авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 9 |

«ПРАКТИЧЕСКАЯ СТРАТИГРАФИЯ MINISTRY OF GEOLOGY OF THE USSR A. P. K A R P I N S K Y A L L - U N I O N O R D E R O F L E N I N GEOLOGICAL RESEARCH ...»

-- [ Страница 4 ] --

С помощью климатостратиграфической методики составляются климатостратиграфические схемы, которые существенно уве личивают дробность расчленения и надежность корреляции осадочных толщ. Естественно, что возможности климатостра тиграфии ограничены интервалами геологической истории, для которых был характерен неустойчивый и быстро изменчивый во времени климатический режим. Практически это ледниковые эпохи в шпрокохм понимании, возникавшие на З е м л е вслед за перемещением крупных по площади материковых глыб в око лополюсные широты,— поздний рифей, ордовик, пермо-карбон и поздний кайнозой. Наиболее эффективны методы климато стратиграфии в применении к плиоценовым и четвертичным отложениям.

108;

Седиментационнь е процесса: | (ривые теплообе;

Стадии Клим ати Смена ческии фитаие-чозоБ у в л а ж н е н н о с т и 'zj ритма ритм Влэли-а/, На п л а к о р а х ч Эрози?

Тундростепь Лессонакопление Х о д од но - Таяние льда • \ С'ДО \ Q — ч V \ Солифлюкция Холодно - Перигл йц^а л = X ЭЕ Лесотундра влажно г. а л л ги z / \ ••. \ X Тайга *Е \ •./ Тепло - Аллювий ЛЕС влажно Почвонакопление X широколиственный межледнико;

:-:

/ •• / • / Лесостепь / Тепло - / Степь с д о л и н н ы - Делювиальный сухо / ми лесами смыв / Эрозия / г v Холодно - Тундростепь \ Таяние льда Лессонакопление.•ч сухо •\ Лед Ледниковый язык N.

Рис. 4.33. П р и н ц и п и а л ь н а я схема климатического ритма в плейстоцене и со ответствующего ему к л и м а т о с е д и м е н т а ц и о н н о г о цикла д л я 50—55 е с. ш.

Палеоатмосфера оставила после себя единственный памят н и к — современную атмосферу [Будыко М. И., 1974], и никаких «остатков древнего климата» в отложениях нет. Климатостра тиграфия — это системный подход, предполагающий использо вание комплекса методов (литологического, палеонтологиче ского, геохимического, геоморфологического, изотопного и др.) для установления направленности и амплитуды климатических изменений. К а ж д ы й из этих методов сам в какой-то мере мо жет свидетельствовать о температурном режиме и у в л а ж н е н ности в момент формирования осадков. Но достоверные суж дения можно получить лишь при условии совокупного рассмот рения данных разных методов.

Исходным в климатостратиграфин является понятие о кли матическом ритме — закономерной последовательности несколь ких периодически повторяющихся во времени стадий климати ческого режима. К а ж д а я из них характеризуется определен ным, ей свойственным соотношением теплообеспеченности и увлажненности. Эмпирически установлено, что во времени эти два важнейших климатических параметра описываются каждый волнообразной кривой и что максимум и минимум теплообеспе ченности предшествуют максимуму и минимуму увлажненности.

Поэтому климатический цикл состоит в первом приближении из четырех стадий: тепло — сухо—-тепло— влажно—«-холодно— в л а ж н о - » - х о л о д н о — сухо (рис. 4.33), которые можно объеди 109;

нить в две полуволны: теплую и холодную (имея в виду теп лообеспеченность) и в л а ж н у ю и сухую (имея в виду у в л а ж ненность).

Процесс осадконакопления столь ж е тесно связан с клима тическим режимом, как и с режимом тектонических движений.

Например, иссушение климата ведет к усилению эрозии и скло новых процессов в речном бассейне точно так же, как и текто ническое поднятие территории. И оба воздействия одинаковым образом будут отражены на гранулометрической кривой и в ф а циальном облике осадка. Увлажнение климата, наоборот, вы зовет тот ж е ответ в осадконакоплении, что и тектоническое по гружение. Таким образом, климатическому ритму с его двумя полуволнами и четырьмя стадиями в разрезах будет отвечать седиментационный или, точнее, климатоседиментационный цикл. Фиксирование его всеми возможными способами и мето дами и есть первая и главная задача климатостратиграфии.

Климатическия зональность — главный фактор, осложняю щий климатостратиграфические построения. Известно, что в вы соких широтах (50—80°) главными в изменении климата яв ляются колебания температур, амплитуда которых увеличива ется с широтой, в то время к а к в средних широтах (20—40°) — колебания увлажненности. Соответственно все экзогенные гео логические процессы (эрозия, выветривание и т. п.), а т а к ж е живые организмы в высоких широтах сильнее реагируют на из менение теплообеспеченности, а в средних широтах — на изме нение увлажненности. Это обстоятельство предопределяет существование в позднем кайнозое нескольких палеоклиматиче ских поясов, д л я каждого из которых характерен свой тип кли матоседиментационной цикличности. Высокие широты (север нее 50° в Европе, 60° в Азии и 40° в Северной Америке) — п о я с с ледниковым типом еедиментационной цикличности, с чередо ванием в разрезе морен и межморенных отложений;

умерен ные широты (45—55° в Евразии, 34—45° в Северной Аме рике) — пояс с перигляциальным типом цикличности, с чередо ванием лёссов и погребенных почв;

средние широты (20— 40°) — пояс с семиаридным типом цикличности, с чередованием в озерных бассейнах солевых и иловых горизонтов.

Климатоседиментационные циклы в целом, в любом их зо нальном выражении, а еще чаще их половины (например, лед никовые и межледниковые отложения, лёсс и почва и т. п.), представляют собой картируемые геологические тела, т. е. мест ные стратиграфические подразделения. Однако и при отсутст вии седиментационного отражения климатические ритмы могут и д о л ж н ы использоваться при геологической съемке. Например, в фациально однородных озерных толщах континентов колеба ния климата устанавливаются по изменению комплекса спор и пыльцы, видового состава диатомовых или химического состава плов. Эти скрытые климатические ритмы (климатемы) не явля 110;

ются картируемыми геологическими телами, но с л у ж а т корре ляционными уровнями.

Таким образом, климатический ритм (цикл) может высту пать (либо) как местное картируемое геологическое тело и (либо) как корреляционная «климатостратиграфическая зона».

Эта двойственность вызывает некоторые трудности в термино логии.

Одна из важнейших особенностей климатической ритмичности (и соответственно климатоседиментационной цикличности) ^ — ее многомасштабность, у к а з ы в а ю щ а я, по мнению большинства исследователей, на тесную зависимость изменения климата от воздействия периодических внешних факторов, таких, напри мер, как колебания орбитальных параметров движения Земли, колебания солнечной активности и др. Эта многомасштабность ритмики позволяет классифицировать климатические события в некоторые иерархические ряды, остающиеся еще предметом дискуссий. Бесспорно лишь, что диапазон амплитуд климати ческих колебаний, фиксируемых в разрезах, огромен — от го дичной пары слоев до ритмов длительностью 200—300 млн. лет.

Однако объектом климатической стратиграфии являются лишь ритмы (циклы) среднего интервала длительностью от 1 тыс. лет до 1—2 млн. лет, т. е. ритмы, представляющие интерес с точки зрения стратиграфического расчленения и корреляции внутри яруса. Климатостратиграфический критерий, таким образом, не подменяет, а дополняет биостратиграфический. И в этом плане климатостратиграфия может с успехом использоваться при де тализации стратиграфического расчленения многих ярусов фа нерозоя. Что ж е касается четвертичных и плиоценовых отло жений, то здесь климатостратиграфический критерий давно у ж е признан одним из основных при геологическом картировании как континентальных, т а к и морских осадочных толщ.

4.4.1. П А Л Е О К Л И М А Т И Ч Е С К И Е РЕКОНСТРУКЦИИ Палеоклиматические реконструкции — обязательный элемент историко-геологических исследований. Методика их примени тельно к доплиоценовому фанерозою, основанная на использо вании данных формационного анализа и литолого-минералоги ческих и палеонтологических индикаторов климата, подробно описана В. М. Синицыным [1967 г., 1980 г.]. С ее помощью устанавливаются крупнопериодические (в интервале эпох) из менения климата и общие направления в эволюции климата кайнозоя — от устойчивого стабильно мягкого в палеоцене — эоцене к резко контрастному неустойчивому ледниковому кли мату в плио-плейстоцене. Эта методика достаточна для целей палеоклиматографии и исторической геологии, т. е. для описа ния локальных палеоклиматов (климатов, синхронных форми рованию осадков свиты и других местных стратонов) или для 111;

подразделений общей геохронологической шкалы (века, эпохи, периоды). Но она недостаточна для климатостратиграфии, на целенной на расчленение и корреляцию более дробных раз резов.

Особенности литолого-фациальных исследований в рамках климатостратиграфии. Д л я детальных палеоклиматических ре конструкций эффективен способ выявления и классификации различного рода текстурных особенностей пород. Наиболее ин формационны текстуры, о т р а ж а ю щ и е динамику экзогенных процессов, связанных с фазовыми переходами воды в лед и об ратно. Это прежде всего весьма разнообразные криогенные текстуры, возникающие при сезонном и многолетнем промерза нии и оттаивании слоя: псевдоморфозы по повторно-жильным льдам, фиксирующие крупнополигональные комплексы обвод ненных низин зоны многолетней мерзлоты, криосолифлюкцион ные текстуры горных склонов и т. д. Классификация и описа ние этих текстур даны А. И. Поповым [1967 г.], примеры использования криомерзлотных текстур для дробного стратигра фического расчленения четвертичных отложений — Ф. А. Кап лянской и В. Д. Тарноградским [1974 г.]. По криогенным тек стурам можно не только устанавливать наличие в данном районе в прошлом многолетней мерзлоты, но и с достаточной степенью достоверности судить об амплитуде сезонных темпера турных колебаний и тем самым о подразделении зоны много летней мерзлоты на широтные подзоны, включая южную подзону временной мерзлоты.

