Основы геологии. 2

1.Гравитационное поле Земли. Задачи гравиметрических исследований.

Масса Земли равна 6-10²¹ т, ее средняя плотность 5,52 г/см³. Масса Земли обусловливает определенное напряжение гравитационного поля, которое влияет на жизнь Земли как планеты и на ее географическую оболочку. Гравитационное поле Земли является главной причиной, определяющей ее фигуру, строение, наличие и толщину земной атмосферы, высоту гор и глубину впадин, скорость движения воды, воздуха, перемещения рыхлых горных пород, характер залегания полезных ископаемых, развитие органической жизни и т. д. Гравитационное поле влияет также на величину первой и второй космической скоростей, на форму орбит искусственных спутников Земли, на величину приливов и отливов. Для жизни Земли большое значение имеет взаимодействие гравитационного поля Земли с гравитационными полями Луны, Солнца, планет и Галактики в целом. Такие взаимодействия не ограничиваются только движениями Земли в мировом пространстве, но имеют более глубокие не вполне еще ясные влияния на геологическую историю и географические процессы.

Напряженность гравитационного  поля измеряется ускорением силы тяжести, которая является равнодействующей между силой притяжения Земли  и центробежной силой вращения Земли  вокруг оси. Среднее ускорение силы тяжести на уровне моря равно 981 гал, или 981 см/сек². В связи с вращением Земли и ее сфероидальностью ускорение силы тяжести уменьшается от полюса к экватору. На полюсе оно равно 983 гал, на экваторе 978 гал. На основании закона всемирного тяготения сила тяжести с высотой (с удалением от центра тяготения) уменьшается. С глубиной она сначала увеличивается до 1037 гал у границы ядра, а затем уменьшается до нуля в центре Земли.

Ввиду того, что верхние  слои Земли сложены породами, имеющими разную плотность, распределение силы тяжести по земной поверхности отклоняется  от теоретически вычисленных значений. Над участками, сложенными более  плотными породами, ее значение увеличивается, а над менее плотными породами уменьшается по сравнению со значением  для однородного строения Земли. Отклонения силы тяжести от теоретических  значений — аномалии силы тяжести  — выявляются при гравиметрической съемке. Сущность гравиметрической съемки состоит в том, что определяют значение ускорения силы тяжести  в избранных точках земной поверхности  приборами гравиметрами, действующими по принципу пружинных весов.

Кроме частных аномалий силы тяжести, наблюдающихся в ограниченных районах, существуют аномалии, отражающие различное строение и мощность земной коры. Эти аномалии связаны с принципом  равновесия, или изостазией. В распределении масс земной коры существует равновесие, при котором избытку массы у поверхности соответствует ее недостаток на глубине и наоборот. Перемещение масс с суши на океан, с гор на низменности в результате процесса разрушения пород должно вызывать поднятие облегченных участков коры и прогиб участков, получивших добавочную нагрузку. Это, вероятно, приводило к обратному движению вещества под корой. Так как такое компенсационное подкорковое течение запаздывает, то поэтому океаны имеют, как правило, положительные аномалии силы тяжести, материки — отрицательные. Быстрые поднятия и опускания участков земной коры, вызванные так называемыми тектоническими причинами, нарушают изостазию и также приводят к аномалии силы тяжести.

Гравитационное поле Земли  является первопричиной круговорота  вещества в литосфере, атмосфере  и гидросфере.

