высокого или очень низкого расположения. Привязка этих графиков к геохронологической шкале позволяет оценить ориентировочный возраст осадочных толщ, еще не вскрытых бурением. Расшифровка сейсмических. разрезов — это только, начальный этап сейсмостратиграфического анализа. За таким анализом следует построение карт подошвы, кровли и мощности для каждой из выделенных сейсмостратиграфических единиц.
2 Абсолютная геохронология
Палеонтологические и геолого-геофизические методы определения относительного возраста горных пород не дают реального представления об абсолютном возрасте тех или иных осадочных, вулканогенных или интрузивных образований, не позволяют оценивать продолжительность времени их формирования. Относительная геохронология дает возможность, как указывалось выше, судить лишь о последовательности геологических событий. Время их действия и продолжительность можно установить, только используя радиогеохронологические методы или, как их еще называют, методы определения абсолютного возраста. В абсолютной геохронологии применяется обычная астрономическая система летосчисления: год — период обращения Земли вокруг Солнца. Однако употребление слова «абсолютный» неверно, ввиду того что любые полученные результаты не являются абсолютно точными, так как каждое полученное значение несет в себе определенную, иногда существенную ошибку. Кроме того, продолжительность астрономического года современной эпохи не соответствует продолжительности года в палеозое и тем более в протерозое или архее.
Поэтому возраст горных пород, установленный по данным распада естественно-радиоактивных химических элементов, вернее называть радиогеохронологическим или говорить просто о радиометрическом возрасте.
Методику определения «абсолютного» возраста горных пород ученые пытались разработать, начиная с XVIII в. Для этого использовались геологические, физические, химические и биологические процессы и явления. Одни пытались вести подсчет времени накопления солей в Мировом океане до современного уровня их содержания, другие оценивали время накопления осадков, отложенных начиная с докембрийских времен, исходя из современной
скорости их аккумуляции, третьи рассчитывали потери тепла Земли при ее остывании, принимая первоначальное состояние расплавленное. Однако все эти попытки определения продолжительности истории Земли и отдельных ее этапов не увенчались успехом, давая сильно заниженные значения.
Открытие радиоактивного распада в конце XIX в. дало возможность ученым впервые достаточно достоверно оценить возраст ряда минералов и горных пород с помощью анализа их изотопного состава, т. е. по содержанию в них исходных, промежуточных и конечных продуктов распада естественно-радиоактивных элементов. Такие исследования дают достоверный результат при условии, что со времени образования исследуемого минерала или породы
не происходило частичного выноса или последующего приноса радиоактивного элемента или продукта его распада.
Явление радиоактивности связано с распадом ядер атомов радиоактивных элементов, который протекает самопроизвольно, с постоянной скоростью, не зависящей от каких-либо физико-химических процессов, протекавших на земной поверхности и в недрах Земли. Постоянство скорости радиоактивного распада обосновано теоретически и доказано опытным путем. Радиоактивные изотопы химических элементов распадаются так, что их количество убывает со временем по экспоненциальному закону.
В настоящее время широко применяют следующие радиогеохронологические методы: урано-ториево-свинцовый, свинцовый,
рубидий-стронциевый, калий-аргоновый, самарий-неодимовый, радиоуглеродный.
2.1 Урано-ториево-свинцовый метод
Урано-ториево-свинцовый метод базируется на использовании трех процессов радиоактивного распада изотопов урана и тория: 238U→206Pb, 235U→207Pb, 232Th→208Pb. Период полураспада 238U составляет 4510 млн лет, 235U — 713 млн лет и 232Th — 15170 млн лет. Исходя из продолжительности распада минералы, содержащие эти элементы, используются для определения возраста. Измерив в минерале содержание, радиоактивных изотопов урана и тория и радиогенных частей трех изотопов свинца, а также содержание нерадиогенного изотопа свинца 204РЬ, находят шесть изотопных отношений. Одно из них в настоящее время считается фиксированным {238U/235U=137,7}, а остальные пять (206РЬ/238U, 207Pb/235U, 208Pb/232Th, 207Pb/206Pb, 206Pb/204Pb) дают возможность оценить возраст минерала. Близость всех пяти результатов свидетельствует о достоверности проведенного анализа. В том случае, когда оценки расходятся, а изотопный анализ проведен надежно, то, вероятно, содержание изотопов в минерале менялось не в результате радиоактивного распада, а вследствие утечки или приноса каких-то продуктов радиоактивных превращений.