Т а к ж е могут использоваться текстуры, возникавшие в теле ледниковых щитов, в их нижней моренонасыщенной части.

Среди них Ю. А. Л а в р у ш и н различает текстуры течения, фор мирующиеся на границе двух соседних пластов льда, двигаю щихся с различной скоростью и разделенных тонким прослоем водной «смазки», где концентрируется вытаивающий изо льда мелкообломочный материал, текстуры, давления и смятия (гля циотектонические), гляциодиапировые и т. д. Опираясь на ана лиз этих текстур, Ф. А. К а п л я н с к а я и В. Д. Тарноградский [1975 г.] пришли, например, к выводу о том, что санчуговская свита севера Западной Сибири, традиционно относимая к бо реальной трансгрессии (по В. Н. Саксу и С. Л. Троицкому), представляет собой морену ледникового щита, надвигавшегося на низменность из области полярного шельфа. Ознакомление с доводами этих исследователей (пока еще не бесспорных) весьма полезно для геологов, работающих в Сибири и на се вере европейской части С С С Р.

Д л я перигляциального пояса с площадным развитием лёс совых покровов большое значение имеет палеопедологический метод. Тщательное описание и диагностика погребенных почв и связанных с ними иллювиальных карбонатных горизонтов дают основу не только для самого дробного стратиграфического рас 112;

членения лёссовых толщ, достигающих местами мощности 50— 100 м. но и для межрегиональных корреляций. Методика педо стратиграфических работ на примере лёссовых разрезов Украи ны р а з р а б о т а н а М. Ф. Векличем и др. [1979]. Д л я геологов, работающих в Средней Азии, полезна работа И. Н. Степанова и У. К. Абдуназарова [1977]. Рекомендуется использовать т а к ж е опыт климатостратиграфического расчленения лёссовых покровов, накопленный европейскими исследователями [Смоли кова Л.,. Л о ж е к В., 1965], которые комплексный почвенно-па леонтологический анализ нередко завершают построением па леотемпературной кривой (рис. 4.34). Педостратиграфические построения д о л ж н ы проводиться с учетом данных всего возмож ного комплекса методов (палеонтологического, палеомагнит ного, термолюминесцентного, геохимического и др.).

Минералогический анализ — обязательная часть комплекс ной климатостратиграфической методики. При анализе терри генной компоненты рыхлого осадка главное внимание в р а м к а х климатостратиграфического критерия следует уделять разделе нию минеральных ассоциаций на олигомиктовые, состоящие из устойчивых минералов (сортированных по размеру) и о т р а ж а ю щие ф а з ы теплого и влажного климата, и полимиктовые, от р а ж а ю щ и е ф а з ы холодного или сухого климата. Весьма пока зательными могут быть различные коэффициенты устойчивости, например кварц-полевошпатовый и т. п.

Наиболее эффективным в палеоклиматическом отношении оказывается анализ аутигенных компонентов, поскольку они яв ляются неплохим индикатором режима увлажненности. Список типоморфных минералов зоны гипергенеза приведен на рис. 4.35.

В разрезах новейших образований перигляциальной и аридной зон горизонты с обильным содержанием аутигенных минералов или диагенетических конкреций могут иметь важное страти графическое значение. Вообще, в южных районах С С С Р, осо бенно в Средней Азии, минералогический анализ дает, безу словно, больше данных для климатостратиграфического расчленения, нежели в ледниковой зоне. Особенно он важен при описании климатоосадочных циклов с участием эвапоритовых го ризонтов.

Наконец, определенное стратиграфическое значение в ряде случаев могут иметь инженерно-геологические характеристики осадочных толщ, нередко связанные с климатическими особен ностями осадконакопления. Например, замечено, что однород ные отложения одинакового генезиса обладают большей плот ностью в холодных условиях седиментации, меньшей — в теп лых. Такие показатели, как компрессионные свойства пород, пластичность, влагоемкость и т. п., могут быть особенно по лезны при стратиграфическом расчленении однородных в гене тическом отношении пород, таких, как лёсс и морена [Руко водство.. 1 9 7 6, с. 82—84].

8 З а к а з Л« 345 Вегетация Смешанные дубравы Чеоноземиая степ»

Гундра v. х о л о д н а я лесо" Лёссоеая степь С м а л а к о ф а у н а с Columella ;

;

lc,mella) Пезиодически блажная т у н д р а Умеренно холодная л е с о с т е, " »

Тундра Умеренно холодная лесостеп Лёссовая степь Степь с о т к р ы т ы м и п о в е р х н о с т я м и почвы Ч е р н о з е м н а я степь и лесостепь Холодная степь Ч е р н о з е м н а я степь и лесостепь Смешанные субальпийские леса Умеренно холодная степь Черноземная лесостепь Ш и р о к о л и с т в е н н ы е леса (малакофауна с Helicigona Лёссовая степь (малакофауна с Columella sohmella) Холодная лесостепь Умеренно холодная лёссовая стечь Смешанные леса Холодная лесостепь Celtis) Смешанные леса ( : t Н и ж н и й рИСС Лёссовая степь Рис. 4.34. В е р х н я я часть р а з р е з а лёссовой ф о р м а ц и и Ч е х о с л о в а к и и с серией погребенных почв, т е м п е р а т у р н а я к р и в а я и биоценотические д о м и н а н т ы (по Л. С м о л и к о в о й и В. Л о ж е к у [1965 г.]).

В колонке «ярус» отмечены местные (региональные) климатостратиграфичесчне подраз д е л е н и я — криомеры и термомеры;

ПК1—ПК1\ —почвенно-климатические комплексы.

114;

/ I //, Hi IV I i !

Мельникова Маркази Спал Гидрогетит Гель г и д р о о к и с и желез Минералы гидроокиси мар ганца М и н е р а л ы гриппы зи5и?.~и та • Аялофан Гизингерит Железистые гидрослюды Сидерит Родохрозит Кальцит ЛюВлинит Доломит Сода Гипс Полугидра:

Зпсомит Мирабилит - тенардит Астраханит - еаттееилит Га л л и т Гл а у 6 ер и т Целестин Рис. 4.35. Парагенетические комплексы аутигенных м и н е р а л о в эпигенетической стадии гипергенеза — индикаторы обстановки (по В. В. Д о б р о в о л ь с к о м у [1966 г.]).

[—V — з о н ы : / — т у н д р, II— л е с н а я, III — л е с о с т е п н а я, IV— степная, V — пустынная.

Зачерненные участки — автоморфные гипергенные минералы, светлые — гидроморфные.

Химический состав отложений, особенно в горизонтах гипер генного преобразования (коры выветривания, почвы и т. п.), является одним из критериев детализации климатостратигра фического расчленения. В частности, показательны кривые из менения соотношения S i 0 2 / A l 2 0 3 илистой фракции. На графи ках, приводимых О. П. Добродеевым [Руководство..., 1976, рис. 15, 16], видно, что уменьшение миграционной роли крем ния о т р а ж а е т нарастание холода и сухости. К р и в а я содержа ния СаСОз в морских, а отчасти и в озерных осадках т а к ж е может о т р а ж а т ь характер климатической обстановки, однако палеоклиматическая интерпретация ее д о л ж н а учитывать раз личия в седиментационной обстановке. Так, например, в глу 8* боководных океанических осадках максимальное содержание кальция наблюдается в слоях, соответствующих похолоданию, что объясняется более сильным вертикальным перемешиванием вод океана в это время и большей растворимостью С а С 0 3 в хо лодных водах [Hays J. D, 1969]. Однако в Каспии и в Север ной Атлантике, наоборот, кальцием более богаты слои, соот ветствующие потеплению климата, что объясняется увеличе нием солености вод Каспия в межледниковья [Руководство...,.

1976, с. 119] и увеличением терригенного сноса в Атлантике [Hays J. D. е. а., 1969].

Особенности палеонтологических исследований в рамках климатостратиграфии. Дробность биостратиграфического рас членения лимитируется объемом биозон и соответствующих им биохронов. Д л я позднего кайнозоя длительность биохронов в фауне млекопитающих колеблется от 0,5 до 0,8, в фауне со лоновато-водных моллюсков Понто-Каспия — от 0,3 до 1,5, в фа уне планктонных фораминифер — от 0,25 до 1,4, во флоре кок колитофорид — от 0,2 до 4 млн. лет. Таким образом, первые сотни тысяч лет — это предел возможностей биостратиграфии.

Однако палеонтологический метод продолжает «работать» и дальше, но у ж е в р а м к а х климатостратиграфического критерия, т. е. на основе фиксации широтной миграции границ биоцено зов. Пространственная амплитуда таких миграций, носящих пе риодический характер, разномасштабна и колеблется от десят ков километров до 1—2 тыс. км. Она четко о т р а ж а е т масштабы и длительность периодических климатических колебаний, изме ряющихся от сотен до миллионов лет.

Имеются три основных способа реконструкций климата, обусловленные миграцией широтных границ биоценозов:

а) с использованием видовых индикаторов;

б) с использова нием морфологических индикаторов (фенозон);

в) по смене до минантов в биоценозах.

Использование видовых биоклиматических индикаторов ос новано на интерполяции в прошлое современных экологических требований организмов. З н а я предельные и оптимальные усло вия тепло- и влагообеспеченности представленных в современ ной флоре и фауне видов, а т а к ж е их современные * географи ческие ареалы, по нахождению остатков этих видов в той или иной части разреза можно предположить наличие в момент осадконакопления климатического режима, идентичного совре менному. Этот способ требует выбора видов с максимально уз ким экологическим спектром и по крайней мере двух допуще ний: что экологические связи вида со средой за прошедшее время не менялись и что встреченные остатки не переотложены.

Достоверность проводимых реконструкций, естественно, резко * Голоценовые или во всяком случае не измененные деятельностью чело века.

116;

снижается с удалением в прошлое, поэтому указанный способ применим только для плейстоцена.

