Возраст Земли и методы его определения. Геохронология

Оглавление

 

Вопрос №1: Возраст Земли и методы его определения. Геохронология.  3

Вопрос №2: Дислокационное техническое движение.10

Вопрос №3: Понятие о коре выветривания. Формирование коры выветривания в различных природных зонах. Стадии выветривания13

Вопрос №4: Хемогенные осадочные породы. 22

Вопрос №5: Описание рельефа и геологического строения местности  Манского района Красноярского края.

25

Библиографический список

27

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Вопрос №1: Возраст Земли и методы его определения. Геохронология.

 

Одной из важных задач геологической науки является воссоздание истории развития Земли и ее отдельных регионов. Все геологические события развиваются во времени, в течение которого формируются различные горные породы. Определив возраст горной породы, одновременно выясняют время протекания того или иного геологического процесса, в результате которого сформировалась эта порода. Определением возраста горных пород и последовательности их образования, геологического времени и геологических событий занимаются науки геохронология и стратиграфия.

Геохронология (от греч. «hronos» - время) – учение о геологическом времени, о хронологической последовательности геологических событий на основе установления хронологических (временных) взаимоотношений между слоями горных пород. В геохронологии выделяют относительное и абсолютное летоисчисление.

Относительная геохронология определяет, какие горные породы древнее, какие моложе. Геологические события запечатлеваются в горных породах. Раздел геологии, изучающий слои земной коры, их взаимное расположение и последовательность возникновения, называется стратиграфией(от греч. «stratum» - слой). Из стратиграфического анализа вытекает стратиграфический метод относительной геохронологии. В его задачу входят расчленение осадочных и вулканогенных пород на отдельные слои или пачки, определение содержащихся в них остатков ископаемой фауны и флоры, установление возраста слоев или пачек, сопоставление выделенных слоев в одном разрезе с соседними, составление сводного разреза отложений региона, а также разработка региональных стратиграфических шкал и создание единой стратиграфической и геохронологической шкалы.

Основным методом определения относительного возраста осадочных пород является палеонтологический. В основе этого метода лежит закон о необратимости эволюции органического мира, согласно которому в толщах горных пород последовательно сменяют друг друга неповторяющиеся комплексы ископаемых организмов. Зародившись на самых ранних этапах геологической истории, органическая жизнь на Земле с течением времени развивалась и изменялась. Для различных отрезков истории характерны свои формы органической жизни, отличные от предшествующих и последующих. Важную роль в этом методе играют те группы организмов, которые существовали в течение короткого времени и были распространены во всех морях и океанах или на многих континентах. Такие роды и виды организмов оказались своеобразными реперами в геологической истории и получили название руководящих ископаемых. Руководящими формами ископаемых организмов в континентальных отложениях являются скелеты динозавров или их фрагменты, скелеты птиц, хоботных, приматов, лошадей и следы их жизнедеятельности, а также остатки растений. Среди морских организмов руководящими являются граптолиты, трилобиты, брахиоподы и др.

В настоящее время широко используется палеомагнитный метод корреляции отложений, основанный на том, что 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, или, например, удар молнии. В истории Земли неоднократно происходила смена полярности магнитного поля, когда Северный и Южный полюса менялись местами, а горные породы приобретали прямую (положительную, как в современную эпоху) или обратную (отрицательную) намагниченность. Сейчас разработана подробная шкала смены полярности для всего фанерозоя, особенно для мезозоя, успешно применяемая для корреляции базальтов и осадков океанического дна.

Существуют и другие методы корреляции отложений, например метод непрерывного сейсмического профилирования, электрокаротажные методы и др.

Абсолютное летоисчисление устанавливает возраст горных пород в астрономических единицах (годах). Главными методами абсолютной геохронологии являются радиогеохронологические методы, основанные на явлении радиоактивного распада элементов, находящихся в горных породах или минералах. Радиоактивные изотопы в малых количествах входят в кристаллическую решетку многих минералов. С момента образования минерала в нем начинают накапливаться продукты самопроизвольного распада изотопов. Никакие внешние факторы не могут ни ускорить, ни замедлить этот процесс. При распаде материнских изотопов образуются новые дочерние изотопы. В зависимости от того, по изотопам какого радиоактивного элемента и соответствующего ему продукту распада производится определение возраста, в изотопной геохронологии различают несколько методов: уран-свинцовый, калий-аргоновый, рубидий-стронциевый, самарий-неодимовый, радиоуглеродный и др. (табл.6).

