28Важливу роль у заселенні людиною Америки відіграла Берінгія – суша

між Азією та північним заходом Північної Америки, яка виникла внаслідок

плейстоценового зледеніння зі зниженням рівня Світового океану . Суша

захопила величезні простори сучасного шельфу Берингового та Чукотського

морів. Існування цієї суші сприяло також міграції фауни і флори. Через цю

територію до Америки переселилась і сучасна людина. Цей міст перестав

існувати приблизно 12 тис. років тому , коли танення материкових льодовиків

підняло рівень океану .

Рослинний світ не зазнав істотних змін порівняно з третинним періодом

(палеоген + неоген). Змінився лише територіальний склад флори.

Абсолютне літочислення покликане з’ясувати тривалість (у роках)

того чи іншого періоду в історії Землі, його початок і кінець. Тобто тривалість

геологічного часу виражають у звичайних астрономічних одиницях, якими є

роки. Відповісти на такі питання намагалися давно і неодноразово. Були

спроби визначити час утворення земної кори на підставі кількості солі, яка

міститься в океані, за астрономічними даними та ін. Проте ці пояснення не

враховували всіх складних процесів утворення земної кори та її послідовних

перетворень, а отже, і не були достатньо обґрунтованими.

Абсолютна геохронологія визначає передусім час утворення або

перетворення (метаморфізм) порід і мінералів. І вже за цим віком

ученівизначають час геологічних подій. Особливо цінними такі дані є в так

званих палеонтологічно німих породах – магматичних чи метаморфічних,

зокрема тих, що утворилися на ранніх етапах розвитку Землі, оскільки тут

методи відносної геохронології застосувати практично неможливо.

І лише використання радіологічних методів дали достатні підстави для

вирішення цієї проблеми. Суть будь-якого з радіологічних методів полягає у

використанні для визначення віку гірських порід і природних мінералів

радіоактивних елементів, ядра яких, як відомо, є нестійкими (нестабільні

ізотопи) і розпадаються із чітко визначеною для кожного елемента

швидкістю, даючи початок утворенню нових елементів – продуктів їхнього

радіоактивного розпаду .

Ці методи почали застосовувати лише після відкриття природної радіо-

активності. Вперше про можливість визначення віку мінералів за розпадом

радіоактивних ізотопів зазначив П’єр Кюрі 1902 р.

29 Таблиця 2

ГЕОХРОНОЛОГІЧНА ШКАЛА

Ератема

Система

Відділ Ярус

Нижня часо-ва

межа , млн.

років.

1 2 3 4 5

30Кайнозойська KZ

Четвертин

на Q

Голоценовий Q2

Плейстоценовий

Q1 1,8

Неоґенова

N

Пліоценовий N2 Румуній

Дакій

Понт

Міоценовий N1

Панонський

Сарматський

Баденський

Карпатський

Отанзький

Егенбурзький

Егерзький 23,8

Палеоґено

ва Р

Олігоценовий Р3 Хатський Р3h

Рюпельський P3r

Еоценовий Р2

Приабонський Р2р

Бартонський Р2b

Лютетський Р2l

Іпрський Р2і

Палеоценовий Р1

Танетський Р1t

Данський Р1d 65

Мезозойська MZ

Крейдова

К

Верхній К2

Маастрихтський

К2m

Кампанський К2km

Сантонський К2st

Коньяцький К2k

Туронський K2t

Сеноманський К2s

95

Нижній К1

Альбський К1al

Аптський К1a

Баремський К1br

Готеривський К1g

Валанжинський К1v

Беріаський К1b 135

Юрська J

Верхній J3

Титонський J3tt/

(Волзький)

Кімериджський

J3km

Оксфордський J3o

152

Середній J2

Келовейський J2k

Батський J2bt

Байоський J2b

Ааленський J2a

180

1 2 3 4 5

31 Мезозойська MZ

Юрська J Нижній J1

Тоарський J1t

Плінсбахський J1p

Синемюрський J1s

Гетанзький J3h

205

Тріасова

Т

Верхній Т3

Ретський Т3 r

Норійський Т3 n

Карнійський Т3 k

Середній Т2

Ладинський Т2 l

Анізійський Т2 а

Нижній Т1

Оленьоцький Т1 о

Індський Т1 і

250

Палеозойська PZ

Пермська

Р

Верхній Р2

Татарський Р2 t

Казанський Р2 k

Уфимський Р2 u

Нижній Р1

Кунгурський Р1 k

Артинський Р1ar

Сакмарський Р1s

Асельський Р1 а

295

Кам’яно-

вугільна

(Карбонов

а)