Использование морфологических статистических показате лей основано на экстраполяции в прошлое формы и размеров частей организма или остатков скелета и раковин животных, обитающих ныне в том или другом климатическом поясе. Н а пример, листья малого размера с изрезанным (или «рассечен ным») краем характерны для растений, произрастающих в хо лодном 'климате, в то время как в теплом климате у растений развиты крупные листья с «цельным» гладким краем, сердце видным основанием, кожистой поверхностью и пальметным рас положением жилок. В условиях ж е влажного климата листья обычно имеют вытянутую вершинку — «капельный» конец [Wolfe J. А., 1978]. У некоторых видов фораминифер левозавер нутые раковины встречаются преимущественно в горизонтах похолодания, правозавернутые — в горизонтах потепления [Ha ys J. D. е. а., 1969]. Р а з м е р раковин моллюсков в холодных водах всегда меньше, чем у того ж е вида, обитающего в более теплых водах, и т. д.

Использование смены доминантов в биоценозах основано на статистическом изучении количественных соотношений видов и родов. По ним выделяются так называемые ценозоны — страти графические интервалы с определенным устойчивым сочетанием видов или родов. Этот способ особо широко используется в па леопалинологии. К а к известно, спорово-пыльцевые, или палино логические, зоны о т р а ж а ю т осредненный состав растительного покрова для довольно больших территорий. По данным споро во-пыльцевого анализа можно установить как локальный состав фитоценоза (болота, лесной опушки), так и зональный (пояс ной) тип растительного покрова. Например, тундровый тип спо рово-пыльцевого спектра характеризуется примерно равным со держанием пыльцы древесных пород, трав и спор, лесной — господством пыльцы древесных растений, степной — преоблада нием пыльцы трав, в особенности полыней, лебедовых, эфедры и т. д. [Методическое руководство..., 1954—1955;

Руковод с т в о..., 1976]. Последовательность палинозон по разрезу ин терпретируется как смена доминантов, происходящая путем экологического замещения видов и фитоценозов под влиянием из меняющегося климата. Особенно в а ж н о то, что такие смены до минантов происходят параллельно в различных фитоценозах в пределах целого климатического пояса, а нередко и соседних поясов. Б л а г о д а р я этому метод ценозон дает хорошую основу для межрегиональной климатостратиграфической корреляции.

Палинологическое расчленение разрезов — наиболее дейст венный метод для выявления стадийных особенностей климати ческого ритма (тепло—сухо, тепло—влажно и т. д.). Несколько худшие результаты дает изучение флоры диатомовых и водной фауны, состав которых в большей мере о т р а ж а е т фациальную 117;

обстановку по сравнению с пыльцой, значительная часть кото рой переносится ветром.

Методы количественной термометрии. В настоящее время в климатостратиграфии усиленно развиваются методы количест венной термометрии. К числу их относятся метод кальциево магниевых, кальциево-стронциевых отношений, изотопно-кисло родный, изотопно-углеродный и аминокислотный. Все они основаны на зависимости формирования С а С 0 3 раковин моллю с к о в и фораминифер, а т а к ж е примесей M g, Na, Sr от темпера туры окружающей воды, ее изотопного состава и солености.

Получаемые этими методами значения температур донных либо поверхностных вод не являются абсолютными, т а к как специ фичны для к а ж д о г о вида и зависят т а к ж е от ряда привходя щих факторов. Тем не менее они имеют бесспорное значение для межрегиональной климатостратиграфической корреляции, не говоря у ж е о расчленении.

Кальциево-магниевая методика, применяемая для морских раковин кальцитового состава, проста, но дает лишь приблизи тельные оценки, прежде всего ввиду диагенетических изменений в структуре С а С 0 3. Она описана в работах Т. С. Берлин и А. В. Хабакова [1966 г.], Е. В. Краснова [1981 г.], Л. А. Доро феевой [1982 г.] и других. Палеотемпературы пресных вод от р а ж а ю т с я кальциево-стронциевым индексом по методу, разра ботанному Н. А. Ясамановым [1977 г.] применительно к рако винам моллюсков арагонитового состава.

Наиболее совершенна, но и наиболее сложна изотопная ме тодика [Боуэн Р., 1969 г.;

Тейс Р. В., Найдин Д. П., 1973 г.;

Р у к о в о д с т в о..., 1976]. Она основывается на том, что в холод ных водах содержание тяжелого изотопа 1 8 0 выше, чем в теп лых (в среднем отношение 1 8 0 к легкому изотопу 1 6 0 состав ляет 1 : 500). Ц. Эмилиани нашел этим методом, что температура глубинных вод океана понизилась за последние 35 млн. лет на 8 °С и что в разрезе донных осадков океана чередуются гори зонты с большим и меньшим содержанием 1 8 0. В настоящее время установлено, что соотношение 1 8 0 / 1 6 0 в карбонатных скелетах во многом зависит от изотопного фона воды океана, который связан с объемом пресных льдов на поверхности Земли (в ледниковых щитах концентрация легкого изотопа 1 6 0 отно сительно выше, чем в океане). Кривые колебаний б 1 8 0 строятся в основном по керну глубоководных осадков океана и отра ж а ю т как температуру океанических вод (донных и поверхност ных), так и объемы глетчерного льда в разные интервалы вре мени. С помощью этого метода сейчас р а з р а б о т а н а общая для океана палеоклиматическая ш к а л а кайнозоя [Chackleton N. Y., Opdyke N. D., 1973], к которой можно привязывать местные и региональные климатостратиграфические схемы, охарактеризо ванные изотопно-кислородным методом.

118;

Следует иметь в виду, что применение кислородного метода к отложениям замкнутых бассейнов типа Понто-Каспийского существенно ограничено вследствие большого притока в них пресных вод, богатых легким изотопом 1 6 0. Поэтому для таких бассейнов кривая б 1 8 0 д о л ж н а интерпретироваться как вариа ции опреснения и осолонения бассейна. Так, например, при трансгрессиях (и опреснении) Каспийского моря содержание Л 0 в его водах уменьшалось [Руководство..., 1976, с. 162].

Физические основы изотопно-углеродного метода еще недо статочно разработаны, но кривая по отношению IS C/ 12 C, как показывают эмпирические данные экспедиций «Гломара Чел ленджера», хорошо о т р а ж а е т изменение изотопного состава углерода воды океана, и особенно прибрежных вод, в связи с периодическим колебанием солености. Таким образом, 6 13 С фиксирует степень отклонения условий обитания моллюсков и фораминифер от нормально-морских, и потому этот метод по тенциально наиболее пригоден д л я климатостратиграфического расчленения отложений замкнутых бассейнов типа Понто-Кас пийского.

4.4.2. И С П О Л Ь З О В А Н И Е К Л И М А Т О С Т Р А Т И Г Р А Ф И Ч Е С К О Г О КРИТЕРИЯ Д Л Я ПОСТРОЕНИЯ МЕСТНЫХ С Т Р А Т И Г Р А Ф И Ч Е С К И Х СХЕМ В климатостратиграфии внимание геолога сосредоточивается на экзогенных факторах осадконакопления. Климатоосадочный цикл принципиально отличен от тектоноосадочного. Во-первых, он трассируется через границы структурно-фациальных зон, но локализуется в пределах широтных палеоклиматических поясов, границы которых безразличны для тектоноосадочных циклов.

Во-вторых, длительность климатоосадочных циклов колеблется в интервале от первых тысяч до первых сотен тысяч лет, в то время как длительность тектоноосадочных циклов, как правило, измеряется миллионами лет, т. е. на порядок больше. И з ска занного понятно, что геологически кратковременное д и а л о г и ческое единство осадков, фиксируемое при климатостратигра фических исследованиях (лёсс, морена, почва и т. д.) и о т р а ж а ю щ е е единство экзогенных процессов в широтных клима тических поясах, не следует именовать свитами, которые пред ставляют собой литологическое единство пород в пределах структурно-фациальных зон и соответствуют тектоноосадочному циклу или одной из его фаз. Эти подразделения названы В. А. Зубаковым [1969 г.] генетико-стратиграфическими *, * У п о т р е б л я ю щ и е с я в практике генетико-стратиграфические, климато стратиграфические, палеомагнитные (см. р а з д е л 4.6) и т. п. п о д р а з д е л е н и я я в л я ю т с я терминами либо свободного пользования, либо вспомогательными и «Стратиграфическим кодексом С С С Р » не регламентируются.— Прим. ред.

119;

.а Ф. А. Каплянской и В. Д. Тарноградским [1973 г.] — с т р а т о генетическими. Наиболее удобная их аббревиатура — стратоген.

Временные границы стратогенов — погребенных почв, морен и т. п. — существенно диахронны, особенно в меридиональном направлении. Но в сходной экзогенной обстановке они могут быть изохронными в широтном направлении на протяжении многих сотен и тысяч километров. В геологической практике номенклатура стратогенов обычно составляется из генетического определения картируемого геологического тела (морена, лёсс, лимний, аллювий и т. п.) и географического названия по стра тотипическому разрезу. Примеры выделения, детального описа ния, взаимоотношений стратогенов и их наименований можно найти в работе В. К- Шкатовой [1973 г.].

Следует отметить, что расчленение разрезов плиоцен-чет вертичных образований на уровне стратогенов требует, во-пер вых, комплексного использования всех возможностей страти графии и геоморфологии [Ганешин Г. С., 1979] и, во-вторых, документации разрезов со сплошной зарисовкой и фотографи рованием. Естественно, что выделение стратогенов далеко не идентично выделению генетических типов отложений — под разделений чисто генетической, а не стратиграфической клас сификации. Так, в стратогены могут объединяться части страти графического чехла, включающие в себя разные генетические типы отложений, лишь бы среди них выделялся ведущий при знак, позволяющий опознавать все целое. Например, стратоге ном будут все осадки погребенной речной террасы, хотя кроме а л л ю в и я в ее разрезе могут быть делювиальные шлейфы, ов р а ж н ы е конусы выноса, линзы озерных осадков, эоловые об разования и т. д. Стратогеном будет и комплекс краевых лед никовых образований, т а к ж е имеющий полигенетическое про исхождение. П р и этом в а ж н о одно: чтобы з а л е г а ю щ и е друг на друге или сменяющие друг друга в пространстве стратогены от личались не только генетически, но и по возрасту. А если воз растная граница может быть проведена внутри генетически еди ной толщи, например в разрезе вскрыты две л е ж а щ и е друг на друге погребенные террасы, то эту толщу т а к ж е следует раз делить на два стратогена.