                                                                                                                           Таблица 6

Изотопы, используемые для определения радиогеохронологического возраста

 

Материнский изотоп	Конечный продукт	Период полураспада, млрд лет
147Sm 238U 235U 232Th 87Rb 40K 14C	143Nd + He 206Pb + 8He 207Pb + 7He 208Pb + 6He 87Sr + β 40Ar + 40Ca	106 4,46 0,70 14,0 48,8 1,30 5730

 

 

В настоящее время на основании определения возраста минералов, слагающих горные породы, установлено, что самые древние горные породы возникли на Земле около 4 млрд. лет назад, а образование планеты Земля произошло 4,66 млрд. лет назад.

На основе методов относительной и абсолютной геохронологии были созданы совмещенные стратиграфическая и геохронологическая шкалы. Первая применяется для обозначения на карте комплексов горных пород, сформировавшихся за определенный промежуток времени; во второй указаны временные рамки стратиграфических подразделений, т. е. каждому стратиграфическому подразделению соответствует геохронологическое подразделение (табл.7). (Мы говорим, например, что «каменноугольная система характеризуется распространением угленосных отложений», но «в каменноугольный период формировались залежи каменного угля».)

 

                                                                                                                                                                                                                                                                                       Таблица 7

Соответствие стратиграфических подразделений геохронологическим

(временным)

 

Подразделения
стратиграфические	геохронологические
Эонотема Эратема (группа) Система Отдел Ярус Зона Звено	Эон Эра Период Эпоха Век Фаза Пора

 

 

 

Сначала была создана стратиграфическая шкала, в которой были показаны слоистые осадочные отложения от древних к молодым, а затем стратиграфическая шкала была совмещена с геохронологической, в которой уже были указаны временные рамки стратиграфических подразделений. Это произошло в 1881 году на II-м Международном геологическом конгрессе в г. Болонье. С тех пор она неоднократно уточнялась и в настоящее время выглядит следующим образом (табл.8, 9, 10)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

                                                                                                            Таблица 8

 

 

 

 

                                                                                                                                                 

 

 

 

 

 

 

                                                                                                              Таблица 9          

 

 

           

 

 

 

 

                                                                                                                    Таблица 10

 

Примечания: Шкала нижнего докембрия утверждена МСК в 2001 г. (Постановления МСК, вып.33. 2002) и опубликована в сборнике «Общая стратиграфическая шкала нижнего докембрия России» (Кольский НЦ РАН. Апатиты. 2002).  Шкала верхнего докембрия уточнена по материалам, опубликованным в Дополнениях к Стратиграфическому кодексу России (2000).

 

 

Вся геологическая история Земли, (фиксируемая в минералах и горных породах), делится на две неравные части: более древний и более продолжительный криптозой (время скрытой жизни), или докембрий, охватывающий первые 3,5 млрд. лет геологической истории Земли, и значительно более короткий фанерозой (время явной жизни), к которому относят последние 540 млн. лет. Граница фанерозоя  и докембрия постоянно уточняется, колеблясь от 590 до 542-535±1 млн. лет в наиболее современном варианте шкалы. Нижняя граница докембрия с появлением новых данных также может изменяться, смещаться вниз, в сторону удревнения.

Согласно современной международной стратиграфической (геохронологической) шкале (табл. 7) самыми крупными ее подразделениями являются эонотемы (эоны). Их выделяют две (два) в докембрии – архей и протерозой, третья эонотема (третий эон) -  фанерозой – включает в себя более молодые отложения, от кембрийских до четвертичных включительно. Эонотемы (эоны) делятся на эратемы (эры): четыре – в архее, три – в протерозое и три - в фанерозое. Эратемы (эры) фанерозоя делятся на системы (периоды), отделы (эпохи), ярусы (века).

