Разновидности стратотипов

Различают разновидности стратотипов стратиграфических подразделений и стратиграфических границ:

1. голостратотип (первичный стратотип) — эталонный разрез, указанный автором стратиграфического подразделения одновременно с установлением этого подразделения или его стратиграфической границы;

2. лектостратотип (избранный стратотип) — эталонный разрез, выбранный в том случае, если первичный стратотип не был указан автором при установлении стратона или стратиграфической границы;

3. неостратотип (новый стратотип) — эталонный разрез, выбранный в тех случаях, когда первичный стратотип или лектостратотип по каким-либо причинам стал недоступен для дальнейшего изучения (например, вследствие уничтожения обнажений, затопления, застройки и т.п.).

Каждое стратиграфическое подразделение может иметь только один стратотип: голо-, лекто- или неостратотип. Дополнительный материал для характеристики стратиграфического подразделения представляют пара- и гипостратотипы:

Парастратотип — разрез, использованный автором при первоначальном определении голостратотипа с целью дополнения его характеристики;

Гипостратотип (вторичный, дополнительный стратотип) — разрез, соответствующий по объему и составу ранее установленному первичному стратотипу, но более полный, более доступный и хорошо охарактеризованный в литологическом и/или палеонтологическом отношении.

Требования к стратотипам

1. наличие четко выраженных особенностей, отличающих данное подразделение от других;

2. полнота разреза

3. доступность для осмотра и изучения.

Вопрос №6

Методы сопоставления разрезов разных регионов и определение относительного геологического возраста. Характер хроностратиграфических подразделений за пределами стратотипической области.

Методы:

1. Литологические. Выделение интервалов разреза, отличающихся от подстилающих и перекрывающих интервалов по цвету, вещественному составу, текстуре и др. Затем в разрезе устанавивают наиболее заметные слои. (в частности минералого-петрографический метод)

2. Геофизические. Основаны на сравнении пород по их физическим свойствам. Применяются для корреляции разрезов между собой и с опорным разрезом, возраст отложений которых определяется другими методами.

3. Ритмостратиграфия заключается в изучении чередования различных пород в разрезах. Опр. Наборы чередующихся пород и их границы.

4. Сопоставление разрезов по несогласиям. Несогласия – это естественные рубежи, по которым расчленяются разрезы.

5. Палеонтологические методы. В основе закон о необратимости эволюции орг. мира.(методы руководящих форм, количественный (процентно-статистический), филогенетический, палеоэкологический (фациальные изменения приводят к тому, что одновозрастные фаунистические комплексы резко различаются, и наоборот, при сходной фациальной обстановке создаются близкие сообщества организмов))

Определение относительного геологического возраста происходит путем сопоставления изучаемых отлжоений с подразделениями шкалы. В результате опр. возраст свит, серий и горизонтов, выделяемых в районе, так как за каждой единицей шкалы стоит реальный разрез (стратотип), что дает возможность сравнивать разрезы литологическими и палеонтологическими методами.

Хроностратиграфические подразделения широко используются в геологической практике. Они определяются Международным стратиграфическим справочником. Главная особенность хроностратиграфических подразделений заключается в том, что в основу их выделения и разграничения положены не какие-либо физические их свойства, а соответствие определенным интервалов геологического времени и наличие эквивалента каждому подразделению в геохронологической шкале.

Вопрос №7.

Использование палеомагнитных данных для сопоставления отложений и уточнения их относительного возраста. Региональные и глобальная магнитостратиграфические шкалы.

В последние годы в стратиграфии стал использоваться палеомагнитный метод расчленения и корреляции разрезов — изучение естественной остаточной намагниченности пород. Метод основан на том, что в истории Земли происходили многократные инверсии магнитного поля, обусловленные изменением вектора первичной намагниченности на 180°. Для ферромагнетиков существует уровень температуры-точка Кюри, выше которой упорядочение магнитных моментов не сохраняется, поэтому лавы вулканов обретают намагниченность после их остывания (ниже точки Кюри) и выпадении в осадок, и ориентируются в магнитном поле Земли. При процессах диагенеза и складчатости первичная ориентировка частиц не нарушается, она соответствует ориентировке магнитного поля во время накопления слоя. Выделяя в разрезе слои, в которых частицы обнаруживают полярность (изучение ведется на строго ориентированных образцах), удается расчленить разрез на горизонты прямой и обратной намагниченности. В истории Земли длительные интервалы времени характеризовались постоянством положения магнитных полюсов, но они чередовались с эпохами многократных инверсий, что выражено в разрезе чередованием горизонтов с постоянной ориентировкой векторов первичной намагниченности и горизонтов с частыми инверсиями. Это облегчает выделение в разрезе характерных реперов, по которым можно осуществлять корреляцию разрезов. При сопоставлении горизонтов прямой и обратной намагниченности только по их знаку всегда возможны ошибки, так как в разрезах имеются скрытые перерывы в осадконакоплении. Поэтому палеомагнитный метод надо применять в совокупности с биостратиграфическими и радиогеохронологическими.