При выделении стратогенов надо иметь в виду, что боль шинство генетических типов при переходе из одного палеокли матического пояса в другой меняют свой фациальный облик, приобретая или теряя какие-то зональные (поясные) особен ности. Например, аллювий рек гумидного пояса отличен от ал лювия аридного пояса, а аллювий межледниковой стадии цикла совсем не похож на аллювий ледниковой стадии. Не меньше различий т а к ж е внутри склоновых элювиальных и озерных от ложений разных климатических поясов.

Таким образом, в случае климатостратиграфического рас членения осадочных толщ возможны два варианта использо 120;

вания стратиграфической терминологии. При первом варианте расчленение идет на дробные, непосредственно картируемые стратогенетические подразделения — стратогены, которые по своему статусу аналогичны свитам, но по содержанию пред ставляют собой климатоосадочные циклы или их части. Они д о л ж н ы рассматриваться как сугубо местные подразделения, выделяемые в соответствии со стратотипами. Этот вариант обычен для территории со сложным рельефом и развитием континентальных, генетически разнородных осадочных образо ваний.

При втором варианте, обычном при картировании морских,, а т а к ж е фациально и генетически однородных мощных конти нентальных толщ, местными картируемыми подразделениями остаются свиты или их части. Климатостратиграфический кри терий используется при этом лишь для расчленения опорных разрезов свит и их корреляции друг с другом, а т а к ж е д л я при вязки местной стратиграфической схемы к поясной. Выделен ные в этом случае климатостратиграфические подразделения соответствуют «скрытым климатическим ритмам» или их ча стям и имеют статус климатостратиграфических зон. Последние не идентичны цено- и палинозонам и могут, например, вклю чать в себя несколько палинозон. П р а к т и к а свидетельствует о пользе выделения д л я таких подразделений (климатострати графических зон) общего внетаксонного термина «к л и м а т о м е р», под которым понимается одна из противоположных ча стей климатического ритма. При этом «холодную» часть ритма можно именовать криомером, его временной эквивалент — крио хроном, а «теплую» часть — термомером и термохроном.

При построении местных климатостратиграфических схем необходимо в большинстве случаев составлять две сводные для района колонки: для междуречий, занятых покровной толщей, и для речных долин, выполненных аллювием. Обе колонки бу дут состоять из разных стратогенов, хотя могут содержать и общие (прежде всего погребенные почвы и лёссы).

Местные климатостратиграфические схемы (рис. 4.36) же лательно сопровождать сводной палеоклиматической кривой, о т р а ж а ю щ е й последовательность осадков и предполагаемую амплитуду климатических колебаний. Последняя может выра ж а т ь с я либо в «условных градусах» (по 6 1 8 0 или Ca/Mg-ме тоду), либо в индексах (по C a / S r - м е т о д у ), либо размерами широтного перемещения границ палеоклиматических поясов.

Определение температур (средней годовой, самого теплого и самого холодного месяцев), а т а к ж е годовой суммы осадков можно производить и по палеонтологическим данным с по мощью так называемого ареологического метода путем состав ления климатограмм, как это предлагается В. П. Гричуком [1981 г.].

121;

и 122;

4.4.3. Р Е Г И О Н А Л Ь Н А Я К Л И М А Т О С Т Р А Т И Г Р А Ф И Ч Е С К А Я КОРРЕЛЯЦИЯ Климатостратиграфическая корреляция лишь недавно вошла' в практику геологического картирования четвертичных и плио ценовых отложений, и многие вопросы, с нею связанные, осо бенно терминологические, являются еще предметом дискуссии, нашедшей отражение в работах Г. С. Ганешина, В. А. Зуба кова [1977 г.], Е. В. Шанцера и др. [1973], И. И. Краснова, К. В. Никифоровой [1973 г.], В. В. Меннера и др. [1978 г.], В. А. З у б а к о в а [1980]. Н и ж е отмечены лишь исходные мето дологические положения, облегчающие читателю самостоятель ную доработку проблемы.

Первое, к чему приходит большинство обсуждающих проб лему климатостратиграфической корреляции,— это необходи мость различения региональных климатостратиграфических схем и общей климатохронологической шкалы. В качестве ре гиональных климатостратиграфических подразделений выделя ются климатоосадочные циклы, или «скрытые» климатические ритмы, которые могут быть уверенно «опознаны» в пределах достаточно крупного региона, являющегося обычно частью ши ротного климатического пояса (например, прибалтийская часть ледниковой зоны, причерноморская часть лёссовой зоны и т. п. ).

Циклы (ритмы) «опознаются» по всей совокупности признаков, т. е. с помощью комплекса данных, входящих в т а к называемую характеристику корреляционного климатостратиграфического подразделения. Главными в этой характеристике являются все ж е палеонтологические данные, позволяющие, во-первых, выде лить общую д л я региона последовательность климатических событий, увязанную с направленностью изменений в разных группах органического мира, и, во-вторых, предварительно вы явить относительную иерархию климатолитов.

Обычно в региональных климатостратиграфических с х е м а х четвертичных отложений выделялись два-три таксона, напри мер для ледниковой зоны (по А. И. Москвитину): 1) леднико вый «ярус», 2) ледниковая стадия, 3) ф а з а. Е. В. Шанцер и др.

[1973] рекомендуют для региональных климатостратиграфиче ских подразделений использовать термины «горизонт», а т а к ж е «надгоризонт» и «подгоризонт». Эта терминология н а ш л а свое отражение в практике составления региональных унифициро ванных стратиграфических схем четвертичных отложений. Од нако климатостратиграфический горизонт по своему содержанию не совсем отвечает региональному горизонту, предусмотренному «Кодексом». Поэтому, по-видимому, более целесообразно для региональных подразделений климатостратиграфиче ского обоснования иметь свою терминологию и таксономиче скую шкалу. Вариант такой ш к а л ы приведен в табл. 4.1.

123;

Таблица 4. ТЕРМИНОЛОГИЯ И ТАКСОНОМИЯ РЕГИОНАЛЬНЫХ КЛИМАТОМЕРОВ П р и м е р ы (для С е в е р о - З а п а д а Таксономические единиц!.! Критерии „опознания" европейской части С С С Р ) М е г а к л и м а т о л и т (ме- Среднерусский мега- Смена р у к о в о д я щ и х гакриолит, мегатермо- криолит ( м е г а к р и о х р о н ), видов или форм в наи л и т ) — «климатический лихвинский мегатермо- более быстро эволюцио надгоризоит» лит (мегатермохрон) нирующих группах фау ны, изменение соотноше ния географических эле ментов во ф л о р е (по В. П. Гричуку) К л и м а т о л и т (криолит, В а л д а й с к и й криолит Изменение состава по т е р м о л и т ) — «климати- (криохрон), микулинский к а з а т е л ь н ы х видов и ви ческий горизонт» термолит (термохрон) цов-доминантов д л я тер молитов (по В. П. Гри чуку) С у б к л и м а т о л и т (суб- Осташковский суб- Точные хронометриче криолит, субтер м о л и т ) — криолит (субкриохрон), ские д а н н ы е «климатический подго- молого-шекснинский ризонт» субтермолит (субтермо хрон) С т а д и а л (криостади- П о м е р а н с к и й крио- То ж е ал, т е р м о с т а д и а л ) стадиал (стадиальные слои), брерупский тер мостадиал (межстади альные слои) Фазиал (криофазиал, Лужский криофазиал, термофазиал) аллередский т е р м о ф а зиал 4.4.4. О Б Щ А Я КЛИМАТОСТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ШКАЛА На базе одних стратиграфических методов в большинстве случаев невозможно осуществлять межрегиональную корреля цию многочисленных местных ледниковий и межледниковий — локальных палеоклиматических событий *. В «Стратиграфи ческом кодексе С С С Р » в качестве общего климатостратигра фического подразделения плейстоцена предложен специальный таксон — звено, охватывающее сумму местных климатомеров.

Однако и этот термин, по существу, является более биострати графическим, нежели климатостратиграфическим.

В последние (1973—1976) годы Н. Шекльтон и Н. Опдайк на базе сопряженного использования изотопно-кислородной и палеомагнитной методик предложили шкалу изотопных «яру * Так н а з ы в а е м а я альпийская л е д н и к о в а я ш к а л а не имеет ни стратоти пов. ни д а ж е однозначного определения и понимания о б ъ е м о в подразделе ний, и в н а с т о я щ е е время использовать ее не рекомендуется.

сов» для последнего 900-тысячелетнего интервала разреза глу боководных осадков океана. В уточненном виде [Morley I. I.

е. а., 1981] она в настоящее время может служить эта лоном общей климатостратиграфической шкалы плейстоцена (рис. 4.37, / [ ).

Привязка к этой шкале региональных палеоклиматических событий на суше возможна при условии:

а) наличия такой ж е непрерывной последовательности кли матомеров в конкретном континентальном разрезе;

б) обязательного использования комплекса радиометриче ских и палеомагнитных методов.

Этим условиям отвечает опорный разрез Черноморского плейстоцена, для которого в 1980—1982 гг. получено 19 времен ных реперов (12 магнитных, 6 термолюминесцентных, 1 урано вый), независимо подтверждающих друг друга (рис. 4.37, ///1-2) • Климатостратиграфическая методика дробного расчленения и корреляции разрезов применима и для плиоцена, но на основе более крупных климатостратиграфических подразделений, отвечающих частям ритмов в 0,4 и 2,5 млн. лет (рис. 4.38).

4.5. Р А Д И О Л О Г И Ч Е С К И Е М Е Т О Д Ы Радиологическая, или изотопная, хронометрия в последние годы все чаще применяется в практике геологических исследо ваний, в том числе и при крупномасштабном геологическом кар тировании. Особенно большое значение она имеет в стратигра фии докембрийских отложений, для которых ограничены возможности использования наиболее универсального биострати графического метода.