Основной  круг задач решается путём изучения стационарного пространственного  гравитационного поля. Для изучения упругих свойств Земли производится непрерывная регистрация вариаций силы тяжести во времени. Вследствие того, что Земля неоднородна по плотности и имеет неправильную форму, её внешнее гравитационное поле характеризуется сложным строением. Для решения различных задач удобно рассматривать гравитационное поле состоящим из двух частей: основного — называемого нормальным, изменяющегося с широтой места по простому закону, и аномального — небольшого по величине, но сложного по распределению, обусловленного неоднородностями плотности пород в верхних слоях Земли. Нормальное гравитационное поле соответствует некоторой идеализированной простой по форме и внутреннему строению модели Земли (эллипсоиду или близкому к нему сфероиду). Разность между наблюдённой силой тяжести и нормальной, вычисленной по той или иной формуле распределения нормальной силы тяжести и приведённой соответствующими поправками к принятому уровню высот, называется аномалией силы тяжести. Если при таком приведении принимается во внимание только нормальный вертикальный градиент силы тяжести, равный 3086 этвеш (т. е. в предположении, что между пунктом наблюдения и уровнем приведения нет никаких масс), то полученные таким путём аномалии называются аномалиями в свободном воздухе. Вычисленные так аномалии чаще всего применяются при изучении фигуры Земли. Если при приведении учитывается ещё и притяжение считающегося однородным слоя масс между уровнями наблюдения и приведения, то получаются аномалии, называемые аномалиями Буге. Они отражают неоднородности в плотности верхних частей Земли и используются при решении геологоразведочных задач. В Г. рассматриваются также изостатические аномалии, которые специальным образом учитывают влияние масс между земной поверхностью и уровнем поверхности на глубине, на которую вышележащие массы оказывают одинаковое давление (см. Изостазия). Кроме этих аномалий, в Г. вычисляется ряд других (Прея, модифицированные Буге и пр.). На основании гравиметрических измерений строятся гравиметрические карты с изолиниями аномалий силы тяжести. Аномалии вторых производных потенциала силы тяжести определяются аналогично как разности наблюдённого значения (предварительно исправленного за рельеф местности) и нормального значения. Такие аномалии в основном используются для разведки полезных ископаемых.

В задачах, связанных с использованием гравиметрических измерений для  изучения фигуры Земли, обычно ведутся  поиски эллипсоида, наилучшим образом  представляющего геометрическую форму  и внешнее гравитационное поле Земли. В середине 18 в. франц. учёный А. Клеро  выяснил закон общего изменения  силы тяжести g с географической широтой j в предположении, что масса внутри Земли находится в состоянии гидростатического равновесия: где ge — сила тяжести на экваторе, ¾ отношение центробежной силы к силе тяжести на экваторе, a — сжатие земного эллипсоида, w —угловая скорость суточного вращения Земли, а — большая полуось Земли. Определив w и а из астрономических и геодезических наблюдений и измерив силу тяжести на различных широтах, на основе приведённых формул выводится сжатие Земли a. Английский учёный Дж. Стокс в середине 19 в. обобщил вывод Клеро, показав, что если задать форму уровенной поверхности, направление оси и скорость суточного вращения Земли и общую массу, заключённую внутри уровенной поверхности с любым распределением плотности, то потенциал силы тяжести и его производные однозначно определяются во всём внешнем пространстве. Для решения обратной задачи — по заданному полю силы тяжести определить уровенную поверхность, частным случаем которой является геоид, — Стокс вывел формулу, позволяющую вычислять высоты геоида относительно эллипсоида при условии знания распределения силы тяжести по всей Земле. Теория и опыт показывают, что геоид близок к эллипсоиду, его отступления не превышают десятков метров. Голландский учёный Ф. Венинг-Мейнес вывел формулу для определения отклонений отвеса по аномалиям силы тяжести. На смену теориям Клеро и Стокса в середине 40-х гг. 20 в. пришла теория физической поверхности Земли, идея которой впервые была сформулирована сов. учёным М. С. Молоденским. Его теория свободна от гипотез о распределении масс под поверхностью наблюдения. Она позволяет вычислять интересующие элементы гравитационного поля Земли с любой необходимой точностью, определяемой только точностью измерений, проводимых на земной поверхности. Вместо геоида используется близкая к нему вспомогательная поверхность, называемая квазигеоидом.

Гравиметрические  измерения используются для изучения неоднородностей плотности в  верхних частях Земли с геологоразведочными  целями. На основании анализа аномалий силы тяжести делаются качественные заключения о положении масс, вызывающих аномалии, а при благоприятных  условиях проводятся количественные расчёты. Гравиметрический метод позволяет более рационально направить бурение и геологоразведочные работы. Он помогает исследовать горизонты земной коры и верхней мантии, недоступные бурению и обычным геологическим наблюдениям. На основе изучения гравитационного поля Земли изучается проблема: находится ли Земля в состоянии гидростатического равновесия и каковы напряжения в теле Земли? Сравнивая наблюдаемые изменения силы тяжести под влиянием притяжения Луны и Солнца с их теоретическими значениями, вычисленными для абсолютно твёрдой Земли, делают заключения о внутреннем строении и упругих свойствах Земли. Знание детального строения гравитационного поля Земли необходимо также и при расчёте орбит искусственных спутников Земли. При этом основное влияние оказывают неоднородности гравитационного поля, обусловленные сжатием Земли. Решается также и обратная задача: по наблюдениям возмущений в движении искусственных спутников вычисляются составляющие гравитационного поля. Теория и опыт показывают, что таким путём особенно уверенно определяются те особенности гравитационного поля, которые по гравиметрическим измерениям выводятся наименее точно. Поэтому для изучения фигуры Земли и её гравитационного поля совместно используются спутниковые и гравиметрические наблюдения, а также геодезические измерения Земли (см. Геодезическая гравиметрия).