Его ценность определяется тем, что каждая инверсия магнитного поля Земли происходила повсюду одновременно, а поэтому палеомагнитные горизонты являются строго одновозрастными. Однако сам метод весьма трудоемкий и требует большого числа точек наблюдений. Наиболее эффективен он для континентальных и вулканогенных серий.

Магнитостратиграфическая шкала - глобальная шкала геомагнитной полярности за наблюдаемую часть геологической истории. В настоящее время проведены сотни тысяч, если не больше, определений прямой и обратной полярности в образцах горных пород различного возраста, датированных как с помощью изотопных радиологических т.е получение абсолютного возраста породы, так и с помощью относительной геохронологии т.е палеонтологических методов.

Вопрос№8.

Определение относительного геологического возраста континентальных отложений. Методы корреляции (сопоставления) континентальных и морских отложений.

Один из методов — это прослеживание слоя на местности от одного обнажения до другого. Если местность хорошо обнажена, то этот прием не составляет трудности, особенно если слой или пачка слоев отличается от других, например, цветом, характером слоистости, гранулометрией и др.

Другой способ корреляции заключается в предположении, что породы одного и того же типа формировались в одно и то же время.

Еще один способ сопоставления удаленных друг от друга разрезов заключается в сравнении распространенной в них фауны. Существуют формы ископаемых организмов, которые имеют широкое площадное распространение и очень узкий вертикальный интервал существования, т. е. они жили краткое время. Такие формы организмов называют руководящими. Присутствие подобных окаменелостей в слоях разных обнажений, даже несмотря на то, что слои могут различаться и по составу, и по мощности, однозначно свидетельствует об одновозрастности этих слоев.

В настоящее время для корреляции осадочных морских отложений широко используется микрофауна — фораминиферы, имеющие известковый скелет, и радиолярии с кремневым скелетом. Для сопоставления континентальных и реже морских отложений используются споры и пыльца растений. Таким образом, корреляция осадочных толщ, основанная на палеонтологических остатках, является одним из важнейших методов сопоставления геологических разрезов, удаленных друг от друга.

Используется специальный геофизический метод, основанный на отражении сейсмических волн от слоев разной плотности. Этот метод, названный сейсмостратиграфическим,

В настоящее время так же широко используется палеомагнитный метод корреляции отложений. Все горные породы, как магматические, так и осадочные, в момент своего образования приобретают намагниченность, отвечающую по направлению и по силе магнитному полю данного времени. Эта намагниченность сохраняется в породе, поэтому и называется остаточной намагниченностью, разрушить которую может лишь нагревание до высоких температур, выше точки Кюри, ниже которой магматические породы приобретают намагниченность, либо, скажем удар молнии.

Существуют и другие методы корреляции отложений, например в геофизике (метод непрерывного сейсмического профилирования, электрокаротаж),структурно-тектоничесий, ритмостратиграфический, экостратиграфический, климатостратиграфический.

Вопрос № 9

Определение относительного геологического возраста магматических образований: а) вулканических, б) интрузивных.

Магматические породы не содержат органических остатков. Поэтому их относительный возраст можно определить только косвенным путем, учитывая взаимоотношения с осадочными породами, содержащими палеонтологические остатки. Все магматические породы делятся на две группы: интрузивные (иначе плутонические), формирующиеся на той или иной глубине, и эффузивные (вулканические) — продукты извержения магматического материала на земную поверхность или на морское дно. Интрузивные породы в свою очередь подразделяются на глубинные или абиссальные, образующиеся на больших глубинах, и полуглубинные или гипабиссальные, которые кристаллизуются ближе к поверхности Земли.