В практической стратиграфии фанерозоя радиологические методы все еще применяются недостаточно широко из-за ред кости объектов, по которым этими методами можно получить достоверные результаты, сложности опробования, все еще сла боразвитой аналитической базы и, главное, из-за больших по грешностей, превышающих обычно требования, предъявляемые к расчленению отложений, в том числе и при крупномасштаб ном геологическом картировании. Тем не менее необходимо иметь в виду, что этими методами можно успешно датировать возраст магматических и метаморфических образований, к ко торым неприменимы обычные стратиграфические методы. В на стоящее время прилагаются огромные усилия для того, чтобы у в я з а т ь подразделения общей стратиграфической шкалы с ра диологической хронометрией. Очевидно, что лучшие результаты в этом направлении могут быть получены за счет комплекси рования методов изотопной хронометрии и традиционных мето дов стратиграфии.

Объектами радиологических исследований служат метамор фические и изверженные горные породы любого состава (от 124;

кислых до ультраосновных), отдельные ми нералы, из которых они состоят, аутиген ные минералы осадочных пород, а т а к ж е органические остатки (в случае использо вания радиоуглеродного метода). Опреде ленные данные о возрасте осадочных отло жений могут быть получены на основе их соотношений с интрузивными образовани ями, возраст которых т а к ж е определен ра диологическим методом. Эти соотношения используются обычно для установления возраста стратиграфических рубежей (пе рерывов, несогласий и т. д.), что бывает чрезвычайно в а ж н о как д л я собственно стратиграфических построений, так и для общегеологических реконструкций.

Радиологические определения целесооб разно использовать в первую очередь для датировки возраста стратиграфических под разделений в опорных разрезах, при этом необходимо отбирать серии проб по раз резу. Однако поскольку подходящие для этих исследований объекты могут быть об наружены далеко не везде, отбор проб дол жен производиться во всех случаях, когда это оказывается возможным, как в про цессе самих геологосъемочных работ, так L^fSa^sSa и во время всех предшествующих им ис.5 вь =л и Ц i.I !«О _ a: 2:aс;

S =С ;

J следований. Особо следует о б р а щ а т ь вни мание на тщательность геологической до о кументации опробованных отложений и до •S„ стоверность интерпретации геологической ситуации опробованного объекта. В связи с этим необходимо напомнить, что весьма частые несовпадения возрастных датировок различных геологических событий, получае мых радиологическими методами, с резуль So * 2 к;

= a.: 3 ? i татами, полученными другими традицион ГЛ F- С " Г- ^ ными методами или просто со сложивши мися представлениями о времени соответ ствующих событий по общегеологическим соображениям, в равной мере могут быть обусловлены как погрешностями самих ра U диологических определений, так и неверной геологической интерпретацией фактическо го материала.

Радиологические методы основаны на использовании радиоактивного распада 127;

химических элементов при условии, что скорость l| его за все время существования Земли остава ;

и tё лась постоянной, специфичной для каждого эле Pltll мента. Измерение возраста производится по со д е р ж а н и ю в породах и минералах материнских II rs и дочерних продуктов радиоактивного распада.

Возраст t устанавливается в единицах астро номического времени (обычно в миллионах лет) о ^= 5 =^ = ФШ и вычисляется по формуле s 0 • • :;

г t - ± fe §• l S ^ ?

1 где к — константа распада, п о к а з ы в а ю щ а я, ка в кая часть атомов радиоактивного элемента рас Я = падается за единицу времени (год, сутки, мину ты и т. д.) по отношению к первоначальному количеству;

D — число атомов нерадиоактив • ного вещества, возникших за время t\ ц — число атомов радиоактивного элемента в настоящий момент.

=gts©S = Д л я определения возраста используются пре S о.S — sn S g= s sg.. о f имущественно следующие типы радиоактивного Я распада:

§ \o,, о= 1 238 РЬ + 8 4 Не U— 2se U — И 7 Р Ь + 7'Не |I 2ggs a c -e- Th 64Не Pb + 2.

i" S i I = Аг « 4( 'К + е• + Р;

g- Sg.pl Са mm Sr + р Rb a Isipl Эти типы распада положены в основу наи ^IfM более широко распространенных в практике гео логических исследований радиологических мето m\\ дов: калий-аргонового, рубидий-стронциевого, i радиоуглеродного, свинцового (уран-торий-свин ЩИ цового) [Геохронология С С С Р, т. 1, 1973].

Г-I^l Д а л е к о не во всех случаях радиологические llllls.

методы могут позволить определить достовер ное время образования пород. Исходный резуль тат этих сложнейших исследований почти все цело определяется характером анализируемой III 1 пробы — степенью сохранности в ней анализи руемых элементов (Ar, Sr и т. п.), которая : H= = должна быть выявлена в процессе предвари ^agaf 9 Заказ K V тельного петрографо-минералогического изучения. Только са мые жесткие требования к подбору проб позволяют получать надежные радиологические датировки. Пробы, удовлетворяю щие всем необходимым требованиям, как показала многолет няя практика геохронологических исследований, очень редки, 4.5.1. М Е Т О Д Ы ИССЛЕДОВАНИЙ Калий-аргоновый метод. Используется для датирования глав ным образом магматических и метаморфических пород по ми нералам, содержащим калий: слюдам, полевым шпатам, рого вым обманкам, пироксепам. Возраст осадочных пород опреде ляется достаточно уверенно лишь по глауконитам.

Навески мономинеральных фракций зависят от содержания в минералах калия, возраста минералов и технического обору дования лабораторий (различные типы масс-спектрометров и установок для выделения радиогенного аргона). В большинстве случаев используют навески 10—20 г. Погрешность определе ния возраста, как показало систематическое изучение межлабо раторных эталонных проб, проводящееся в С С С Р к а ж д ы е 3— 5 лет, составляет ± 4 %• К настоящему времени возраст пород калий-аргоновым ме тодом определяют только по мономинеральным фракциям;

ва ловые пробы пород рассматриваемым методом не анализируют.

При этом результат, полученный только по одному минералу, не может считаться достаточно надежным. Уверенно судить о возрасте геологических объектов можно лишь в том случае, когда радиологические датировки (в пределах точности ана л и з а ), полученные для двух-трех сосуществующих минералов, примерно совпадают. Радиологический возраст считается на дежным при совпадении датировок, полученных по таким па рам минералов, как биотит — калиевый полевой шпат, биотит— амфибол, амфибол—пироксен, амфибол—плагиоклаз. При не возможности датирования по разным минералам (аляскитовые граниты, амфиболиты и другие мономинеральные породы) не обходимо подтвердить датировки, полученные калий-аргоновым методом, другими радиологическими методами.

Истинное время образования горных пород и минералов мо жет быть определено лишь в том случае, если они на протя жении всего своего существования представляли собой замкну тые системы, исключающие возможность дифференцированных потерь или обогащения. Различные наложенные процессы (про грев, к а т а к л а з, диафторез и т. п.) обычно призодят к искаже нию возрастных значений, получаемых радиологическими мето дами, особенно калий-аргоновым. Большая вероятность утечки радиогенного аргона из кристаллических решеток минералов под влиянием более поздних геологических процессов общеиз вестна;

она является причиной получения искаженных («омо 130;

ложенных») радиологических датировок, с которыми очень часто приходится сталкиваться, особенно при датировании до кембрийских пород. Б о л ь ш а я миграционная способность радио генного аргона позволяет использовать калий-аргоновый метод главным образом д л я определения возраста фанерозойских по род. Д л я докембрийских пород этот метод может применяться только как сугубо рекогносцировочный. При датировании по род калий-аргоновым методом в ряде случаев приходится стал киваться и с удревпением возраста пород («избыточный ар гон» j [Геохронология СССР, т. 1, 1973].

Достоверность радиологических датировок во многом зави сит от качества исходных проб. Во всех случаях необходимо подбирать наиболее свежие, не подверженные процессам вы ветривания и наложенным гидротермальным преобразованиям породы, скалывать в штуфах верхний, наиболее затронутый вы ветриванием слой. Лучше всего отбирать пробу массой около 20 кг, желательно из горных выработок или буровых скважин.

Большое значение имеет чистота отбора мономинеральных фракций, которую необходимо проверять под бинокуляром или просмотром искусственных шлихов. Д л я установления замкну тости системы и сохранности в кристаллических решетках ми нералов радиогенного аргона, а тем самым и надежности по лучаемых радиологических датировок, в последнее время успешно используются новейшие физико-химические методы:

ИКС, ЯГР, Э П Р, мнкрозондовый и рентгеноструктуриый анализы и другие. Так, для глауконитов параметр мёссбауэровского спектра Д (квадрупольное расщепление) позволяет судить об искажениях кислородных октаэдров в результате температур ного прогрева, окисления или выветривания — именно тех глав ных процессов, которые чаще всего приводят к потерям радио генного аргона.

В качестве примера успешного радиологического датирования осадочных пород по глауконитам, сохранность кристаллических решеток которых была предварительно надежно обоснована специальными минералогическими исследованиями, можно при вести работу Е. П. Бойцовой, И. А. Загрузиной и Н. И. Комаро вой [1980 г.]. Глаукониты из верхнемеловых — палеогеновых пород Павлодарского Прииртышья отбраковывались методом ядерной гамма-резонансной (мёссбауэровской) спектроскопии;

возраст определялся только по глауконитам с ненарушенными кристаллическими решетками, что устанавливалось по доста точно стабильным и небольшим (0,39—0,41 мм/с) значениям квадрупольных расщеплений. Хорошая сохранность кристалли ческих решеток в данном случае полностью исключила возмож ность потерь радиогенного аргона), а следовательно, и иска жений радиологического возраста глауконитов. Привязка по род к конкретным ярусам верхнего мела и нижнего палеогена о к а з а л а с ь совершенно одинаковой по радиологическим и палино 131;

логическим данным. Полученные точки существенно уточнили положение границы мела и палеогена (67 млн. л е т ).


Микрозондовый анализ позволяет устанавливать зональ ность и субмикроскопическую альбитизацию в калиевых поле вых шпатах, зерна которых в обычных шлифах представлялись совершенно однородными. Только хорошо изученные в минера логическом и петрографическом отношении геологические объ екты могут подвергаться радиологическим исследованиям. Д а тировки, полученные по единичным пробам, сохранность радиогенного аргона в которых не обоснована минералого-петро графическими исследованиями, не могут быть использованы для каких бы то ни было геологических построений.