2.Геометрическая группировка кристаллов (сингонии).

Кристаллы группируются в сингонии (системы), которые легко определить по характерным  для них элементам симметрии. В Великобритании принято выделять семь таких сингоний. 
 
Триклинная сингония включает все кристаллы, не имеющие ни осей, ни плоскостей симметрии. 
 
Моноклинная сингония включает все кристаллы, имеющие одну двойную ось или одну плоскость симметрии. 
 
Ромбическая сингония включает все кристаллы, имеющие три взаимно перпендикулярные двойные оси (или их эквиваленты). 
 
Тригональная сингония включает все кристаллы, имеющие одну тройную ось. 
 
Гексагональная сингония включает все кристаллы, имеющие одну гексагональную ось (ось 6-го порядка). 
 
Тетрагональная сингония включает все кристаллы, имеющие одну четверную (тетрагональную) ось (ось 4-го порядка). 
 
Кубическая (правильная, изометрическая) сингония включает все кристаллы, имеющие четыре тройные и три четверные оси. Тройные оси параллельны диагоналям куба и наклонены одна к другой под углом 70°32`. (Иногда тригональная сингония считается частью гексагональной сингонии, так что в этом случае насчитывается всего шесть различных сингонии.) 
 
Кристаллы различных сингонии (систем) в свою очередь делятся на виды (классы) симметрии по совокупности элементов симметрии, которые дополняют характерные элементы сингонии, указанные выше. Существует 32 вида симметрии, но многие из них имеют очень небольшое значение и редко встречаются среди минеральных образований. В каждой сингонии подавляющее число известных представителей обнаруживает степень симметрии, максимально возможную для данной сингонии: они принадлежат к так называемому голоэдрическому виду симметрии данной сингонии. Здесь нам необходимо упомянуть все голоэдрические и только несколько других видов симметрии, в которые попадают важнейшие драгоценные минералы.

По  совокупности элементов симметрии  каждый кристалл может быть отнесен  к одному из 32 классов, объединяющихся в шесть групп, называемых сингониями. [В1 настоящее время принято рассматривать семь сингонии.] Каждая сингония характеризуется определенными, присущими ей кристаллографическими осями. В кубической сингонии, к которой относятся наиболее симметричные кристаллы, все кристаллографические оси имеют одинаковую длину и пересекаются между собой под прямыми углами. Эта сингония обладает высшей степенью симметрии и считается сингонией высшей категории. В триклинной сингонии, которая обладает низшей степенью симметрии, наоборот, все оси — разной длины и к тому же ни один угол их пересечения не является прямым.

В качестве небольшого вступления к рассмотрению кристаллографических сингоний познакомимся с основными формами кристаллов, характерными для той или иной сингоний. Представим себе куб; если у него срезать углы, получится фигура, напоминающая две пирамиды (типа египетских), соединенные друг с другом основаниями. Каждая грань этой формы представляет собой правильный треугольник. В1 целом такая фигура получила название октаэдра (восьмигранника). В некоторых минералах простые формы образуют сочетания, иногда довольно сложные, называемые комбинациями. Каким путем они возникают, понятно не всегда. Сложившаяся в конечном итоге форма, свойственная именно данному кристаллу, определяет его габитус. Такие фигуры, как куб или октаэдр, соответствуют простым формам кристаллов. По-видимому, геометрическую форму кристалла обусловливает в основном его генетический код, в то время как облик кристалла определяется условиями его роста.