В современном варианте стратиграфической  шкалы докембрия (Стратиграфический кодекс России, Издание третье, 2006, Приложения) архей и протерозой получили новый статус более крупного подраздела – акротем, в пределах каждой из которых выделяются эонотемы: нижне- иверхнеархейские и нижне- и верхнепротерозойские (см. табл.8). Верхний  протерозой делится на рифей и венд (последний - в ранге системы). Нижний и верхний архей и нижний протерозой и рифей подразделяются на эратемы, название которых соответствуют названиям толщ пород соответствующего возраста.

Фанерозойская эонотема подразделяется на три эратемы: палеозойскую, состоящую из шести систем, мезозойскую, состоящую из трех систем, икайнозойскую (три системы). Название системам (периодам) обычно присваивалось по наименованию местности, где породы соответствующего возраста были впервые выделены и наиболее полно описаны. Так, кембрийский период носит старое название п-ва Уэльс; ордовикский и силурийский получили название по имени древних племен, живших в тех районах Англии, где эти отложения были описаны; девонский период был назван по графству Девоншир опять в Англии; пермский – по Пермской губернии в России; юрский – по Юрским горам в Швейцарии. Исключение составляют каменноугольный (карбоновый) и меловой периоды, названные по характерным породам, их слагающим, а также триасовый период, название которого произошло от объединения трех толщ в Европе, последовательно залегающих одна над другой. Палеогеновый и неогеновый периоды, ранее входившие в состав третичного периода, свои названия получили от местоположения в его составе: древний и молодой. Только название «четвертичный» сохранилось с XVIII века.

Все подразделения геохронологической и стратиграфической шкал ранга «период-система» обозначаются по первой букве латинского наименования, например девон - D, карбон – С, пермь – Р и т.д. (табл.6,7). Более мелкими единицами, чем период (система), в шкале являются эпохи (отделы). Их бывает две (два) или три с соответствующими названиями. Эпохи делятся на раннюю, среднюю и позднюю, отделы - – на нижний, средний и верхний; обозначаются цифрами – 1, 2, 3, которые ставятся справа от индекса периода или системы внизу, например: J1 - раннеюрская эпоха (ранняя юра) или на карте - нижний отдел юрской системы (нижняя юра); К2- поздний мел или на карте - верхний мел –и т.д. Каждая система слоев осадочных толщ на геологической карте имеет свой цвет: Эти цвета общеприняты и замене не подлежат. В пределах системы интенсивность окраски уменьшается от нижнего отдела к верхнему.

Геохронологическая шкала является важнейшим документом, удостоверяющим последовательность и время геологических событий в истории Земли.

 

 

Вопрос №2: Дислокационное техническое движение.

К дислокационным движениям (от лат. дислокатиос - смещение) относятся тектонические движения различной направленности, в основном внутрикоровые, сопровождающиеся тектоническими нарушениями (деформациями), т. е. изменениями первичного залегания горных пород.

Выделяют следующие виды тектонических деформаций (рис. 1):

• деформации крупных прогибов и поднятий (вызваны радиальными движениями и выражаются в пологих поднятиях и прогибах земной коры, чаще всего большого радиуса);

• складчатые деформации (образуются вследствие горизонтальных движений, которые не нарушают сплошности слоев, а лишь изгибают их; выражаются в виде длинных или широких, иногда коротких, быстро затухающих складок);

• разрывные деформации (характеризуются образованием разрывов в земной коре и перемещением отдельных участков вдоль трещин).

Рис. 1. Виды тектонических деформаций: а-в — горные породы

Складки образуются в породах, обладающих некоторой пластичностью.

Простейший вид складок — это антиклиналь — выпуклая складка, в ядре которой залегают наиболее древние породы — исинклиналь — вогнутая складка с молодым ядром.

В земной коре антиклинали всегда переходят в синклинали, и поэтому эти складки всегда имеют общее крыло. В этом крыле все слои примерно одинаково наклонены к горизонту. Это моноклинальное окончание складок.