C

Верхній С3

Ґжельський С3 g

Касимівський С3 k

Середній С2

Московський С2 m

Башкирський С2 b

Нижній С1

Серпухівський С1 s

Візейський С1 v

Турнейський С1 t

360

Девонська

D

Верхній D3

Фаменський D3 fm

Франський D3 fr

Середній D2

Живетський D2 g

Ейфельський D2 ef

Нижній D1

Емський D1 e

Празький D1 p

Лохківський D1l 410

Силурійсь

ка

S

Верхній S2 Пшидольський S2 p

Лудловський S2 l

Нижній S2 Венлоцький S1 w

Ландоверський S1 l

435

Ордовицьк

а

О

Верхній О3 Ашгільський О3 as

Cередній О2

Карадокський О2 k

Ландейльський О2 ld

Ланвірнський О2 l

Нижній О1

Аренізький О1 а

Тремадоцький О1 t

510

Кембрійсь

ка

Є

Верхній Є3

Аксайський Є3 аk

Сакський Є3 s

Аюсоканський Є3 as

Середній Є2

Майський Є2 m

Амгинський Є2am

Нижній Є1

Ленський Є1l

Алданський Є1 а 570

32

Закінчення таблиці

2

ХРОНОСТРАТИГРАФІЧНА ШКАЛА ДОКЕМБРІЮ

Акрон Еон, Еонотема Ера,

Ератема

Нижня часова

межа

Протерозой PR

Неопротероз

ой PR3

Венд

V 650

Рифей R

Верхній

R3

1000

Середній

R2 1350

Нижній

R1 1700

Мезопротерозой PR2 2000

Палеопротерозой

PR1

2600

Архей AR

Неоархей AR3 3150

Meзоархей AR2 3400

Палеоархей AR3

4200 (?)

Радіоактивні ізотопи в невеликих кількостях є в складі кристалічної

ґратки багатьох мінералів. І з моменту їхнього утворення починається розпад

і нагромадження продуктів цього розпаду . Цей процес відбувається із чітко

визначеною швидкістю, яку не можутоь змінити жодні фактори. Розпад

материнських елементів (ізотопів) веде до виникнення нових дочірніх.

Наведемо головні типи радіоактивних ізотопів та їхні похідні:

238

U →

206

Pb + 8He;

87

Rb →

87

Sr +β;

235

U →

207

Pb + 7He;

147

Sm →

143

Nd + He;

232

Th→

208

Pb + 6He;

187

Re →

187

Os + β;

40

K →

40

Ca

40

Ar

Як бачимо з наведених прикладів реакцій, з

238

U

отримуємо

206

Pb + 8He.

Залежно від того, за яким хімічним елементом та продуктами його розпаду

визначають вік, в ізотопній геохронології застосовують декілька методів:

уран-свинцевий, калій-аргоновий, рубідій-стронцієвий, радіовуглецевий та ін.

Використання цих методів залежить від наявності вихідних елементів та

часових рамок визначення віку

За швидкістю радіоактивного розпаду і відносними кількостями вмісту

в мінералі вихідного радіоактивного елемента та кінцевих продуктів його

розпаду визначають час, який минув з моменту його утворення, а отже і вік

гірської породи. Обчислення виконують за такою формулою:

t =

1

Х

ln



D

M 1 ,

33де t – вік мінералу; D – похідні (дочірні) ізотопи; М – материнські ізотопи; Х

– стала розпаду ізотопу .

Найпоширенішим є калій-аргоновий метод з огляду на значне

поширення калію в мінералах. Калій є в складі понад 100 мінералів, багато з

яких є породотворні. Це, зокрема, калішпати, слюди, глауконіт (за ним можна

визначати вік осадових порід). Ґрунтується метод на тому , що ізотоп

40

К,

розпадаючись, веде до нагромадження в мінералі радіогенного ізотопу

40

Ar.

Співвідношення кількості

40

Ar до

40

K і дає змогу визначити вік мінералу .

Радіовуглецевий метод застосовють для визначення дуже молодих

утворень, зокрема для датування археологічних пам’яток. Період піврозпаду

14

С, який міститься в атмосфері, становить усього 5568 років. Його, разом з

іншими ізотопами вуглецю, засвоюють рослини. Після їхнього відмирання

процес розпаду

14

С продовжується, тобто його кількість зменшується. Знаючи

час напіврозпаду та визначивши кількість залишкового в рослинних рештках

14

С, розраховують вік засвоєння вуглецю рослиною, а отже і породу , в якій

містятьсярослинні рештки.

На підставі радіологічних методів визначають тривалість усіх

геологічних ер та періодів, час їхнього початку і закінчення.

Найдавніші з відомих скель виявлені в Західній Гренландії, де їхній вік

становить 3,8 млрд. років. На Українському щиті найдавніші породи мають

вік 3,6 млрд. років. Найбільший вік виявлено для цирконів – Zr [SiO4] – із

Західної Австралії. Проте вони знайдені як перевідкладені в мезозойських

пісковиках. Отже, з урахуванням усіх даних дослідження абсолютного віку, в

тому числі метеоритів та місячних анортозитів, вік Землі визначено в