Некоторые кристаллографические формы являются замкнутыми; например, куб или октаэдр  не нуждаются в каких-либо дополнительных фигурах или гранях, чтобы образовать замкнутое тело. Такие формы получили название закрытых. Но если мы представим себе продолговатую фигуру типа бруска, то очевидно, что в данном случае для того, чтобы получить замкнутое тело, нужны различные сочетания простых форм; такие формы называются открытыми. Наиболее типичной открытой формой является призма — простая фигура, состоящая из трех или более граней, пересекающихся по параллельным ребрам. Пинакоид — форма, определяемая двумя параллельными гранями и могущая существовать при наличии центра или одной плоскости симметрии.

Теперь  мы можем перейти к более подробному рассмотрению сингоний и соответствующих им наиболее типичных кристаллографических форм.

В кубической сингоний высший класс имеет 9 плоскостей и 13 осей симметрии; здесь может быть образовано 15 форм. Мы уже познакомились с такими простейшими формами, как куб и октаэдр, но кроме них имеются и другие широко распространенные формы, в том числе ромбододекаэдр, состоящий из 12 граней в виде ромба. К кубической сингоний относится и тетрагонтриоктаэдр с 24 гранями (на каждой грани октаэдра по три неправильных четырехугольника).

Облик кристаллов пирита и галенита кубический (т. е. они образуют кубы); алмаз и  шпинель представлены октаэдрами. Ромбододекаэдры  характерны для некоторых гранатов, другие представители этой группы минералов  кристаллизуются в виде тетрагон-триоктаэдров. Среди гранатов встречаются также комбинации двух последних форм. Тетраэдр — форма, состоящая из четырех равносторонних треугольных граней; она свойственна минералу из группы блеклых руд — тетраэдриту, получившему название по своему кристаллографическому облику.

Спайность часто может дать представление  о форме кристаллов; например, у  алмаза (и флюорита) спайность октаэдрическая (плоскость спайности расположена по отношению к осям как грань октаэдра). У сфалерита плоскость спайности соответствует додекаэдру — расположена относительно осей как грань додекаэдра.

При понижении симметрии после кубической следует тетрагональная сингония, характеризующаяся  тремя взаимно перпендикулярными  кристаллографическими осями, две  из которых имеют одинаковую длину, третья ось либо длиннее их, либо короче. Если хотите получить представление  об обычной тетрагональной форме, вообразите себе куб, вытянутый в одном направлении  вдоль диагонали. Аналогично из октаэдра получается форма, которую можно  представить в виде двух пирамид, сложенных основаниями, причем высота не равна центральному диаметру. Такая форма называется дипирамидой (название «октаэдр» сохраняется для кубической дипирамиды, у которой все грани представлены равносторонними треугольниками).

Призма  представляет собой распространенную открытую форму, а ее пространство обычно замыкается посредством граней пирамид. Пирамида —  
простая форма, состоящая из граней, пересекающихся в одной точке. В тетрагональной сингонии кристаллизуется циркон, он встречается (впрочем, не очень часто) в виде тетрагональных призм, увенчанных пирамидами.

К тетрагональной сингонии относится  сравнительно небольшое количество важных минералов, но в следующей (по степени симметрии) ромбической  сингонии кристаллизуется много  хорошо известных представителей минерального царства. Обобщенную форму этой сингонии лучше всего представить себе в виде бруса; три кристаллографические оси, не равные между собой по длине, пересекаются под прямым углом. Ромбическая дипирамида является возможной закрытой формой, но большинство минералов ромбической сингонии образуют сочетания из двух и более форм. К этой сингонии относятся такие минералы, как топаз, оливин, барит, антимонит и хризоберилл.

В моноклинной сингонии кристаллизуется  больше минералов, чем в какой-либо другой. Все кристаллографические оси в этой сингонии не равны между собой, при этом одна из осей направлена под прямым углом к плоскости, где расположены две другие оси, угол между которыми не является прямым. Обычные формы для данной сингонии — призма и пинакоид. В1 этой системе кристаллизуются минералы двух важных групп — пироксенов и амфиболов. Пироксены характеризуются плоскостями спайности, пересекающимися под углом около 90°, в то время как в амфиболах этот угол составляет 124°. Минералы группы слюд образуют пластинки, чешуйки, «слюдяные книжки». Для гипса характерны длиннопризматические или таблитчатые агрегаты.

Триклинная сингония занимает последнее место среди систем низшей категории симметрии (ромбической, моноклинной и триклинной). Здесь все оси симметрии не равны между собой, прямые углы отсутствуют. Единственная форма — пинакоид [могут присутствовать также и моноэдры], кристаллы имеют пластинчатый или клиновидный облик. В этой сингонии кристаллизуются плагиоклазы, дистен, кианит и некоторые другие минералы.