Главные ограничения в использовании калий-аргонового ме тода для определения возраста связаны с потерями радиоген ного аргона решетками калийсодержащих минералов вследст вие различных наложенных процессов, что особенно сказывается на породах докембрийского и раннепалеозойского возра ста. Что касается мезозойско-кайнозойских и средне-поздне палеозойских объектов, то калий-аргоновые датировки о т р а ж а ю т время их формирования достаточно достоверно. Имею щиеся датировки возраста мезозойско-кайнозойских вулкано генных пород [Геохронология С С С Р, т. 2, 1974] во многих слу чаях хорошо совпадают с данными по флоре.

Несомненным преимуществом калий-аргонового метода, не смотря на определенные ограничения, является его высокая производительность. Большое число калий-аргоновых датиро вок (десятки тысяч) позволило дать первую достаточно полную картину развития магматизма и рудообразования, охарактери зовать возраст различных магматических и метаморфических образований Карелии, Кольского полуострова, Русской плат формы, Урала, К а в к а з а, Крыма, Карпат, Средней Азии, Казах стана, Сибири, З а б а й к а л ь я, Северо-Востока и Д а л ь н е г о Во стока С С С Р. В каталогах геохронологических определений, при ложенных к «Геохронологии С С С Р » [1974], можно почерпнуть геохронологические данные практически по любому району на шей страны. В этой работе приведены схемы корреляции маг матических и метаморфических образований для отдельных ре гионов, схемы расчленения вулканогенных толщ.

Проведенное в более поздние годы обобщение многочислен ных калий-аргоновых датировок, полученных советскими и за рубежными исследователями, позволило дать принципиально новую информацию о характере, продолжительности и главных кульминациях магматизма Тихоокеанского обрамления [За грузина И. А., 1980].

Рубидий-стронциевый метод. Применяется для определения возраста пород и минералов, содержащих рубидий (амазонит, лепидолит, биотит, мусковит, микроклин). При датировании минералов навеска д о л ж н а составлять в среднем около 5 г. По 132;

грешность анализа составляет ± 3—5 % (неодинакова в раз ных л а б о р а т о р и я х ). Минералы выделяют из пород с учетом всех факторов, о которых говорилось выше при характеристике калий-аргонового метода.

В настоящее время наиболее широко используется изохрон ный вариант рубидий-стронциевого метода по породе в целом, преимущественно для кислых и средних магматических и мета морфических пород. Возраст осадочных пород этим методом не определяется.

Д л я изохронного датирования используют серию проб (не менее 5—7) горных пород. Исходная масса каждой пробы д о л ж н а быть около 2—5 кг (масса пробы породы тем больше, чем крупнее размер зерен минералов, ее с л а г а ю щ и х ). Д л я ана л и з а после измельчения отквартовывают навеску 20—30 г. Все пробы пород д о л ж н ы быть представительными для исследуе мого геологического объекта и одновозрастными по геологи ческим данным (из одной фазы, фации, горизонта, свиты, дайки, покрова). Кроме того, пробы д о л ж н ы быть различными по от ношению Rb/Sr. С этой целью все пробы предварительно ана лизируют рентгеноспектральным методом на содержание в них рубидия п стронция. Д л я датирования могут быть использо ваны лишь пробы, в которых отношение R b / S r 1,0 и вариации этих отношений в пределах всей серии достаточно ощутимы.

Аналитическая точность определения возраста зависит от раз ницы значений отношения Rb/Sr во всей серии проб, взятой для построения одной изохроны, и возрастает с ее увеличением.

Чем моложе порода, тем более высокое отношение Rb/Sr необ ходимо для установления ее возраста с приемлемой точностью.

Достоверность значений возраста, полученных изохронным ме тодом, контролируется линейным расположением точек, соот ветствующих отдельным пробам, на изохронном графике.

Н а д е ж н о с т ь датирования рубидий-стронциевым методом, к а к и калий-аргоновым, во многом зависит от того, оставалась ли система (геологический объект) закрытой относительно руби дия и стронция с момента ее образования. Поскольку миграци онная способность стронция значительно меньше, чем радиоген ного аргона, рубидий-стронциевый метод может быть успешно применен для датирования не только фанерозойских, но и до кембрийских горных пород.

Свинцовый метод. Применяется преимущественно для до кембрийских пород в двух вариантах. Свинцово-изотопным ме тодом анализируются радиоактивные и акцессорные минералы, с о д е р ж а щ и е уран и торий (уранинит, настуран, монацит, цир кон. ортит, колумбит и др.). Эти минералы выделяют из боль ших (50—100 кг) проб пород. Навеска минералов д о л ж н а быть не менее 0.5 г. погрешность анализа ± 5 %. К а ж д ы й минерал предварительно подвергают тщательному минералогическому изучению. Так, например, при использовании цирконов большое б о 1Щ/гочръ 206РЪ/20ЧРЪ Р и с. 4.39. У р а н - с в и н ц о в а я (а) и свинец-свинцовая (б) изохроны.

Тангенс угла наклона изохроны а.характеризует возраст исследуемой группы образцов по о д н о м у из и з о т о п н ы х о т н о ш е н и и в з а в и с и м о с т и от в ы б р а н н о й с и с т е м ы координат, а о т р е з о к, о т с е к а е м ы ;

! пзо.хроной па осп о р д и н а т, с о о т в е т с т в у е т с о о т н о ш е н и ю о т д е л ь н ы х изотопов в первичном обыкновенном свинце, захваченном о б р а з ц а м и.

влияние оказывают степень их метамиктности, зональность, од нородность зерен и т. п., вследствие чего особенно важно изу чить их предварительно на микрозонде.

Свинцово-изохронный метод используется т а к ж е при датиро вании породы в целом (различные метаморфические гнейсы и кристаллические сланцы, мраморы, известняки, железистые кварциты). Д л я построения изохроны (рис. 4.39) необходимо не менее 7—8 валовых проб массой от 3 до 8 кг (в зависи мости от возраста и содержания в породах урана и т о р и я ).

Пробы должны быть по возможности монолитными;

нельзя объединять в одну пробу образцы, взятые из разных штуфов.

Д л я анализа отквартовывают 300—500 г породы. Погрешность анализа ± 5 %. Предварительно породы изучают петрогра фически.

Возраст вычисляют по четырем изотопным отношениям:

РЬ,/ 235 и, 20s Pb/ 232 Th, 2t, Pb/ 200 Pb.

• • РЬ " I •, Совпадение их свидетельствует о достоверности результатов, а расхождение ( д и с к о р д а н т н о с т ь ) — о б искажении возраста вследствие нарушения уран-торий-свинцовой системы под влия нием более поздних наложенных процессов.

Возможность вычисления возраста одной и той же пробы одновременно по нескольким изотопным отношениям — главное преимущество свинцового метода по сравнению с другими ра диологическими методами. Такой контроль позволяет сразу ж е оценить надежность полученных результатов.

В ряде случаев свинцовым методом для одной и той ж е пробы по разным отношениям могут быть получены дискордант ные возрастные значения. Обычно последовательность возра стов такова:

Эти расхождения могут достигать 3 0 %. Наиболее достове рен и близок к истинному, как показали специальные методпче 134;

ские исследования, возраст, вычисленный по отношениям 207 РЬ /206 РЬ д л я докембрийских объектов, 2 0 6 РЬ/ 2 3 8 и и 208p b /232 Th для фанерозойских объектов (в первом случае для урановых минералов, а во втором — для ториевых).

Свинцовый метод наиболее надежен для датирования до кембрийских пород, претерпевших длительные и многократные наложенные преобразования. Именно этим методом по акцес сорным цирконам был определен возраст (3,4 млрд. лет) пла гиогней'сов Омолонского массива на Северо-Востоке С С С Р, что позволило сопоставить их с такими древнейшими образованиями Земли, как плагиогнейсы Амитсок в Гренландии и др.

Во В С Е Г Е И по акцессорным цирконам из метаморфических гнейсов Камчатского массива А. П. Чухониным впервые опре делен древний в о з р а с т — 1300 млн. лет. Ранее для этих пород у д а в а л о с ь получить лишь явно омоложенные значения воз раста: 100—150 млн. лет калий-аргоновым, методом и 487 млн.

лет рубидий-стронциевым.

Л. А. Н е й м а р к и А. Д. Искандерова [1980 г.] свинцово-изо хронным методом впервые д о к а з а л и архейский (более 3 млрд.

лет) возраст метаморфических пород Станового хребта, где ка лий-аргоновым и рубидий-стронциевым методами был установ лен возраст не древнее 2 млрд. лет. Эти ж е исследователи впер вые в мировой радиологической практике определили свинцово изохронным методом возраст железистых кварцитов (Чарское месторождение в зоне Б А М ), который оказался равным 2650 ± 50 млн. лет. Полученные данные позволили считать, что борсалинская серия Алдано-Становогощита имеет позднеархей ский возраст.

Радиоуглеродный метод. Используется для датирования по род позднего плейстоцена — голоцена. Массовое радиоуглерод ное датирование применимо для образцов возрастом от 1 до 50—60 тыс. лет. Образцы моложе 1 тыс. лет не анализируют из-за большой погрешности в определении. Максимальный воз р а с т — 70 тыс. лет — требует высокой технической сложности а н а л и з а и специального обогащения пробы радиоуглеродом, что крайне дорого.


Объекты для радиоуглеродного датирования многочисленны.

Это разнообразные углеродсодержашие материалы: древесный уголь, древесина, торф, гумус, кости, раковины моллюсков, сталактиты и т. п. Д л я анализа используют следующие навески, г:

древесный у г о л ь — 1 0 — 1 5 : древесина — 50—70;

торф — 100— 150;

раковины — 60—70. Эти навески следует рассматривать как ориентировочные, поскольку они неодинаковы в разных лабо раториях (колебания в пределах ± 1 0 0 % ). В зарубежных ла бораториях используют навески 10—30 г, а иногда и меньше.

