Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

381

ногие моллюски (аммониты и белемниты), ряд представителей брюхоногих

и двустворчатых моллюсков, а также фораминиферы, радиолярии, диато-

меи. Не так давно научились выделять из осадков мельчайшие организмы –

нанопланктон, а также споры и пыльцу растений.

Геологическое летоисчисление. Геологи давно обратили внимание,

что вся история нашей планеты делится на две неравные части. Древняя

более продолжительная ее часть трудна для изучения палеонтологиче-

ским методом, так как не содержит ископаемых остатков, а сами осадоч-

ные толщи изменены процессами метаморфизма и внедрениями магмати-

ческих пород. Хорошо изучена молодая часть каменной летописи, по-

скольку осадочные напластования в ней содержат многочисленные остат-

ки организмов, сохранность и количество которых возрастают по мере

приближения к современной эпохе. Эту молодую часть истории земной

коры американский геолог Ч.Шухерт назвал фанерозойским эоном, т. е.

временем очевидной жизни. Эон – это промежуток времени, объединяю-

щий несколько геологических эр.

Более древнюю и продолжительную часть геологической истории

Ч.Шухерт назвал криптозоем, или временем со скрытым развитаем жизни.

Довольно часто этот отрезок геологического времени называют докембрием.

Это название сохранилось с середины XIX в., когда была установлена после-

довательность геологических систем. Все более древние отложения, зале-

гающие ниже кембрийской системы, стали именоваться докембрием. В на-

стоящее время в составе криптозоя выделяют три эонотемы: катархей, архей,

протерозой. Широкая распространенность вышележащих отложений, боль-

шое количество ископаемых органических остатков и относительная доступ-

ность предопределили их лучшую изученность и обусловили более деталь-

ную их расчлененность. Английский геолог Дж.Филлипс в 1841 году в соста-

ве фанерозоя выделил три эратемы: палеозойскую – эру древней жизни, мезо-

зойскую – эру средней жизни и кайнозойскую – эру новой жизни.

Более мелкими стратиграфическими единицами, чем эратемы, являются

системы, отделы и ярусы. Им присвоены имена преимущественно по назва-

ниям тех местностей, где они были впервые описаны и установлены, или по

каким-то иным характерным признакам. Так, свое название кембрийская сис-

тема получила от римского наименования Уэльса –

Саmbria; ордовикская и

силурийская системы – по названию древних племен, живших на территории

современной Англии; девонская система – по графству Девоншир в Англии;

каменноугольная, или карбоновая, – по названию каменного угля; пермская –

от г. Пермь, где она была впервые обнаружена и изучена; триас – от объеди-

нения трех толщ в Европе, последовательно залегающих одна над другой;

юрская – от Юрских гор в Швейцарии; меловая – от широко распространен-

ного белого писчего мела и т. д.

382

Таблица 19

ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА ЗЕМЛИ





 



 



 





Индекс

Начало

млн,лет

Продолж.

млн. лет

Голоценовая Q

0,01 0,01











1,6 1,6

Акчагыльский N

2ak

3,4 1,8



Киммерийский N

5,3 1,9

Мессинский N

6,5 1,2

Тортонский N

11,2 4,7

Серравалийский N

15,1 3,9

Лангийский N

16,6 1,5

Будигальский N

21,8 5,2













Аквитанский N

23,7 1,9

Хетский P

30,0 6,3



Рюпельский P

33,7 3,7

Приабонский P

40,0 6,3

Бартонский P

43,6 3,6

Лютетский P

52,0 8,4



Ипрский P

57,8 5,8

Танетский P

60,6 2,8

Монский P

63,6 3























Датский P

66,4 2,8

Маастрихтский K

74,5 8,1

Кампанский K

2km

84 9,5

Сантонский K

2st

87,5 3,5

Коньякский K

88,5 1,0

Туронский K

91 2.5



Сеноманский K

97,5 6,5

Альбский K

1al

113 15,5

Аптский K

119 6

Барремский K

1br

124 5

Готеривский K

131 7

Валанжинский K

138 7















Берриасский K

144 6

383

Волжский

Титонский

3tt

152 8

Кимериджский J

3km

156 4





Оксфордский J

163 7

Келловейский J

169 6

Батский J

2bt

176 7

Байосский J

183 7





Ааленский J

187 4

Тоарский J

193 6

Плинсбахский J

198 5

Синемюрский J

204 6











Геттангский J

208 4

Норийский T

225 17



Карнийский T

230 5

Ладинский T

235 5



Анизийский T

240 5

Оленекский T









Индский T

245 5

Татарский P

253 8

Казанский P

2kz



Уфимский P

258 5

Кунгурский P

263 5

Артинский P

1ar

268 5

Сакмарский P









Ассельский P

286 18

Гжельский C



Касимовский C

296 10

Московский С



Башкирский С

320 24

Серпуховской C

333 13

Визейский C

353 20

 

  

 





!