В кристаллах гексагональной сингонии имеются  четыре кристаллографические оси; в  удлиненном правильном шестиграннике  можно легко распознать вертикальную ось симметрии шестого порядка  и три горизонтальные оси, одинаковые по длине и перпендикулярные к  первой. Угол между горизонтальными осями составляет 120°. Важными представителями минералов гексагональной сингонии являются берилл, апатит, нефелин.

Тригональная  подсингония гексагональной сингонии (которая некоторыми кристаллографами выделяется в самостоятельную сингонию [в настоящее время тригональная сингония является общепризнанной]) характеризуется осью симметрии третьего, а не шестого порядка. Например, поперечное сечение кристалла турмалина, относящегося к данной сингонии, представляет собой треугольник с закругленными углами. В1 тригональнои сингонии кристаллизуются также кварц, корунд, гематит,, кальцит и другие минералы. Общими формами для гексагональной и тригональнои сингонии являются призма, пирамида и пинакоид.

3.Минералы класса карбонаты. Общая характеристика.

Карбонаты - многочисленная группа минералов, которые имеют  широкое распространение. К минералам  класса карбонатов относятся соли угольной кислоты, чаще всего это соли кальция, магния, натрия, меди. Всего в этом классе известно около 100 минералов. Некоторые  из них очень широко распространены в природе, например кальцит и  доломит.

В структурном отношении все карбонаты  относятся к одному основному  типу - анионы [CO₃]^2- представляют собой изолированные радикалы в форме плоских треугольников.

Большинство карбонатов безводные простые соединения, главным образом Ca, Mg и Fe с комплексным анионом [CO₃]^2-.Менее распространены сложные карбонаты, содержащие добавочные анионы (OH)^-, F^- и Cl^-. Среди наиболее распространённых безводных карбонатов различают карбонаты тригональной и ромбической сингоний. Карбонаты обычно имеют светлую окраску: белую,розовую, серую и т.д., исключение представляют карбонаты меди, имеющие зелёную или синюю окраску. Твёрдость карбонатов около 3-4.5; плотность невелика, за исключением карбонатов Zn, Pb и Ba.

Важным  диагностическим признаком является действие на карбонаты кислот (HCl и HNO₃), от которых они в той или иной степени вскипают с выделением углекислого газа. По происхождению карбонаты осадочные (биохимические или химические осадки) или осадочно-метаморфические минералы; выделяются также поверхностные, характерные для зоны окисления и иногда низкотемпературные гидротермальные карбонаты.

Многие  из широко распространенных карбонатов, в особенности же кальцит, магнезит, сидерит, доломит, имеют сходные  черты морфологии кристаллов, близкие физические свойства, встречаются в одинаковых агрегатах и часто имеют переменный химический состав. Поэтому бывает трудно, а порой невозможно различить их по внешним признакам, твердости, спайности. Издавна используется простой прием диагностики карбонатов по характеру их реакции с соляной кислотой. 
 
Для этого наносят каплю разбавленной (1 : 10) кислоты на зерно карбоната. Кальцит реагирует активно, и капля раствора вскипает от выделяющихся пузырьков СО2, доломит реагирует слабо, только в порошке, а магнезит — при нагревании.

Более надежные результаты дают следующие  лабораторные исследования: точное определение  их показателей преломления; проведение микрохимических реакций на отполированных пластинках пород с реактивами, красящими  разные минералы в различные цвета; термический анализ (определение  температуры разложения минерала, у  каждого карбоната она своя); рентгеновские  исследования.

Самым распространённым карбонатом является кальцит. Прозрачный кальцит называют исландским шпатом, непрозрачный известковым  шпатом. Кальцит формирует такие  породы, как известняк и мел. Подавляющее  количество кальцита сформировалось за счёт биогенного его накопления. В  то же время известен и кальцит  гидротермального происхождения. В  почвах кальцит накапливается в  результате реакции кальция, высвободившегося при выветривании, с углекислым газом  почвенного воздуха; особенно часто  богаты кальцитом почвы засушливых областей. Кальцит и доломит формируют  мрамор. Сидерит типичный минерал  болотных руд; достаточно редко отмечается его эндогенное происхождение. Малахит  красивый поделочный камень; как и  близкий к нему по составу и свойствам минерал азурит Сu3(СО3)2(ОН)2, он образуется на поверхности Земли в результате окисления сульфидов меди.