Разлом земной коры происходит в том случае, если породы потеряли пластичность (приобрели жесткость) и части слоев смешаются по плоскости разлома. При смещении вниз образуется сброс, вверх - взброс, при смешении под очень малым углом наклона к горизонту - поддвиг и надвиг. В потерявших пластичность жестких породах тектонические движения создают разрывные структуры, простейшими из которых являются горсты и грабены.

Складчатые структуры после потери пластичности слагающими их горными породами могут быть разорваны сбросами (взбросами). В результате в земной коре возникают антиклинальные и синклинальные нарушенные структуры.

В отличие от колебательных движений дислокационные движения не являются повсеместными. Они характерны для геосинклинальных областей и слабо представлены или совсем отсутствуют на платформах.

Геосинклинальные области и платформы — главнейшие тектонические структуры, находящие отчетливое выражение в современном рельефе.

Тектонические структуры — закономерно повторяющиеся в земной коре формы залегания горных пород.

Геосинклинали — подвижные линейно вытянутые области земной коры, характеризующиеся разнонаправленными тектоническими движениями высокой интенсивности, энергичными явлениями магматизма, включая вулканизм, частыми и сильными землетрясениями.

На ранней стадии развития в них наблюдаются общее погружение и накопление мощных толщ горных пород. На средней стадии, когда в геосинклиналях накапливается толща осадочно-вулканических пород мощностью 8-15 км, процессы погружения сменяются постепенным поднятием, осадочные породы подвергаются складкообразованию, а на больших глубинах — метаморфизации, по трещинам и разрывам, пронизывающим их, внедряется и застывает магма. В позднюю стадию развития на месте геосинклинали под влиянием общего поднятия поверхности возникают высокие складчатые горы, увенчанные активными вулканами; впадины заполняются континентальными отложениями, мощность которых может достигать 10 км и более.

Тектонические движения, ведущие к образованию гор, называются орогеническими (горообразовательными), а процесс горообразования - орогенезом. На протяжении геологической истории Земли наблюдался ряд эпох интенсивного складчатого горообразования (табл. 9, 10). Их называют орогеническими фазами или эпохами горообразования. Наиболее древние из них относятся к докембрийскому времени, затем следуют байкальская (конец протерозоя — начало кембрия), каледонская (кембрий, ордовик, силур, начало девона), герцинская (карбон, пермь, триас), мезозойская, альпийская (конец мезозоя — кайнозой).

 

Таблица 9.

Распределение геоструктур различного возраста по материкам и частям света

Геоструктуры	Материки и части с пета
	Европа	Азия	Северная Америка	Южная Америка	Африка	Австралия	Антарктида
Кайнозойские	+	+	+	+	+		+
Мезозойские		+	+
Герцинские	+	+	+	+	+	+
Каледонские	+	+	+
Байкальские		+		+
Добайкальские	+	+	+	+	+	+	+

 

 

Таблица 10.

Типы геоструктур и их отражение в рельефе

Типы геоструктур		Формы рельефа
Мегантиклинории, антиклинории		Высокие глыбово-складчатые, иногда с альпийскими формами рельефа и вулканами, реже средние складчато-глыбовые горы
Предгорные и межгорные прогибы	незаполненные	Низкие равнины
	заполненные и приподнятые	Высокие равнины, плато, плоскогорья
Срединные массивы	опущенные	Низкие равнины, впадины внутренних морей
	приподнятые	Плато, плоскогорья, нагорья
Выходы на поверхность складчатого основания		Низкие, реже средние складчато-глыбовые горы с выровненными вершинами и нередко крутыми тектоническими склонами
Щиты	приподнятые части	Гряды, плато, плоскогорья
	опущенные части	Низкие равнины, озерные котловины, прибрежные части морей
Плиты	с антеклизами	Возвышенности, плато, низкие складчато-глыбовые горы
	с синеклизами	Низкие равнины, прибрежные части морей

 

 

Самые древние горные системы, существующие сейчас на Земле, сформированы в каледонскую эпоху складчатости.