а) Вулканические породы, будучи продуктами извержения магматического материала на земную поверхность, образуют пластообразные или линзовидные тела, которые в результате многократных извержений могут формировать толщи слоистого строения или переслаиваться с пластами осадочных пород. Среди них распространены две разновидности: лавовая и пирокластическая. Лавы залегают в виде потоков длиной до десятков километров или покровов, достигающих сотен квадратных километров, их мощность составляет несколько десятков метров. Пирокластические породы (вулканические туфы), состоящие из обломочного материала, выброшенного из вулканов при взрывах, слагают пласты и линзы, которые могут иметь изменчивую мощность до нескольких сотен метров. При накоплении пирокластического материала в морских условиях образуются пласты туфов, выдержанные по простиранию и отличающиеся слоистым строением. Обычно они чередуются со слоями осадочных пород, отлагавшихся в промежутках между извержениями или же с породами смешанного состава, содержащими как вулканический, так и осадочный материал (туффиты). Такие вулканогенно-осадочные толщи нередко достигают значительной мощности в несколько километров. Относительный возраст слоистых вулканических пород устанавливается геолого-стратиграфическими методами, к ним с успехом можно применять общие принципы стратиграфического расчленения и стратиграфической корреляции, которые используются при изучении осадочных пород. По характеру залегания и взаимоотношения друг с другом, а также с осадочными породами они принципиально не отличаются от последних. Если известен возраст подстилающих и перекрывающих слоев осадочных пород, то нетрудно установить возраст залегающих среди них слоев вулканического происхождения. Иногда относительный возраст можно определить довольно точно, но большей частью он устанавливается приближенно.

б) Интрузивные. В большинстве случаев интрузивные тела прорывают складчатые слоистые толщи пород. Эти тела могут располагаться между слоями вмещающих пород и залегать с ними согласно (форма таких тел зависит от складчатой структуры вмещающих пород) или же прорывать или пересекать слоистые породы (форма таких тел не зависит от структуры последних). В обоих случаях относительный возраст интрузивных пород, независимо от формы и характера их залегания, будет моложе возраста вмещающих пород. Это очевидно, так как магма внедрилась в ранее сформировавшуюся толщу пород. Однако точно определить время образования интрузии в данном случае нельзя, можно лишь утверждать, как отмечено выше, что интрузивная порода моложе толщи, которую она прорывает, т. е. установить нижний предел ее геологического возраста.

На границе интрузивного тела и вмещающих его пород всегда наблюдаются следы контактового метаморфизма, вызванные нагреванием пород и высокой химической активностью внедрившегося магматического расплава. На контакте образуются породы иной структуры и иного минерального состава. Зону контактового метаморфизма можно наблюдать в случае, если интрузивное тело вскрыто эрозией. В рассматриваемом случае говорят об активном, или «горячем», контакте. Наличие ореола контактовых изменений свидетельствует о том, что породы, окружающие интрузивное тело, в момент внедрения магмы и образования интрузии уже были сформированы.

Для того чтобы определить возраст интрузивных пород более точно, надо найти такой участок, где кровля интрузивного тела перекрывается с размывом более молодыми осадочными или вулканическими породами, возраст которых известен. В этом случае в подошве перекрывающих пород не наблюдается признаков контактового метаморфизма, так как не было активного воздействия интрузии на эти породы. Такой контакт называют «холодным». Очевидно, что возраст интрузивного тела будет определяться интервалом между нижним пределом (возраст прорываемых пород) и верхним пределом — возрастом пород, покрывающих интрузивное тело.

Вопрос№10.

Относительная и абсолютная геохронология. Принципы и методы определения абсолютного возраста горных пород. Проблема геологической интерпретации определений радиоизотопного возраста пород.

Относительная геохронология:

Относительная геохронология определяет место геологического тела в общем разрезе стратисферы относительно международной стратиграфической шкалы.

Абсолютная геохронология:

Явление радиоактивности, открытое и изученное на рубеже XIX - XX вв. А. Беккерелем, П. Кюри знаменовало начало новой эры в геохронологии. Геологи получили надежный метод определения истинного возраста горных пород. Явление радиоактивности связано с процессом распада ядер атомов радиоактивных элементов, протекающим самопроизвольно, с постоянной скоростью, не зависящим от физико-химических явлений, происходящих в земной коре.

t=1/λ ln (1+Д/М)

, где t-абсолютное время сначала распада, λ-постоянная распада, Д-дочерние изотопы, М-материнские изотопы

Методы:

1)Урано-ториево-свинцовый метод базируется на использовании трех процессов радиоактивного распада изотопов урана и тория: 238U=>206Pb=> 235U=>207Pb, 232Th=>208Pb. Период полусраспада 238U составляет 4510 млн лет, 236U — 713 млн лет и 232Th — 15 170 млн лет. 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 (206Pb/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 привноса каких-то продуктов радиоактивных превращений.

Для определения возраста используют минералы: монацит, циркон, реже уранинит и ортит.

Преимущества. Достоинство уран-свинцовых методов заключается в том, что они дают возможность определять изотопный возраст изверженных и метаморфических пород, для которых палеонтологические методы неприменимы.

2)Свинцовый метод — наиболее старый и хорошо разработанный метод ядерной геохронологии. 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.