Применение  карбонатов.

Карбонаты кальция, магния, бария и др. применяют  в строительном деле, в химической промышленности, оптике и др. В технике, промышленности и быту широко применяется  сода (Na2CO3 и NaHCO3): при производстве стекла, мыла, бумаги, как моющее средство, при  заправке огнетушителей, в кондитерском деле. Кислые карбонаты выполняют  важную физиологическую роль, являясь  буферными веществами, регулирующими  постоянство реакции крови.

4.Методы определения возраста горных пород.

Изучением продолжительности и  последовательности геологических  событий занимается геохронология (от греч.ge+chronos+logos). Она в свою очередь подразделяется: на абсолютную и относительную.

Абсолютная геохронология устанавливает  время возникновения горных пород  и др. геологических явлений в  астрономических единицах (годах).

Методы определения абсолютного  возраста.

1. Метод ленточных глин - основан  на явлении изменения состава  осадков, которые отлагаются в  спокойном водном бассейне при  сезонном изменении климата. За 1 год образуется 2 слоя. В осенне-зимний  сезон отлагается слой глинистых  пород, а в весенне-летний образуется  слой песчаных пород. Зная количество  таких пар слоев, можно определить - сколько лет формировалась вся  толща.

2.Методы ядерной геохронологии.

Эти методы опираются на явление  радиоактивного распада элементов. Скорость этого распада постоянна  и не зависит от каких-либо условий, происходящих на Земле. При радиоактивном  распаде происходит изменение массы  радиоактивных изотопов и накопление продуктов распада - радиогенных  стабильных изотопов. Зная период полураспада  радиоактивного изотопа, можно определить возраст минерала его содержащего. Для этого нужно определить соотношение  между содержанием радиоактивного вещества и продукта его распада  в минерале.

В ядерной геохронологии основными  являются:

• Свинцовый метод - используется процесс распада ²³⁵U, ²³⁸U, ²³²Th на изотопы ²⁰⁷Pb и ²⁰⁶Pb, ²⁰⁸Pb. Используются минералы: монацит, ортит, циркон и уранинит. Период полураспада ~4,5 млрд. лет.

• Калий-аргоновый - при распаде К изотопы ⁴⁰К (11%) переходят в аргон ⁴⁰Ar, а остальные в изотоп ⁴⁰Ca. Поскольку К присутствует в породообразующих минералах (полевые шпаты, слюды, пироксены и амфиболы), метод широко применяется. Период полураспада ~1.3млрд. лет.

• Рубидий-стронциевый - используется изотоп рубидия ⁸⁷Rb с образованием изотопа стронция ⁸⁷Sr (используемые минералы - слюды содержащие рубидий). Из-за большого периода полураспада (49.9 млрд. лет) применяется для наиболее древних пород земной коры.

• Радиоуглеродный - применяется в археологии, антропологии и наиболее молодых отложений Земной коры. Радиоактивный изотоп углерода ¹⁴С образуется при реакции космических частиц с азотом ¹⁴N и накапливается в растениях. После их гибели происходит распад углерода ¹⁴С, и по скорости распада определяют время гибели организмов и возраст вмещающих пород (период полураспада 5.7тыс. лет).

К недостаткам всех этих методов относятся:

• невысокая точность определений (погрешность в 3-5% дает отклонение в 10-15 млн. лет, что не позволяет разрабатывать дробную стратификацию).

• искажение результатов из-за метаморфизма, когда образуется новый минерал, аналогичный минералу материнской породы. Например, серицит-мусковит.

Тем не менее, за ядерными методами большое  будущее, поскольку все время  усовершенствуется аппаратура, позволяющая  получать более надежные результаты. Благодаря этим методам установлено, что возраст Земной коры превышает 4.6 млрд. лет, тогда как до применения этих методов он оценивался лишь в  десятки и сотни млн. лет.

Относительная геохронология определяет возраст пород и последовательность их образования стратиграфическими методами, а раздел геологии, изучающий взаимоотношения горных пород во времени и пространстве называется стратиграфией (от лат. stratum-слой +греч. grapho).

Методы относительной геохронологии подразделяются на:

• биостратиграфические или палеонтологические,

• не палеонтологические.