С прекращением процессов поднятия высокие горы медленно, но неуклонно разрушаются, пока на их месте не образуется холмистая равнина. Гсосинклинальный цикл достаточно длителен. Он не укладывается даже в рамки одного геологического периода.

Пройдя геосинклинальный цикл развития, земная кора утолщается, становится устойчивой и жесткой, не способной к новому складкообразованию. Геосинклиналь переходит в иной качественный блок земной коры — платформу.

 

Вопрос №3: Понятие о коре выветривания. Формирование коры выветривания в различных природных зонах. Стадии выветривания.  

 

Внешняя часть литосферы, сложенная продуктами выветривания, называется

корой выветривания. За нижнюю границу выветривания следует принимать

уровень грунтовых вод в данной местности. Выше уровня грунтовых вод имеются

благоприятные условия для развития процессов выветривания – горные породы

здесь периодически смачиваются атмосферными осадками, а в порах и пустотах

пород циркулирует воздух.

   Мощность коры  выветривания колеблется обычно  от единиц до нескольких

десятков метров, а в тропиках – иногда и до 100-200 м.

   Формирование коры  выветривания происходило и в отдалённые геологические

эпохи. Местами она сохранилась до настоящего времени и в отличие от

современной называется ископаемой корой выветривания.

 

 

Понятие о гипергенезе (выветривании)

 

   На поверхности  континентов горные породы попадают  в обстановку, которая

более или менее от условий их образования.

   Дневная поверхность, как геологи называют границу  земной коры и

атмосферы, характеризуется небольшими величинами давления и температуры - в

сотни и тысячи раз меньше тех величин, при которых возникают магматогенные

или метаморфогенные минералы. Давление и особенно температура на

поверхности суши испытывают значительные колебания в течении суток и года.

Мощным фактором воздействия является жидкая вода, содержащая растворённые

химически активные соединения. На горные породы здесь также действует целая

серия сложных процессов, связанных с развитием живых организмов и

почвообразованием. Всё это обуславливает неустойчивость минералов,

возникших в иных условиях, и возникновение новых минералов.

   Выветриванием называется  сумма физических, химических и физико-

химических процессов преобразования горных пород и слагающих их минералов

на поверхности суши под влиянием факторов и условий географической среды.

Не следует думать, что выветривание связано с деятельностью ветра. Ветровая

деятельность имеет весьма отдалённое отношение к процессам выветривания.

Чтобы избежать этой неясности смыслового и буквального значения термина

”выветривание”, А.Е.Ферсман в 1922г предложил процессы преобразования

горных пород и минералов на поверхности обозначить термином “гипергенез”

(от греч hyper – сверху, над).

   Процесс выветривания  очень сложен и включает многочисленные  частные

процессы и явления – механические, физико-химические, химические,

биогеохимические.

   Чисто физические (механические) явления приводят  к дезинтеграции  горных

пород: к механическому их измельчению без изменения минералогического и,

следовательно, химического состава. Механическая дезинтеграция пород

происходит в результате неодинакового объёма и линейного расширения

породообразующих минералов под влиянием сезонного  и суточного колебания

температуры. Порода рассекается густой сетью тонких и тончайших трещин. В

эти трещины поступает вода , вследствие чего в них возникает капиллярное

давление. Его величина достигает значительной величины. Например, в трещины

шириной 0,001мм капиллярное давление составляет около 1,5кг/см (при обычной

температуре), а в трещинах толщиной в тысячу раз более тонких(1*10мм)-

около1500кг/см. При расширении трещин начинают действовать явления

замерзания -размерзания воды с изменением объёма.

   В итоге массивная  кристаллическая порода, сохраняя  свой исходный состав,

теряет монолитность и начинает разрушаться. В первую очередь проявляются

скрытые напряжение , возникшие при образовании разрушающейся породы, и

проявляются отдельности – участки породы, ограниченные трещинами и

обладающие определённой формой. Особенно эффективно проявляются округлые

концентрически-скорлуповатые отдельности, образующиеся при выветривании

некоторых эффузивных и гипабиссальных пород.