Простейшим из перечисленных является метод определения возраста по общему свинцу, т. е. по отношению Pb/U+Th. Он не требует дополнительного изотопного анализа свинца, но не учитывает того, что часть свинца является нерадиогенной и, следовательно, дает завышение возраста. Вследствие этого такой способ определения сейчас не применяется.
Более перспективен способ определения возраста по обыкновенному свинцу— по любому из соотношений 206Pb, 207Pb или 208Pb к 204Pb в галените, который содержит ничтожные количества урана и тория, а также по U/Pb в цирконе. Эти отношения практически не меняются со временем, и они тем больше, чем позднее выделились из содержащей уран и торий магмы.
2.2 Свинцовый метод
Свинцовый метод — наиболее старый и хорошо разработанный метод ядерной геохронологии. Впервые его применил в 1907 г. Б. Болтвуд в Канаде. В настоящее время он значительно усовершенствован и используется с непременным анализом изотопного свинца на масс-спектрометре. Поэтому его нередко называют свинцово-изотопным методом. Для измерения возраста по свинцово-изотопному методу используются минералы, содержащие
уран и торий.
2.3 Рубидий-стронциевый метод
Рубидий-стронциевый метод основан на очень медленном распаде радиоактивного изотопа 87Rb и превращении его в изотоп стронция 87Sr. Ныне радиоактивный изотоп рубидия составляет в среднем 27,85% природного рубидия. Период полураспада рубидия равен 47000 млн лет [постоянная распада χ=0,0147 млрд лет -1]. Возраст минерала оценивается по формуле
t= 1/χ87 ln (87Sr/87Rb + 1) + 1/χ87 87Sr/87Rb.
При анализе минералов с очень малым содержанием рубидия (менее 0,1%) вносится поправка на исходный нерадиогенный стронций.
Возраст пород, содержащих только стронций, но без рубидия, оценивается грубым стронциевым методом по отношению 87Sr/86Sr. Это же отношение используется для оценки происхождения магматических пород — мантийного или корового. Изотоп рубидия присутствует в виде, примеси в калиевых минералах, чаще всего в биотите, мусковите и лепидолите. Рубидий-стронциевым методом определяется возраст по валовому содержанию этих элементов в породе. Из-за низкой скорости распада рубидия данный метод широко применяется для определения возраста докембрийских и палеозойских пород.
2.4 Калий-аргоновый метод
Калий-аргоновый метод основан на распаде радиоактивного 40К, при котором около 12% этого изотопа превращаются в аргон 40Ar с периодом полураспада 1300 млн лет. Постоянная радиоактивного распада χк=0,0585 млрд лет -1. Остальные 88% калия переходят в 40К с более высокой скоростью (постоянная радиоактивного распада χк ≈ 0,472). По количеству выделившегося из минерала нерадиогенного аргона и по отношению 40Аr/40К возраст
минерала оценивается по формуле
t= 1/χа+χк ln (χа+χк / χк * 40Ar/40K + 1).
Этот метод применяется при исследовании слюд, амфиболов, калиевого полевого шпата, глауконита и валовых проб изверженных пород с возрастом от десятков тысяч до сотен миллионов лет. Определение возраста метаморфических пород калий-аргоновым методом не рекомендуется из-за значительных утечек аргона, происходящих при температурах свыше 300 °С и при больших давлениях.
2.5 Самарий-неодимовый метод
Самарий-неодимовый метод основан на очень медленном распаде изотопа самария 147Sm, который встречается в смеси со стабильными изотопами 144 ,148-150 ,152 , 154Sm с периодом полураспада 153 млрд лет (постоянная радиоактивного распада χ ≈ 0,00654 млрд лет -1). Конечным продуктом распада является радиогенный 144Nd. Возраст минерала, содержащего самарий, рассчитывается по формуле
143Nd/144Nd = (143Nd/144Nd)0 + (℮xt – 1) 147Sm/144Nd.
Самарий-неодимовый метод считается одним из наиболее надежных (наряду с U/Pb по циркону) для определения возраста глубокометаморфизованных раннедокембрийских пород, хотя также иногда дает заниженные значения.
2.6 Радиоуглеродный метод
Радиоуглеродный метод базируется на определении радиоактивного изотопа 14С в органических остатках или в породах с высоким содержанием органического вещества. Этот изотоп постоянно образуется в атмосфере из азота 14N под воздействием космического излучения и усваивается живыми организмами. После отмирания происходит распад 14C и, зная скорость его распада, удается определить возраст захоронения организма. Период полураспада 14С равен 5750 лет.Поэтому с помощью этого метода определяется возраст осадков не древнее 60—80 тыс. лет.