Палеонтологические  методы (биостратиграфия).

В основе метода-определения видового состава ископаемых остатков древних  организмов и представления об эволюционном развитии органического мира, согласно которого в древних отложениях находятся  остатки простых организмов, а  в более молодых - организмы сложного строения. Эта особенность используется для определения возраста пород.

Для геологов важным моментом является то, что эволюционные изменения в  организмах и появление новых  видов происходит в определенный промежуток времени. Границы эволюционных преобразований - это границы геологического времени накопления осадочных слоев  и горизонтов.

Ископаемые организмы подразделяются на 2 типа. К первому относятся  такие, которые существовали длительное время без особых изменений и  встречаются в нескольких пластах осадочной толщи. Второй тип - это организмы, которые обитали в узком отрезке времени и встречаются в отдельных пластах осадочных пород. Их называют руководящие ископаемые или руководящие формы. Руководящие формы должны: часто и в больших количествах встречаться в слое и легко распознаваться; иметь узкий возрастной (или вертикальный) интервал распространения, но широкое горизонтальное распространение, чтобы можно было сравнить отдаленные разрезы.

Метод определения относительного возраста слоев с помощью руководящих  ископаемых так и называется метод руководящих ископаемых. Согласно этому методу одновозрастными являются слои, в которых содержатся близкие руководящие формы. Этот метод стал первым палеонтологическим методом определения возраста пород. На его основе была разработана стратиграфия многих регионов.

Чтобы избежать ошибок, наряду с этим методом используется метод палеонтологических комплексов. В этом случае используется весь комплекс вымерших организмов, встреченный  в исследуемой толще. При этом могут быть выделены:

1-ископаемые формы,  жившие только в одном слое; 2-формы, впервые появившиеся в  изучаемом слое и переходящие  в вышележащий (проводится нижняя  граница слоя); 3-формы, переходящие  из нижнего слоя и закончившие  свое существование в изучаемом  слое (доживающие формы);4-формы, жившие  в нижнем или верхнем слое, но не встреченные в изучаемом  слое (верхняя и нижняя границы  слоя).

Не палеонтологические методы.

Основные из них подразделяются на:

• литологические;

• структурно-тектонические;

• геофизические.

Литологические методы разделения толщ опираются на различия отдельных слоев, составляющих изучаемую толщу по цвету, вещественному составу (минералого-петрографическому), текстурным особенностям. Среди слоев и пачек в разрезе находят такие, которые резко отличаются по этим свойствам. Такие слои и пачки легко определяются в соседних обнажениях и прослеживаются на большие расстояния. Их называют маркирующим горизонтом. Метод разделения осадочной толщи на отдельные пачки и слои называется метод маркирующих горизонтов. Для отдельных регионов или возрастных интервалов маркирующим горизонтом могут быть прослои известняка, кремнистых сланцев, конгломераты и т.п.

Минералого-петрографический метод применяется, когда отсутствует маркирующий горизонт и осадочная толща по литологическому составу достаточно однообразна, тогда для сопоставления в разрезе отдельных слоев и их относительного возраста опираются на минералого-петрографические особенности отдельных слоев. Например, в нескольких слоях песчаника установлены такие минералы как рутил, гранат, циркон и определили их % содержание. По количественному соотношению этих минералов разделяют толщу на отдельные слои или горизонты. Такую же операцию проводят в соседнем разрезе, а затем сопоставляют результаты между собой и проводят корреляцию слоев в разрезе. Метод трудоемкий - необходимо отобрать и проанализировать большое количество образцов. В тоже время метод применим для небольших площадей.

Структурно-тектонический метод - в его основе лежит представление о существования перерывов в осадконакоплении на крупных участках земной коры. Перерывы в осадконакоплении наступают тогда, когда участок морского бассейна, где накапливалась осадочная толща, становится приподнятым и на этот период здесь прекращается формирование осадков. В последующее геологическое время данный участок может вновь начать погружение, снова стать морским бассейном, в котором происходит накопление новых осадочных толщ. Граница между толщами представляет собой поверхность несогласия. По таким поверхностям проводят расчленение осадочной толщи на пачки и сопоставляют их в соседних разрезах. Толщи, заключенные между одинаковыми поверхностями несогласия рассматриваются как одновозрастные. В отличие от литологического метода структурно-тектонический метод используется для сопоставления крупных стратиграфических подразделений в толщах.