!!

!"

""

"

#$

#$#$

#$



Турнейский C

360 7

Фаменский D

3fm

367 7



Франский D

374 7

Живетский D

2zv

380 6



Эйфельский D

2ef

387 7







%

%%

%

Эмский D

394 7

384

Зигенский D

1zg

401 7

Жединский D

408 7

Пржидольский S

414 6



Лудловский S

2ld

420 6

Венлокский S

425 5

&#

&#&#

&#



Лландоверий-

ский

438 13



Ашгильский O

3as

448 10

Карадокский O

458 10

Лланддейлский O

2ld

468 10



Лланвирнский O

478 10

Аренигский O

485 7

'

''

'







Тремадокский O

505 10

Аксайский Е

3ak

Сакский Е

Поздняя

Аюсокканнский Е

3as

523 18

Амгинский Е

Средняя

Майский Е

2am

540 17

Тойонский Е

1tn

Ботомский Е

Атдабанский Е

1at

Кембрий

Ранняя

Томмотский Е

570 30

Эдиакарский



Лапландский

650 80



1000 350



1350 350











!

!!

!



($

($($

($



1650 300





"

""

"







)

))

)

2500 850







3000 500

&

&&

&

3400 400

*

**

*

)

))

)

4000? 600?





 





4500? 500?

385

Единая международная стратиграфическая шкала представлена в табл.

19. Эта шкала дает представление не только о последовательности напла-

стований, но и об относительном времени, поэтому ее называют единой

геохронологической шкалой.

Кроме палеонтологического и стратиграфического методов существу-

ет

палеомагнитный метод определения относительного возраста горных

пород. Его относительность вызвана только тем, что он тесно привязан к

существующей геохронологической шкале.

Рис. 141. Палеомагнитная шкала для

фанерозоя (черное – нормальная

полярность; по А.Н.Храмову и

Л.Е.Шолпо)

______________________________

Палеомагнитный метод основан

на том, что горные породы, содер-

жащие ферромагнитные минералы,

образовались в магнитном поле

Земли и, обладая свойством маг-

нитной восприимчивости, запечат-

лели положение векторов магнит-

ного поля, существовавшего в мо-

мент их образования. Это свойство

называют остаточной намагничен-

ностью. С изменением положения

слоев горных пород относительно

магнитного поля или изменения

положения самого магнитного по-

ля часть «врожденной» намагниченности сохраняется. Это естественная

остаточная намагниченность или

палеомагнетизм. Остаточная намагни-

ченность сохраняет направление (полярность) того магнитного поля, в

котором произошло намагничивание. Установлено, что в истории Земли

многократно происходила смена полярности магнитного поля, когда се-

верный и южный полюсы менялись местами. Смена полярности сохрани-

лась в изменении остаточной намагниченности пород. В настоящее время

разработана шкала смены таких эпох (рис. 141). Палеомагнитный метод

является дополнительным методом геохронологического расчленения

напластований горных пород. Этот метод особенно важен для расчлене-

386

ния только магматических и осадочных горных пород.