3) 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 47 000 млн лет.

Изотоп 87Rb присутствует в виде примеси в калиевых минералах (биотит, мусковит, лепидолит).

Недостатки. Из-за низкой скорости распада рубидия метод применяется в основном для определения возраста докембрийских и палеозойских пород.

4) Калий-аргоновый метод основан на распаде радиоактивного 40К, при котором около 12% этого изотопа превращаются в аргон 40Аr с периодом полураспада 1300 млн лет. Остальные 88% калия переходят в 40К с более высокой скоростью.

Преимущества. Применение метода объясняется тем, что калий присутствует в составе таких распространенных в природе минералов, как полевые шпаты, слюды, амфиболы,пироксены, глауконит. Метод позволяет установить абсолютный возраст не только интрузивных и эффузивных, но и осадочных пород.

Недостатки. Он пригоден лишь для тех пород, которые не подвергались достаточно сильному нагреванию (свыше 300 °С) и большому давлению.

5)Самарий- неодимовый метод основан на очень медленном распаде изотопа самария 147Sm, который встречается в смеси со стабильными изотопами 144, 148-150, 152, 154 Sm с периодом полураспада 153 млрд лет. Конечным продуктом распада является радиогенный 144Nd.

Преимущества. Считается одним из наиболее надежных для определения возраста сильно метаморфизованных раннедокембрийских пород.

Недостатки. Иногда дает заниженные значения возраста.

6)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 14С и, зная скорость его распада, удается определить возраст захоронения организма. Период полураспада 14С равен 5750 лет.

Недостатки. Изотоп 14С распадается с большой скоростью, поэтому метод применим лишь для отложений, возраст которых не древнее 60 тыс. лет. Радиоуглеродный метод широко используется при изучении четвертичных отложений и в археологии.

7)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.

Результаты геохронологии нуждаются в постоянном геологическом контроле из-за явления кажущегося омоложения возраста. Это вызвано частичной или даже полной потерей накопившихся дочерних изотопов из-за проявления погружения, эпох складчатости, метаморфизма, гранитизации и т. д.

Вопрос №11.

Принцип актуализма как научная основа палеогеографических реконструкций. Метод актуализма (метод современных аналогов). Его возможности и ограничения.

Сущность метода актуализма: все геологические тела, все структуры земной коры являются действия тех же геологических процессов, которые происходят и сейчас, создавались в тех же палеогеографических обстановках, какие наблюдаются сейчас. Следовательно, знание современных геологических процессов и современных географических обстановок может быть положено в основу изучения аналогичных процессов и обстановок геологического прошлого. Актуализм в понимании Ч. Лайеля носил характер униформизма, что предполагало постоянство проявления геологических процессов в истории Земли и их протекание в одних и тех же условиях. Сама земная кора и палеогеографические условия на ее поверхности многократно менялись в ходе геологической истории, а значит одни и те же геологические процессы на каждом этапе развития проявлялись уже в иных условиях, а стало быть и результаты их были различны. Отсюда и первое ограничение в применении метода актуализма: некоторые из древних отложений вообще не имеют современных аналогов; другие – имеют, но эти аналоги накапливались в заведомо иных условиях. Например, в протерозое, когда состав атмосферы и гидросферы был другим, в морях накапливались доломиты, а сейчас доломитовые осадки отлагаются только в лагунных и озерных бассейнах с повышенной минерализацией.

Второе ограничение выражается в том, что метод не позволяет в большинстве случаев определить конкретную палеогеографическую обстановку накопления отложений, а дает лишь общую гидродинамическую, геохимическую и т.п. характеристику бассейна. Например, с помощью метода можно определить, что глины накапливаются в бассейнах со слабой гидродинамикой, но установить что это за водоем (континентальный или морской; пресноводный, солоновато-водный или соленый; глубоководный или мелководный и т.д.) невозможно. Итак, сравнивая настоящее с прошлым, следует учитывать необратимые изменения в атмосфере, гидросфере, биосфере и т. д. Для преодоления этого ограничения используется фациальный анализ отложений.

Вопрос№12

Фациальный анализ и реконструкция конкретных палеогеографических обстановок. Фациальные профили, карты фаций и палеогеографические карты.

Фациальный анализ - метод восстановления палеогеографической обстановки путем изучения характерных особенностей горных пород и заключенных в них окаменелостей. Фациальный анализ позволяет восстановить условия образования осадков и обитания организмов и, в конечном счете, географическую обстановку прошлого. Он состоит из двух взаимосвязанных этапов: литологического и биономического анализа.