Образцы для анализа необходимо отбирать как можно акку ратнее, чтобы избежать возможности их загрязнения. Их нельзя обрабатывать никакими химическими реактивами, нежелательны прикосновения рук к мелким о б р а з ц а м — отбор нужно про изводить совком или пинцетом. П р и у п а к о в к е образцы катего рически з а п р е щ а е т с я п о м е щ а т ь в вату, опилки, стружку, их не обходимо в к л а д ы в а т ь в двойные полиэтиленовые мешки.

Р а д и о у г л е р о д н ы й метод связан с измерением очень малых количеств естественного радиоуглерода Ы С, д л я чего исполь зуют гейгеровские, пропорциональные и сцинтилляционные счет чики. Н а и б о л е е часто применяют сцинтилляционный метод счета 14 С, при котором у г л е р о д пробы вводят в состав ж и д к о г о сцинтиллятора, г л а в н ы м образом бензола.

Активность р а д и о у г л е р о д а регистрируют на чувствительных низкофоновых счетных установках. И м п у л ь с ы от испускаемых при р а с п а д е 14 С электронов усиливаются, отбираются по энер гиям, соответствующим fi-спектру р а д и о у г л е р о д а, поступают в пересчетный прибор и регистрируются. Д л я снижения фона от внешнего излучения применяют з а щ и т у детектора из различ ных м а т е р и а л о в : чугуна, ртути, свинца, п а р а ф и н а, а т а к ж е ис пользуют схемы антисовпадений. П р и определении возраста по С к р о м е скорости счета исследуемого о б р а з ц а и з м е р я ю т ско рость счета фона и э т а л о н а в одинаковых условиях измерений.

В о з р а с т t—%\n(no/nt), где tit— скорость счета исследуемого об р а з ц а, вышедшего из обменного ц и к л а t лет н а з а д ;

по — ско рость счета о б р а з ц а из современного обменного фонда (эта л о н ) ;

т — средняя п р о д о л ж и т е л ь н о с т ь ж и з н и атома 14 С. По грешность определения 5 % • В о з р а с т будет определен правильно, если в ы п о л н я ю т с я сле д у ю щ и е условия: 1) концентрация 14 С одинакова во всех ча стях обменного р е з е р в у а р а ;

2) концентрация 14С б ы л а постоян ной в течение длительного времени (последние десятки тысяч л е т ) ;

3) период п о л у р а с п а д а ! 4 С определен достаточно точно;

4) в захороненном о б р а з ц е соотношение 1 4 С/( 1 2 С + 13 С) не из меняется иначе, к а к за счет естественного процесса р а с п а д а ра диоуглерода.

Р а д и о у г л е р о д н ы е д а т ы могут быть о м о л о ж е н ы или удрев нены вследствие р а з л и ч н ы х н а л о ж е н н ы х процессов: гниения, адсорбции у г л е р о д с о д е р ж а щ и х веществ из грунтовых вод (гу миновые к и с л о т ы ), обменов с углеродом о к р у ж а ю щ е й среды ( С 0 2 и Н С 0 3 из вод и в о з д у х а ). И с к а ж е н и я в о з р а с т а из-за всех этих причин необходимо избегать, о т б и р а я наиболее чистый, не подверженный з а г р я з н е н и ю м а т е р и а л.

Р а д и о у г л е р о д н ы м методом установлены абсолютный в о з р а с т всех эпох оледенения, в о з р а с т ф о р м и р о в а н и я речных т е р р а с и многих других объектов [Геохронология С С С Р, том 3, 1974].

Ю. В. Трофимовым измерен возраст о б н а р у ж е н н о г о на Тай мыре мамонта, о к а з а в ш и й с я р а в н ы м 12 тыс. лет.

Т. Н. Каплин и А. В. Л о ж к и н [1979 г.] д а т и р о в а л и радио углеродным методом основные этапы р а з в и т и я растительности на Северо-Востоке С С С Р. Д о к а з а н о заметное потепление кли мата около 12 тыс. лет назад, выразившееся в экспансии эле ментов лесной растительности в пределы приморских низмен ностей Якутии, ранее (13,7 тыс. лет н а з а д ) занятых тундрой.

Климатический оптимум приходится в голоцене на интервал от 9,3 до 7,8 тыс. лет. Активное проявление термокарста и форми рование аласных котловин, заполнявшихся в дальнейшем озер но-болотными осадками, приходятся на период от 9,2 до 3,1 тыс. лет.

Радиоуглеродный метод открыл широкие возможности для датирования верхнеплейстоценовых отложений, создал предпо сылки для корреляции разрозненных и разнофациальных раз резов. Он позволил разработать детальную схему развития по следнего оледенения. Близость датировок отложений послед него оледенения и межледниковых образований на территории Северной Евразии является, как показали Н. Н. Ковалюх, А. Т. Артюшко и др. [1979 г.], надежным доказательством кор реляционной ценности радиоуглеродного метода, что особенно отчетливо видно на примере континентальных отложений лед никовой и внеледниковой зон Украины.

Некоторые другие методы. Помимо вышеохарактеризован ных, наиболее широко принятых в практике современных гео хронологических исследований радиологических методов в по следнее время развиваются и некоторые другие. Поскольку в большинстве случаев в нижнедокембрийских породах вслед ствие их крайне сложной геологической истории и влияния раз личных наложенных процессов нередко оказываются нарушен ными как уран-торий-свинцовая, так и рубидий-стронциевая системы, развивается новый метод — самарий-неодимовый, си стема которого наиболее устойчива среди всех других. Система тические исследования этим методом осуществляются пока только в некоторых зарубежных лабораториях.

В С С С Р начаты исследования древнейших пород калий кальциевым методом. С. Н. Вороновским (Институт минерало гии, геохимии и кристаллохимии редких элементов — И М Г Р Э ) определен этим методом возраст гранитов, гнейсов и амфибо литов Кольского полуострова, оказавшийся равным 4,2 млрд.

лет (обнажения в районе Вороньей Тундры). В Институте гео химии и аналитической химии ( Г Е О Х И ) АН С С С Р под руко водством Ю. А. Шуколюкова ведутся работы по внедрению уран-ксенонового метода.

Принципиально новые возможности открывает перед иссле дователями применение в ядерной геохронологии нейтронно активационных методов, позволяющих датировать открытые геохронологические системы, т. е. породы, подверженные раз личным наложенным изменениям. Нейтронно-активационный вариант может быть использован для многих методов: калий аргонового. рубидий-стронциевого, калий-кальциевого, самарий пеодимового, уран-ксенонового, рений-осмиевого. Пока что 137;

в отечественной и зарубежной геохронологии изучаются прин ципы и возможности практического использования нейтронно активационных вариантов.

Д л я определения возраста новейших (верхнеплиоценовых — четвертичных) отложений помимо радиоуглеродного метода успешно используются метод треков — спонтанного деления ядер урана и метод неравновесного урана. Для более древних отложений эти методы пока не дают достоверных результатов.

4.5.2. Г Е О Х Р О Н О Л О Г И Ч Е С К А Я (ГЕОХРОНОМЕТРИЧЕСКАЯ) ШКАЛА Д л я отнесения геологических объектов по радиологическим данным к конкретному отрезку геологического времени исполь зуется.геохронологическая шкала — совокупность геохроноло гических эквивалентов общих стратиграфических подразделений в их таксономической подчиненности, в ы р а ж е н н а я в единицах астрономического времени (миллионы лет).

В основу геохронологической (геохронометрической) шкалы положены так называемые реперные (опорные) точки — по роды и минералы, имеющие строго определенное стратиграфи ческое положение, для которых надежно установлены значения радиологического возраста. Таких точек пока мало, так как ра диологические методы применимы для датирования лишь не которых типов осадочных пород, содержащих остатки фауны и флоры (это преимущественно глауконитсодержащие и вулка Таблица 4. НЕКОТОРЫЕ ВАРИАНТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКОЙ ШКАЛЫ ФАНЕРОЗОЯ П е р и о д, млн. л е т с ?

= в * о U н Автор, год 1 О а: X =t % р а.

5, О Е « & 4 d 5. С С с S 2 й о А. А. Холмс, 1959 25 70 135 180 225 270 350 440 400 Д. Л. Калп, 1960 25 135 181 230 425 280 345 405 Н. И. П о л е в а я, 1963 25 68 135 200 245 300 350 400 420 Г. Д. А ф а н а с ь е в и др., 25 67 137 195 240 285 350 410 440 Единая международ- 25 67 137 195 230 285 350 405 440 н а я геохронологическая ш к а л а, Р. А. Армстронг, 1974 64 140 208 242 284 360 409 436 500 — Л. В. Фирсов, 1975 25 65 135 186 230 275 345 390 425 Г. Д. А ф а н а с ь е в, 25 66 132 185 235 280 345 400 435 490 С. И. Зыков, Примечание. Приведенные здесь в а р и а н т ы д а л е к о не исчерпывают всего р а з н о о б р а з и я имеющихся к н а с т о я щ е м у времени геохронологичсских шкал.

138;

Таблица 4. Г Е О Х Р О Н О Л О Г И Ч Е С К Л Я ШКАЛА ( Р Е К О М Е Н Д У Е М Ы Й ВАРИАНТ) [АФАНАСЬЕВ Г. Д.. З Ы К О В С. И., 1975] Геохронологиче- Продолжи скии рубеж Эон Эра Период тельность, млн. лет* млн. лет Четвертичный Фаяерозой- Кайнозой- 0,7(1,8) ская Неогеновый 25 + ский Палеогеновый 66x 132 -- Мезозой-.Меловой 185 + ская Юрский 235+ Триасовый Палеозой- 280+ Пермский ская 345+ Каменноугольный 400+ Девонский 435+ Силурийский 490+ Ордовикский 570 + Кембрийский Венд Поздняя Протеро Рифей 1650 + зойский 2600+ Ранняя Архейский | * Ц и ф р ы относятся к нижней границе стратиграфического п о д р а з д е л е н и я.

ногенные породы). Существует несколько вариантов геохроно логических шкал, предложенных разными авторами (табл. 4.2).