Кроме того, палеомагнитный метод имеет и еще одно очень важное

значение. В параграфе 47, при изложении теории новой глобальной тек-

тоники, говорилось об образовании океанической литосферы и коры в

рифтовых зонах срединно-океанических хребтов и о раздвижении океани-

ческого дна в обе стороны от этих рифтовых зон конвекционными тече-

ниями в мантии Земли под астеносферой (см. рис. 126, б). Учитывая, что

базальты океанической коры, выплавляемые из мантии в рифтовых зонах,

должны при своем остывании в последовательные эпохи полярности гео-

магнитного поля приобретать соответственно нормальную или обратную

намагниченность, следует ожидать, что при растяжении океанического

дна на нем должны образовываться полосы положительных и отрицатель-

ных магнитных аномалий, параллельные осям срединно-океанических

хребтов и симметричные относительно этих осей, причем ширина таких

последовательных полос должна быть пропорциональной длительности

соответствующих эпох полярности геомагнитного поля. Эту гипотезу вы-

двинули в 1963 году Ф.Вайн и Д.Мэтьюз; в 1964 году аналогичную гипо-

тезу независимо опубликовали Л.Морли и А.Лярошель. В последующие

годы были собраны многочисленные данные, свидетельствующие в поль-

зу этой гипотезы. Полосчатая конфигурация магнитных аномалий в океа-

не впервые была обнаружена Р.Мейсоном и А.Раффом еще в 1958 и 1961

годах в северо-восточной части Тихого океана, где были зафиксированы

узкие, шириной по 30–40 км, параллельные друг другу полосы чередую-

щихся положительных и отрицательных магнитных аномалий интенсив-

ностью порядка 500 гамм, приблизительно постоянной вдоль каждой по-

лосы. Аналогичные результаты были получены в 1962 году судном «Оу-

эн» в районе подводного хребта Карлсберг в северо-западной части Ин-

дийского океана, а затем и во многих других районах Мирового океана,

включая Арктику и Красное море.

Таким образом, границы полос магнитных аномалий (а также линии, им

параллельные) можно рассматривать как изохроны, т. е. линии одинакового

возраста океанической коры. На рис. 142 дана детальная карта изохрон для

Северной Атлантики. Прямую проверку этих предсказаний возраста различ-

ных участков океанической коры удалось осуществить по данным глубоко-

водного бурения дна океана. В тех скважинах, которые полностью проникли

сквозь осадки и достигли лежащих под ними базальтов, микропалеонтологи-

ческим методом определялся возраст самого нижнего слоя осадков, непо-

средственно прилегающего к базальтам (можно определять также абсолют-

ный возраст базальтов). Оказалось, что полученные данные вполне удовле-

творительно согласуются с возрастами палеомагнитных изохрон. Это свиде-

тельство в пользу гипотезы растяжения океанического дна явилось одним из

387

важнейших результатов глубоководного бурения судна «Гломар Челленд-

жер». Хорошее согласование таких независимых друг от друга данных раз-

личной природы, как продолжительности эпох нормальной и обратной на-

магниченности лав, толщины нормально и обратно намагниченных слоев в

колонках океанических осадков, ширины полос положительных и отрица-

тельных магнитных аномалий океанического дна и возраст базальтового

фундамента океанической коры, делает весьма убедительными и представле-

ние об обращениях полярности геомагнитного поля и гипотезу о растяжении

океанического дна.

Рис. 142. Карта возрастов дна Северной Атлантики (по У.Питмену и М.Таль-

вани)

Радиогеохронологический возраст. В геологии важно знать не только

относительный возраст горных пород, но и по возможности точное время

их образования. Как уже отмечалось выше, геохронологическая шкала

388

дает представление только об относительном возрасте, но ничего не мо-

жет сказать о продолжительности любых геохронологических подразде-

лений, а тем более показать, как и насколько далеко от современного вре-

мени они отстоят. Время геологических событий помогают установить

радиогеохронологические методы, которые довольно часто называют аб-

солютными. В абсолютной геохронологии применяется обычная астроно-

мическая система летосчисления – астрономический год – период време-

ни полного обращения Земли вокруг Солнца. Однако употребление слова

«абсолютный» неверно ввиду того, что любые результаты не являются

абсолютно точными, так как каждое полученное значение несет в себе

определенную, а порой и существенную ошибку. Радиогеохронологиче-

ский возраст показывается как приблизительная величина с допустимой

ошибкой. Размер ошибки возрастает по мере удаления в глубь истории

Земли. Кроме того, надо иметь в виду, что продолжительность современ-

ного астрономического года не полностью соответствует продолжитель-

ности года в палеозое и тем более в протерозое или архее. Поэтому лучше

говорить не об абсолютном, а о радиогеохронологическом или радиомет-

рическом возрасте. Данный метод основан на явлении радиоактивного

распада элементов, находящихся в горных породах или минералах. Для

его определения используют радиоактивные изотопы урана, тория, руби-

дия, калия, углерода и водорода. Период полураспада нестабильного эле-

мента точно известен, и метод определения возраста минерала заключает-

ся в том, чтобы найти отношение массы вновь образованного химическо-

го элемента к массе материнского изотопа в минерале. Отсчет времени по

атомным часам начинается сразу же после кристаллизации данного мине-

рала, который все последующее время вел себя как замкнутая система и

сохранял как все продукты распада, так и количество исходного материн-

ского изотопа, которое осталось после распада.