   Механическая дезинтеграция  плотных горных пород приводит  к образованию

обширных развалов, глыб и россыпей щебня (курумов), коллювиальных скоплений

(от лат colluvio-скопление) щебня у подножия обрывов, протяжённых каменных

потоков по склонам. Это типично для полярных, пустынных и высокогорных

ландшафтов.

   Дезинтеграция плотных  горных пород, обрзование в них системы трещин и

микрощелей обуславливает, с одной стороны, их хорошую водопроницае- мость,

а с другой – резко увеличивает реакционную поверхность выветривающихся

пород. Это создаёт условия для активизации разнообразных физико-химических,

химических и биогеохимических реакций. Осуществление этих реакций возможно

только при наличии свободной жидкой воды.

   В зависимости  от состава растворённых в  них соединений почвенные и

грунтовые воды оказывают растворяющее действие на минералы горных пород.

При этом в результате химических реакций обмена возникают новые минералы.

Примером является метасамотическое образование смитсонита при

взаимодействии вод, содержащих хорошо растворимый сульфат цинка, с

известняками.

   Под воздействием  воды происходит гидратация минералов, т.е. закрепление

молекул воды на поверхности отдельных участков кристаллохимический

структуры минерала. В результате образуется гидратированные разновидности.

Например, гётит переходит в гидрогётит:

 

   Весьма важное значение имеют реакции гидролиза, т.е. полного разрушения

кристаллохимической структуры минерала под воздействием молекул воды. При

этом также образуются новые минералы. Так, серпентин в результате гидролиза

распадается на оксиды магния и кремния. Частично эти соединения удаляются

грунтовыми водами, но в значительном количестве остаются на месте. Оксиды

кремния входят в состав аморфного апала, а магний при наличии в воде

углекислоты образует магнезит:

 

   Гидролиз силикатов  со сложной кристаллохимической  структурой

сопровождается не полным её разрушением, а распадом на отдельные блоки, из

которых затем возникают новые минералы. Часто этот процесс протекает

стадийно с последовательным возникновением нескольких минералов. Так. При

гипергенном преобразовании полевых шпатов возникают гидрослюды, которые

затем преврвщаются в минералы группы каолинита или галлуазита:

 

   Механизм этих  реакций во многом ещё неясен. В их осуществлении наряду  с

чисто химическими принимают участие биологические процессы. Особенно важное

значение имеет непосредственное воздействие  животных и растительных

организмов на минералы, а действие продуктов их жизнедеятельности. Состав и

растворяющие свойства почвенно-грунтовых вод в значительной мере

обусловлены этими продуктами. Ещё более зависит от жизнедеятельности состав

газов (кислорода, сероводорода, углекислого газа и д.р.) происходят

окислительно-восстановительные реакции и возникают крупные скопления

оксидов железа и марганца, сульфидов железа и других металлов.

   Все перечисленные  процессы действуют на исходные  породы вместе и

одновременно, так что действие одного из них невозможно отделить от

действия остальных. Поэтому неправильно расчленять сложный, но единый

процесс выветривания на химическое , физическое выветривание и т.п. Можно

лишь говорить о химических, физических и других частных процессах,

происходящих при выветривании, и о преобладании одних из них в конкретных

условиях тех или иных участков земной поверхности.

   Разные минералы  обладают неодинаковой устойчивостью  при выветривании.

Степень гипергенной устойчивости наиболее распространенных магматических

минералов обратна последовательности их кристаллизации из магматического

расплава и в значительной мере обусловлена их кристаллохимической

структурой. Наиболее легко разрушаются силикаты с изолированными

кремнекислордными тетраэдрами (оливин). Более устойчивы минералы, имеющие

цепочечную или ленточную структуру (амфиболы и пироксены). Довольно легко

происходит гипергнное преобразование железомагнезиальных слюд. Устойчивость

полевых шпатов зависит от их состава: кальциевые плагиоклазы выветриваются

так же легко, как пироксены, а натриевые и калиевые полевые шпаты

выветриваются с трудом. Наиболее устойчив кварц, структура которого состоит

исключительно из кремнекислородных тетраэдров. Как следует из приведённых

данных, состав продуктов выветривания в значительной мере обусловлен