2.7 Метод треков осколочного деления
Метод треков осколочного деления базируется на том, что во всех минералах, содержащих уран, возникают структурные изменения, фиксирующие пробег осколков от спонтанного деления урана. Они видны в виде треков при увеличении под микроскопом. Обычно подсчитывается плотность этих треков, т. е. их число на единицу поверхности. Чем больше возраст минерала, тем больше плотность треков при прочих равных условиях. Для определения содержания урана образец минерала облучают нейтронами.
Возникают новые треки от деления присутствующего урана, вызванного нейтронами. При этом возраст минерала будет являться функцией отношения числа треков от спонтанного деления урана к числу вновь появившихся треков на единицу площади или объема. Хотя метод не очень точен, его можно рассматривать как новый перспективный способ исследования. В ряде случаев с помощью этого метода расшифровывается термическая история породы, которая отражается в исчезновении части треков и искажает истинную величину возраста. В последние годы трековый метод стали использовать для определения возраста четвертичных вулканических пород.
Радиогеохронологические методы непрерывно совершенствуются, возрастает их точность, разрабатываются новые более тонкие методики. Они имеют наибольшую ценность для определения возраста магматических и метаморфических пород, лишенных каких-либо органических остатков, широко применяются также для установления возраста фанерозойских отложений, для определения продолжительности стратиграфических подразделений разного.
ранга, выделенных на основе палеонтологического метода.
Наиболее подходящими для радиометрического датирования, кроме радиоуглеродного метода, являются магматические породы. Меньше подходят метаморфические породы, поскольку они часто прошли не один, а два-три этапа метаморфизма, каждый из которых мог сопровождаться потерей радиогенных изотопов. Возраст осадочных пород обычно определяют косвенным образом, по возрасту прорывающих их и перекрываемых ими интрузивов или по прослаивающим их эффузивам и вулканическим туфам и пеплам. Именно так в основном была построена глобальная геохронологическая шкала фанерозоя. Но делаются попытки и непосредственно определить возраст песчаных пород К/Ar методом по К-содержащему минералу глаукониту, а глинистых пород — по слюдам или валовым анализам. Последний метод дает часто завышенные значения, поскольку К-содержащие минералы являются обычно обломочными и более древними, чем сами глины, если только последние не состоят в основном из аутигенных глинистых минералов.
Опыт радиометрического датирования магматических и метаморфических горных пород показал, что наибольший смысл имеет комплексное применение разных методов к одной и той же породе и к разным составляющим ее минералам, а также к породе в целом («по валу»). Дело в том, что разные изотопы обладают разной способностью к улетучиванию и разные минералы — к утрате этих изотопов при нагревании; например, амфиболы и пироксены устойчивее, чем слюды, аргон теряется легче всего и т. д. Измеряя возраст пород разными методами, одним методом и по одним минералам, например U/Pb методом по циркону или самарий-неодимовым по породе, мы получаем возраст, наиболее близкий к первичному возрасту породы или ее первому метаморфизму, а данные других методов и по другим минералам позволяют датировать более, поздние эпохи метаморфизма. К/Ar метод обычно дает для интрузивных магматических пород заниженные значения возраста, поскольку изотопные отношения в них становятся стабильными лишь после остывания породы до 300°, что достигается через несколько миллионов и даже первые десятки миллионов лет после внедрения интрузии.
Заключение
Изучение взаимных отношений геологических образований приводит к установлению понятия об их возрасте. В свою очередь, знание возраста дает возможность сравнивать между собой геологические памятники различных местностей, характера и способа происхождения, расположить их в определенном хронологическом порядке и восстановить шаг за шагом историю земли. Вместе с тем, принимая во внимание, что большинство полезных ископаемых или на всем земном шаре, или в известных районах приурочено к образованиям какой-либо определенной геологической эпохи, знание геологического возраста пород представляет и существенное практическое значение при поисках полезных ископаемых. Но так как многочисленные попытки определения абсолютного возраста как всей вообще земли, так и отдельных геологических памятников до сих пор еще не привели к удовлетворительным результатам, то в геологии довольствуются определением относительного возраста геологических образований, т. е. стараются установить не время и продолжительность их происхождения, но последовательность во времени или одновременность. Задача эта не могла бы представить особых затруднений, если бы образования одновременные облекали непрерывно весь земной шар наподобие перьев луковицы и имели бы к тому же одинаковый литологический характер. На самом деле как в настоящее время, так и в предшествовавшие геологические эпохи отложение осадков или выступание пород изверженных происходит лишь на некоторой незначительной части земной поверхности, и притом осадки одновременные бывают весьма различны, смотря по месту и условиям образования. Поэтому определение относительного возраста как геологических образований, так вообще геологических событий требует особых специальных приемов.