Литологический анализ применяется при изучении горных пород как в целом, так и отдельных особенностей их минерального состава и строения с целью восстановления древней географической обстановки. Одни и те же типы осадков, давших начало осадочным горным породам, могли формироваться в разных условиях, в различной физико-географической обстановке. Однако, несмотря на сходство литологического состава, породы обладают целым рядом структурных, текстурных и других признаков (окраска породы), по которым можно с достаточной достоверностью определить место и условия их образования на земной поверхности.

Биономический анализ применяется при изучении ориктоценозов (порода, состоящая из окаменелостей) с целью восстановления условий обитания организмов и палеогеографической обстановки. Путь исследования — воссоздание палеобиоценозов, изучение отдельных организмов и восстановление их образа жизни, восстановление среды обитания палеобиоценоза, восстановление палеогеографии.

Ценные сведения можно получить при изучении формы тела или его положения, особенно у сидячего бентоса, размеров тела, толщины створок раковины. Не менее важные сведения можно получить, исследуя следы жизнедеятельности организмов; следы ползанья по дну, зарывания в донные осадки, норки-сверления в твердом субстрате, следы прирастания раковин, следы наземных четвероногих и птиц — все указывает на тип среды (водная, воздушная), на газовый режим, динамику среды, характер грунта. Характер захоронения позволяет сделать важные выводы о движении воды: скопления ломаной, окатанной или целой ракуши говорят о переносе течениями или волнами; ориентировка в пространстве удлиненных раковин указывает на тип движения воды, скопление скелетов с хорошо сохранившимися тонкими деталями — о спокойной воде и т. д.

Палеогеографические карты- карты, на которых изображают физико- географическую обстановку, существовавшую на определенной территории в течение отдельного этапа геологической истории. Палеогеографические карты строят на современной топографической основе, используя все геологические и палеонтологические факты, которые можно нанести на карту.

Палеогеографические карты составляют в определенной последовательности. Прежде всего в разрезах естественных обнажений и в скважинах выделяют на изучаемой площади стратиграфическую единицу, отвечающую выбранному для составляемой карты историко-геологическому этапу; определяют площади отсутствия пород заданного возраста. Затем выделяют фации и указывают их литологические и палеонтологические особенности. Результатом этого этапа работы является карта фаций. В дальнейшем, проведя фациальный анализ, от фаций переходят к палеогеографии: воссоздают физико-географическую обстановку прошлого не только в области накопления осадков, но и обязательно в области размыва. На них прежде всего выделяют области суши и моря.

Реконструкцию древних морей начинают с восстановления береговой линии —ее положения, конфигурации, а если это невозможно, то выделяют переходную зону от суши к морю, в пределах которой в течение рассматриваемого этапа находилась береговая линия. Затем устанавливают глубину палеобассейна и рельеф дна, обычно выделяя геоморфологические элементы (шельф, континентальный склон) или биологические зоны (литораль, сублитораль и пр.); восстанавливают - соленость и среднегодовые темцературы воды, газовый режим бассейна и, наконец характер движения воды (зоны волнения, морские течения, в том числе приливно-отливные, мутьевые и т. д.).

Реконструкция древней суши складывается из установления области размыва и аккумуляции осадков. В характеристику суши входят типы рельефа ее поверхности, положение рек (основные направления их течения и места впадения в палеобассейны), положение озер и болот, направление преобладающих ветров. Если же нет возможности определить характер водных и воздушных течений, то указывают общие направления сноса обломочного материала из зон размыва в зоны аккумуляции. Анализ особенностей палеобассейнов и древней суши позволяет сделать выводы о климате того времени, наметить положение границ климатических поясов. Все перечисленные особенности палеогеографии отражаются на картах в виде раскраски или штриховых знаков. На литолого-палеогеографических картах обычно показывают мощности пород, сформированных в рассматриваемый этап геологической истории; мощности указывают либо в отдельной точке, либо линиями равных мощностей — изопахитами. Анализ мощностей позволяет восстановить характер вертикальных (колебательных) движений литосферы.

Реконструкция палеогеографии может быть проведена как на территориях с горизонтальным залеганием пород, так и в складчатых областях. В последнем случае возникают дополнительные сложности, связанные с необходимостью восстанавливать первоначальную площадь осадконакопления, ее размеры и положение. Для этого путем различных, логических построений трансформируют складчатые структуры, перемещают тектонические блоки и покровы в их исходное положение для того, чтобы воссоздать горизонтально залегающий слой пород заданного возраста на всей площади его первоначального распространения.

Вопрос №13.

Закономерности осадконакопления и расселения организмов в морских бассейнах. Литологические и палеонтологические признаки мелководных и глубоководных отложений.