Таблица 20

Изотопы, используемые для определения

радиогеохронологического возраста (по А.Х.Браунлоу)

Изотопное

отношение

Период полураспада,

лет

Эффективный ин-

тервал, лет (Т

–

возраст Земли

Содержание в зем-

ной коре, г/т

238

206

4,5×10

– Т

0,9928 U; 0.252 Pb

235

207

0,71×10

– Т

0,0072 U; 0,215 Pb

232

Th/

208

1,39×10

– Т

1,00 Th; 0,520 Pb

Rb/

5,0×10

– Т

0,278 Rb 0,07 Sr

1,30×10

5000 – Т

0,0001 K; 0,996 Ar

1,30×10

5000 – Т

0,0001 K; 0,996 Ar

N 5730 0 – 70000 10

–12

C; 0,996 N

389

Как видно из таблицы 20, различные изотопы могут использоваться

для определения возраста в разных временных диапазонах. Так, радиоак-

тивный углерод

С, образующийся в верхних слоях атмосферы в резуль-

тате действия космических лучей на атом азота

N, используется для оп-

ределения возраста древесины и торфа в пределах 50 тыс. лет. Это позво-

ляет применять его для временной характеристики событий в конце плей-

стоцена и голоцена, а также в археологии. Большое влияние на отношения

С/

С оказывают проводимые в последние полвека испытания ядерного

оружия, а также работы атомных реакторов и ускорителей. Изотопы с

большим периодом полураспада применяются для определения возраста

докембрийских пород, которые сформировались более 1 млрд. лет назад.

Широко используются уран-свинцовый, торий-свинцовый, свинец-свин-

цовый, калий-аргоновый, рубидий-стронциевый, самарий-ниодимовый и

некоторые другие изотопные методы. Каждый их них имеет свои досто-

инства и недостатки.

Благодаря радиогеохронологическим методам устанавливается возраст

магматических и осадочных горных пород, а для метаморфических пород

определяется время воздействия на них высоких температур и давления.

Данные радиогеохронологического возраста в виде абсолютных цифр даются

в специальной колонке. Возраст каждого геохронологического подразделе-

ния определен исходя из возраста нижележащих и вышележащих отложений.

Разность между ними дает продолжительность данного подразделения.

Изотопный возраст наиболее древних пород Земли составляет 3,8–4,0

млрд. лет, а возраст древнейших обломочных минералов, в частности

цирконов, равен 4,3–4,2 млрд. лет. Все это свидетельствует о том, что на-

ша планета возникла 4,66 млрд. лет назад.

390

Глава 8

КРАТКАЯ ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ

§51. История тектонических событий

В геологической истории Земли за длительное время ее существования

происходили различные события. Эпохи необычайно интенсивной магма-

тической деятельности сменялись длительными периодами со слабым

проявлением вулканической и магматической активности. Эпохи усилен-

ного магматизма характеризовались высокой степенью тектонической

активности, т. е. значительными горизонтальными перемещениями кон-

тинентальных блоков земной коры, возникновением складчатых дефор-

маций, разрывными нарушениями, вертикальными движениями отдель-

ных блоков, а в периоды относительного спокойствия геологические из-

менения рельефа земной поверхности оказывались слабыми.

Данные о возрасте изверженных пород, полученные различными ме-

тодами радиогеохронологии, дают возможность установить существова-

ние сравнительно коротких эпох магматической и тектонической актив-

ности и длительных периодов относительного покоя. Это, в свою очередь,

позволяет провести естественную периодизацию истории Земли по геоло-

гическим событиям, по степени магматической и тектонической активно-

сти. Сводные данные о возрасте изверженных пород, по сути дела, явля-

ются своеобразным календарем тектонических событий в истории Земли.

История тектонических событий Земли. О первых годах существо-

вания Земли, древнее 3,8 млрд. лет, можно говорить только на основании

косвенных показателей, так как практически полностью отсутствуют фак-

тические геологические данные. Считается, что в начальный период су-

ществования Земли на ней действовал активный вулканизм и изливались

базальтовые и гипербазитовые лавы. Одновременно в первичную атмо-

сферу выбрасывался значительный объем газов из земных недр. Это при-

вело к созданию первичной земной коры и атмосферы.

В истории Земли выделяются около 20 тектономагматических эпох

(табл. 21), каждая из которых характеризуется своеобразной магматиче-

ской и тектонической активностью и составом возникших горных пород.

В течение белозерской тектономагматической эпохи в начале архей-

ского эона и кольской эпохи в середине архея протекали процессы грани-

тизации и возникновения первых осадочных бассейнов. Сформировались

и стали развиваться гидросфера и первичная атмосфера. В это время пер-

выми возникли песчаные, глинистые и карбонатные породы, которые

подверглись сильному метаморфизму. Песчаные и глинистые породы