При определении возраста слоистых пород, находящихся в нормальных условиях залегания, т. е. в том случае, когда первоначальное горизонтальное или слабонаклонное положение слоев не нарушено последующими геологическими процессами, в каждом данном месте слои, ниже лежащие, считаются древнее вышележащих. Наблюдая на сравнительно небольших расстояниях породы одинакового литологического состава, делают заключение об их одновременности. Такое заключение приобретает особенную точность в том случае, когда доказано, что подстилаются и прикрываются они породами соответственно одинаковыми. Часто на основании этого петрографического способа можно доказать одновременность пород весьма различных по составу, если есть возможность проследить постепенное изменение слоя в его горизонтальном распространении. Петрографический метод, удобный тем, что применим к определению возраста всех вообще пород, дает, однако, точные результаты лишь для сравнительно небольших районов. Несравненно более широкое применение имеет метод палеонтологический. Слоистые породы нередко заключают в себе окаменелости — остатки организмов, существовавших в эпоху отложения осадков. Исходя из того предположения, что развитие органической жизни шло одним и тем же порядком и проходило одновременно через те же главнейшие фазы на всей земной поверхности, принимают условно, что отложения, содержащие в себе остатки одинаковой или по крайней мере сходной флоры и фауны, образовались в одну и ту же эпоху, т. е. имеют одинаковый геологический возраст, и, в свою очередь, осадки с фауной более низшего типа древнее осадков с фауной более высокоорганизованной.
Наконец, для определения возраста изверженных горных пород, также рудных жил, штоков, к которым вышеуказанные методы неприменимы, — существуют особые специальные приемы. Приемы эти сводятся к тому, чтобы доказать одновременность их образования с какими-нибудь определенными слоистыми отложениями.
Практические задания
1.10. Хлорит (Mg,Fe)3(Si,Al)4O10(OH)2·(Mg,Fe)3(OH)6 по химическому составу Цвет хлоритов изменяется от светло-жёлтого до темно-зелёного и почти чёрного (тюрингит). Блеск стеклянный до перламутрового на плоскостях спайности. Спайность весьма совершенная по (001). Листочки гибки, но не упруги. Излом ступенчатый, в плотных агрегатах до раковистого. Мягкие, в отдельных пластинках легко режутся ножом. Твердость 2-З. Цвет черты белый до светло-зеленоватого даже у минералов темно-зелёного цвета. Хлориты — важные породообразующие минералы зелёных сланцев, зеленокаменных пород, попилитов, спилитов, палеотипных эффузивов и вулканических туфов. Хлориты возникают также метасоматического путём при процессах хлоритизации, пропилитизации; они характерны для процессов околорудного изменения вмещающих пород среднетемпературных гидротермальных рудных месторождений. В больших количествах хлориты образуются при гидротермальном изменении ультраосновных пород, вулканических туфов, иногда доломитов.
Каолинит Al4[Si4O10](OH)8 глинистый минерал из группы водных силикатов алюминия. Характеризуется белым переходящим в кремовый и бледно-желтый, также часто запятнанными различными оттенками коричневых тонов. Кристаллизуется в моноклинной сингонии. Отдельные чешуйки каолинита бесцветны, сплошные массы белые. Блеск чешуек перламутровый, сплошных скоплений - матовый. Спайность весьма совершенная по [001]. Твёрдость по шкале Мооса 2,5 - 3, плотность 2,58 - 2,63 г/см3, жирный на ощупь. Каолинит - основной компонент многих глин. Образуется преимущественно экзогенным путём при выветривании различных алюмосиликатов в кислой среде, при гидротермальном изменении полевошпатовых пород (Каолинизация). Составляет основу каолина, входит в состав глин, мергелей и глинистых сланцев. Слоистая структура каолинита придает породам на его основе (глинам и каолинам) свойство пластичности.