Наибольшие расхождения в разных ш к а л а х отмечались для границ карбона и перми (270—300 млн. лет), девона и кар бона (320—370 млн. лет), кембрия и ордовика (480—515 млн.

лет), нижней границы кембрия (564—600 млн. лет). Д о сих пор е д и н а я международная геохронометрическая ш к а л а еще не ут верждена, хотя проект ее существует с 1966 г. В С С С Р наибо лее часто применяется шкала Г. Д. Афанасьева — С. И. Зы кова [1975] в новых константах (табл. 4.3).

4.6. П А Л Е О М А Г Н И Т Н Ы Й М Е Т О Д В 1953—1958 гг. был открыт и качал р а з р а б а т ы в а т ь с я но вый, палеомагнитный, метод стратиграфических исследований [Храмов А. Н., 1958]. Развитие этого метода явилось одной из важнейших частей процесса становления новой отрасли геофи з и к и — палеомагнитологии [Храмов А. Н., Шолгю Л. Е., 1967].

139;

Палеомагнитология изучает явления палеомагнетизма, т. е.

магнитное поле Земли геологического прошлого, закрепленное в своеобразных отпечатках этого поля — векторах естественной остаточной намагниченности /„ горных пород. Исследуются распределение в пространстве и изменение во времени геомаг нитного поля в геологическом прошлом, закономерности закреп ления этого поля в горных породах и последующая история его отпечатков. Все эти явления находят приложение в изучении строения Земли, ее эволюции, а т а к ж е в решении вопросов гео логической практики [Палеомагнитология, 1982]. Перспективы метода в решении различных геологических задач зависят прежде всего от разработки палеомагнитной — стратиграфи ческой и хронологической — шкалы, основанной на истории гео магнитного поля. Подобно тому как окаменелости и отпечатки организмов, живших в геологическом прошлом, позволяют изу чать историю развития органического мира, синхронизировать содержащие их пласты и определять возраст этих пластов, «окаменелый геомагнетизм» — намагниченность J n горных по род — позволяет изучать историю магнитного поля Земли, син хронизировать содержащие отпечатки этого поля породы и определять их возраст. И подобно тому как окаменелость или отпечаток организма не есть сам организм, направление вектора в общем случае еще не есть направление вектора геомагнитного поля в эпоху и в месте образования породы, а модули этих век торов связаны соотношениями, зависящими от многих факторов.

Естественная остаточная намагниченность горной породы в общем случае включает ряд составляющих, возникших в раз ные моменты геологического бытия породы и в разной степени разрушенных к настоящему моменту. Намагниченность горной породы, как и любого ферромагнетика, зависит не только от ее свойств и значения приложенного магнитного поля, но т а к ж е и от целого ряда факторов, таких как время, температура, меха нические напряжения, химические изменения [Белоконь В. И., Кочегура В. В., Шолпо Л. Е., 1973;

Палеомагнитология, 1982].

Эти факторы сами по себе способны лишь р а з р у ш а т ь имею щуюся остаточную намагниченность, однако в присутствии маг нитного поля любой из них способствует образованию намагни ченности. В зависимости от того, какой из перечисленных фак торов оказывает влияние, возникает намагниченность особого вида.

Среди перечисленных факторов общим для всех горных по род является время. Поэтому всеобщее распространение имеет процесс намагничивания, обусловленный магнитной вязкостью.

Остаточная намагниченность, возникающая после длительной выдержки пород в магнитном поле, называется вязкой остаточ ной намагниченностью 1 С.

Все ферромагнетики, будучи нагретыми выше температуры Кюри, теряют свои ферромагнитные свойства. Если затем охла 140;

дить такое вещество до комнатной температуры, то оно приоб ретет остаточную намагниченность, направление которой совпа дает с направлением внешнего магнитного поля. Эта намагни ченность называется термоостаточной Jrt, ее приобретают все магматические породы в процессе остывания. Высокие значе ния, синхронность породе и стабильность к внешним воздей ствиям делают величину J r t важным носителем палеомагнитной информации.

Опыты показывают, что термоостаточная намагниченность возникает при охлаждении образца не только от температуры Кюри Тс до комнатной, но и в любом другом температурном интервале ниже Тс. Т а к а я намагниченность называется парци альной термоостаточной и обозначается I r p l.

К а к во время формирования, так и в дальнейшем в горной породе образуются и преобразуются ферромагнитные минералы.

Если это происходит при температуре ниже точки Кюри возни кающего минерала, то в процессе роста его зерен появляется химическая остаточная намагниченность /, с. К а к химическая, так и парциальная термоостаточная намагниченность — харак терные виды намагниченности метаморфических пород.

При образовании осадочных пород на магнитные частицы в процессе осаждения оказывает ориентирующее действие гео магнитное поле;

частицы стремятся расположиться таким образом, чтобы их векторы намагниченности оказались направ ленными по полю. При обезвоживании осадка полученная ори ентация частиц закрепляется, и осадок приобретает ориента ционную остаточную намагниченность Jro• Другие виды намаг ниченности, хотя и могут присутствовать в горных породах, играют меньшую роль в палеомагнетизме.

Н а д е ж н у ю информацию о древнем геомагнитном поле несет только та компонента / „, возраст которой совпадает с возра стом породы,— первичная намагниченность f n. По происхо ждению она может быть термоостаточной, химической и ориен тационной. Поэтому главная задача любого палеомагнитного исследования — выделить первичную намагниченность (опреде лить направление и модуль вектора /,?). Решение этой задачи ведется геометрическими, статистическими и магнитными спосо бами. Наиболее широко применяется так называемая магнит ная чистка, т. е. частичное размагничивание образцов перемен ным магнитным полем, нагревом, химическими реагентами или длительной выдержкой в немагнитном пространстве. Эффектив ность магнитной чистки основана на том, что намагниченности разного вида, а т а к ж е их компоненты, связанные с различными магнитными минералами, обладают разной устойчивостью по отношению к тому или иному размагничивающему воздействию.

При этом, как правило, компоненты первичной намагниченности оказываются наиболее стабильными, что облегчает их выделение.

141;

4.6.1. П Р Е Д П О С Ы Л К И И С П О Л Ь З О В А Н И Я П А Л Е О М А Г Н И Т Н О Г О МЕТОДА В СТРАТИГРАФИИ При интерпретации полученных указанным выше способом палеомагнитных данных, которые представляют собой совокуп ность векторов / „, «очищенных» от нестабильных компонент, в качестве исходной принимают модель, базирующуюся на фун даментальных положениях, которые называют основными ги потезами палеомагнетизма;

этих гипотез три [Палеомагнитоло гия, 1982].

1. Горные породы при своем образовании намагничиваются по направлению геомагнитного поля времени и места их обра зования (гипотеза фиксации).

2. Приобретенная первичная намагниченность сохраняется (хотя бы частично) в породе в геологическом масштабе времени и может быть выделена (гипотеза сохранения).

3. Геомагнитное поле, осредненное за любые промежутки времени порядка 1 млн. лет (кроме эпох его резких пере строек),— палеомагнитное поле — является полем диполя, по мещенного в центр Земли и ориентированного по ее оси враще ния (гипотеза центрального осевого диполя).

Палеомагнитные работы в настоящее время ведутся на всех континентах и акваториях океанов и охватывают громадный ин тервал геологического времени — от начала протерозоя до со временной эпохи. Установлено, что направления палеомагнит ного поля (палеомагнитные направления) являются функцией географического положения и возраста исследованных горных пород. Распределение палеомагнитных направлений для одно возрастных пород в пределах стабильных в тектоническом отно шении блоков литосферы соответствует полю центрального ди поля с определенными для данного возраста координатами па леомагнитных полюсов (табл. 4.4) и определенной — прямой (совпадающей с современной) или обратной — полярностью геомагнитного поля. Оказалось, что в течение геологической истории геомагнитное поле претерпело множество инверсий (обращений полярности), а изменение координат полюсов яв ляется отражением движения литосферных плит относительно оси вращения Земли. При этом для каждой плиты могут быть построены свои траектории кажущегося движения полюса, ко торые могут быть совмещены лишь в р а м к а х глобальных моби листских реконструкций.

Многократные инверсии геомагнитного поля привели к тому, что разрезы осадочных и вулканогенных толщ оказались рас члененными на чередующиеся зоны прямой (А^-зоны) и обрат ной (/?-зоны) намагниченности.

Глобальность обоих я в л е н и й — д р е й ф а континентов и гео магнитных инверсий — служит предпосылкой применения палео магнитного метода в стратиграфии, т. е. магиитостратиграфи 142;

Таблица 4. ОПОРНЫЕ ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ВОЗРАСТА П О Р О Д s.* = С р е д н и е координаты " S- полюса Период, Платформа эпоха J о. v;

с ~ Долгота А Широта Ф u. У Ма (восточная) (северная) гI N 28 3° 125° 87° Восточно-Европейская Qu-Q.v и Сибирская 47 4 MR N—Qj N 168 К—Р N Т 2 —J Восточно-Европейская 154 51 R т, NR 34 45 Р 40 168 50 R С3-Р, NR 32 161 Ь с 28 16 R D2—D, NR 54 137 Т2-Т Сибирская NR 51 148 т, 45 12 140 R Р 30 4 R NR 20 D 15 3 R D, о N 10 s, 6 N —21 NR —24 о NR —39 6 з-О, г г -44 156 7 R С С —33 V R NR —29 r,-r V 8 R Восточно-Европейская 12 N 232 Ri ческих исследований. Основой этих исследований служат палео магнитные шкалы, например последовательности координат палеомагнитных полюсов (табл. 4.4) или ш к а л ы геомагнитных инверсий, привязанные к общей стратиграфической ш к а л е или изотопным датировкам.

143;

4.6.2. Т И П Ы Ш К А Л Г Е О М А Г Н И Т Н О Й ПОЛЯРНОСТИ И ИХ С Т Р О Е Н И Е Геомагнитные инверсии — это наиболее яркое явление палео магнетизма, глобальный характер которого достаточно очеви ден, поэтом}" из всех палеомагнитных шкал наибольшее разви тие и применение получили шкалы геомагнитной полярности.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.