2.10. Галит (каменная соль)-минерал класса галоидов состава NaCl. Образуется почти исключительно осадочным путем, кристаллизуясь из природных рассолов. Вследствие того, что растворимость его почти не зависит от температуры, он при этом отделяется от других растворенных солей. Эта же причина обуславливает тенденцию галита к образованию скелетных и дендритных форм. Каменная соль осаждается в морских заливах при испарении воды. Галиты можно найти в пластах осадочных пород среди прочих минералов — продуктов испарения воды — в пересыхающих лиманах, озёрах, морях.
Каолинит относится к группе слюдоподобных минералов из подкласса листовых силикатов класса силикатов. Образуется каолинит в результате химического выветривания алюмосиликатов, особенно полевых шпатов. Составляет основу каолина, входит в состав глин, мергелей и глинистых сланцев
3.10. Серпентинит или змеевик — это метаморфические породы, образовавшиеся при метаморфизме ультраосновных магматических пород. Текстура разнообразная: пятнистая, полосчатая, петельчатая и др. Структура волокнистая, чешуйчатая. Состоит главным образом из минералов группы серпентина и примеси карбонатов, иногда граната, оливина, пироксена, амфиболов, талька, а также рудных минералов магнетита, хромита и других. Окраска зелёная с пятнами разных цветов. Богатство градаций зеленого тона зависит от присутствия тех или иных минеральных примесей, так, белый цвет обусловлен присутствием ветвящихся прожилков кальцита или доломита. Серпентинит имеет гладкую на ощупь поверхность.
Габбро— магматическая интрузивная основная горная порода основного состава. Главными минералами габбро является основной (богатый анортитовым компонентом) плагиоклаз и моноклинный пироксен, иногда также содержатся оливин, ромбический пироксен, роговая обманка и кварц, в качестве акцессорных присутствуют апатит, ильменит, магнетит, сфен, иногда хромит. Структура: полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, крупно- и среднезернистая. Текстура: массивная, иногда пятнистая, полосчатая. Является чёрной, тёмно-зелёной, иногда пятнистой породой. Часто применяются в качестве строительного и облицовочного камня высокой прочности, для наружной и внутренней облицовки, преимущественно в виде полированных плит и для приготовления щебня и дорожного камня.
4.10. Трахит- кайнотипная эффузивная, обычно порфировая, горная порода. Порфировые вкрапленники и микролиты, включенные в вулканическое стекло, представлены санидином; в меньших количествах встречается средний или кислый плагиоклаз, биотит, пироксен или амфибол. Трахит — эффузивный аналог сиенита. Содержит до 60% кремнекислоты и до 10% щелочей. Структура — порфировая, скрытокристаллическая. Текстура — полосчатая, пористая,флюидальная.
База́льт — основная эффузивная горная порода нормального ряда, самая распространенная из всех кайнотипных пород. Интрузивным аналогом базальта является долерит. Основная масса сложена микролитами плагиоклазов, клинопироксена, магнетита или титаномагнетита, а так же вулканическим стеклом. Структуры базальта - интерсертальная, реже гиалопилитовая, текстуры - массивная либо пористая, миндалекаменная.
Сиенит - магматическая интрузивная горная порода с меньшим, чем у гранита, содержанием кварца. Химический состав: калиевый полевой шпат, плагиоклаз, с примесью цветных минералов: роговой обманки, биотита, пироксена, изредка оливина. В химическом отношении сиениты характеризуются содержанием кремнезёма от 55 до 65 %, а по содержанию щелочей разделяются на нормальные и щелочные. Структура: полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, иногда порфировидная, мелко- и среднезернистая. Текстура: массивная. Все породы сходны по составу и структуре, являются магматическими, различаются по текстуре.
5.10. Юрский- J,Триасовый-T, Ордовик- О, Кембрий- Є.Стратиграфического перерыва не наблюдается; отсутствуют породы пермского, каменноугольного, девонского, силурийского периода.
Список использованных источников
1.Короновский Н.В., Хаин В.Е., Ясаманов Н.А.: Историческая геология: Учебник.-М.: 1997.-448с.
- Энциклопедический словарь Ф.А. Брокгауза и И.А. Ефрона. — С.-Пб.: Брокгауз-Ефрон. 1890—1907.
- Историческая геология с основами палеонтологии / Е. В. Владимирская, А. Х. Кагарманов, Н. Я. Спасский и др. - Л.: Недра, 2005.
- Подобина В. М., Родыгин С. А. Историческая геология. - Томск: Изд-во НТЛ, 2000.
Скачать: