геохронологические методы исследований

МИНИСТЕРСТВО ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ
УДК 551.7(075.8)
БЕЛОРУССКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ
УНИВЕРСИТЕТ
ББК 26.3я73
В54
Рецензенты:
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ
доктор географических наук, профессор В.Н. Губин (кафедра динамической геологии географического факультета Белорусского государственного университета)
доктор геолого-минералогических наук А.Ф. Санько (лаборатория геологии антропогена Института геологических наук НАН Беларуси)
Я. К. ЕЛОВИЧЕВА
ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Учебно-методическое пособие для студентов
по специальностям
G 31. 02. 01 «География», I 51.01.01 «Геология»
Минск — 2003
Печатается по решению
Ученого совета географического факультета
Белорусского государственного университета
ЕЛОВИЧЕВА Я.К.
В54
ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ /Я. К.
ЕЛОВИЧЕВА. — Мн.: БГУ, 2003. — 79 с.
ISBN 985-445-354-0
В учебно-методическом пособии рассмотрены геохронологические методы исследований, используемые для изучения геологической истории
развития Земли, стратиграфии горных пород и палеогеографии природной
среды, приведены важнейшие стратиграфические шкалы докембрия и фанерозоя. Предназначено для студентов вузов геолого-географических специальностей при изучении дисциплин «Общая геология», «Палеонтология», «Палеогеография», а также спецкурсов.
ISBN 985-445-354-0
2003
УДК 551.7(075.8)
ББК 26.3я73
© Еловичева Я.К.
© БГУ. 2003
ВВЕДЕНИЕ.
ПОНЯТИЕ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ
ГЕОХРОНОЛОГИИ
В учебном процессе факультетов геологического и географического
профиля высших учебных заведений Беларуси широко освещается одна
из важнейших проблем геологии – рассмотрение геохронологических
методов изучения горных пород и возможности определения по ним возраста различных геологических тел. Время является ключевым вопросом
во всех палеогеографических реконструкциях, как локальных и региональных, так и планетарных. Поскольку и до сих пор в распоряжении исследователей нет пока безошибочных методов датирования различных
объектов и каждый из методов имеет свои погрешности, то в определении
геологического времени всегда имеются элементы субъективности.
Именно поэтому любая временнáя модель должна проверяться несколькими методами датирования, включая данные относительной и абсолютной геохронологии. Элементы субъективности постоянны в обобщающей
научной и в учебной литературе, в особенности прежних лет изданий. В
данном учебном пособии предпринята попытка изложить результаты последних научных достижений по методам исследований для удовлетворения потребностей не только специалистов-геологов, но и обучающейся
молодежи естественнонаучных специальностей.
Выполненное широкое и достаточное детальное обобщение на основе
современных представлений о геохронологических методах исследований
необходимо студентам естественнонаучных специальностей для освоения
способов определения возраста горных пород и их хронологической последовательности. Работа состоит из четырех разделов, в которых даны
понятие и определение геохронологии, характеристика методов абсолютной и относительной геохронологии, приведены стратиграфические и
геохронологические шкалы, а также информация об особенностях палеогеографических реконструкций.
Геохронология (от гео... и хронология) – геологическое летосчисление, наука о возрасте (времени возникновения) Земли как планеты солнечной системы (Протоземли), возрасте и хронологической последовательности формирования горных пород, слагающих земную кору Земли.
2
Свидетелями первых этапов существования Земли являются метеориты,
осколки космических тел, которые, вероятно, образовались одновременно
с нашей и другими планетами Солнечной системы. Различают абсолютную
и относительную геохронологию (табл. 1).
Абсолютная (радиометрическая, радиологическая, ядерная, изотопная) геохронология устанавливает так называемый абсолютный (истинный) возраст горных пород со времени их образования, т. е. возраст, выраженный количественно, в единицах времени, обычно в годах (чаще всего в
миллионах лет). Вместе с тем следует иметь в виду, что практически все
известные в настоящее время изотопно-геохимические и физические методы определения абсолютного возраста имеют и определенные ограничения
ввиду существующих погрешностей. Поэтому полученные результаты далеко не всегда бывают точными (т.е. «абсолютными») и при оценке датировок более целесообразнее подразумевать не абсолютный, а физический
возраст объектов и геологических событий.
Относительная (сравнительная) геохронология заключается в определении относительного возраста горных пород, который позволяет определять последовательность формирования (накопления) геологических тел,
дает представление о том, какие отложения в земной коре являются более
молодыми и какие более древними и к какому временному интервалу относятся изучаемые отложения, геологические процессы, изменения климата, находки флоры и фауны, памятники культуры без оценки длительности
времени, протекшего с момента их образования.
2
Таблица 1
Сруктура разлиных методов изучения Земли
3
3
1
.
АБСОЛЮТНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Первые попытки установления абсолютного возраста горных пород,
накопившихся за всю историю Земли, относятся к XVIII в. Ученые
Э. Галлей и Д. Муррей в этих целях на основе подсчета мощности и скорости осадконакопления пород. Так, Э. Галлей предположил, что воды
Мирового океана первоначально были пресными и современная их соленость (около 35 ‰) является результатом выноса солей реками. Вычислив
ежегодный принос солей в океан и суммарное их количество в морской
воде, представилось возможным определить срок осолонения океана —
90–350 млн лет. Однако в таких подсчетах допускался ряд условностей,
поскольку не была известна первоначальная соленость воды Мирового
океана, не учитывались сложные физико-химические процессы при соленакоплении. По мнению Д. Муррея, реками ежегодно выносится 16 км3
твердого вещества, что соответствует накоплению на дне Мирового океана 0,11 мм осадков. Если принять суммарную мощность всех осадочных
пород за 150 км, то время их формирования составит не менее 150 млн
лет (Гурский Б., Гурский Г., 1985).
С той же целью шведский ученый де Геер разработал методику определения абсолютной хронологии по ленточным глинам, накопившихся в
приледниковых водоемах, с характерной тонкой чередующейся слоистостью из светлых, песчано-алевритовых (летних) и темных глинистых
(зимних) слоев. Оба слоя образуют ленту, которая формируется на протяжении одного года. Средняя мощность годовой пары ленточных слоев
составляет около 1 мм, увеличиваясь на более близких к леднику участках
озер и снижаясь на более удаленных от него. Подсчет числа годовых слоев (варв) в ленточных глинах дает представление о геохронологии ледникового и послеледникового времени (варвометрический метод). Геохронология по ленточным глинам охватывает небольшие отрезки времени
и распространяется на незначительные площади. В России подобные исследования проводились К. К. Марковым.
4
Уже в начале ХХ в. П. Кюри во Франции и Э. Резерфорд в Великобритании предложили для определения абсолютного возраста горных пород и
минералов использовать процесс радиоактивного распада химических элементов, происходящий самопроизвольно и с постоянной скоростью в истории Земли. Это делает радиогеологические методы универсальными. Радиоактивные элементы присутствуют во всех доступных оболочках Земли —
атмосфере, литосфере, биосфере. В результате радиоактивного распада появляются атомы устойчивых, стабильных изотопов, количество которых
увеличивается пропорционально возрасту минерала. Поскольку разные элементы распадаются с различной скоростью и очень медленно (на протяжении миллиардов лет), то преимущественно долгоживущие элементы (уран,
торий, калий и другие) обычно и используются для определения возраста
горных пород и минералов. Так, любое количество урана-236 распадается
наполовину за 4,51·109 лет, тория-232 за 1,41·1010 лет (БСЭ, 1971). Уран и
торий обнаружены даже в лунных породах, где их содержание примерно
равное, как и в базальтах земной коры (Гурский Б., Гурский Г., 1985).
В 1907 г. Б. Болтвуд в Канаде по инициативе Э. Резерфорда определил
возраст ряда радиоактивных минералов по накоплению в них свинца. В
России инициатором радиологических исследований был В. И. Вернадский, а его последователями — В. Г. Хлопин, И. Е. Старик, Э. К. Герлинг.
В 1937 г. была создана Комиссия по определению абсолютного возраста
геологических формаций.
Радиологическая (изотопная) хронометрия имеет большое значение
для установления возраста магматических и метаморфических пород, к
которым не применимы обычные стратиграфические методы, а также отдельных минералов, из которых они состоят; она используется и в стратиграфии осадочных отложений, для которых применение биостратиграфического метода весьма ограничено по причине почти полного отсутствия
органических остатков или весьма редких объектов их находок. Объектами радиоуглеродных исследований служат органические остатки (при использовании радиоуглеродного метода), археологические объекты. Основой методики исследования является серийный отбор проб по всему разрезу, наряду со тщательностью оформления геологической документации
опробованных отложений и достоверностью интерпретации геологической
ситуации опробованного объекта.
К недостаткам широкого использования радиологических методов относятся также сложность опробования пород, недостаточная степень сохранности в породе анализируемых элементов (Ar, Sr и т. п.), погрешности в результатах, слабое развитие аналитической базы из-за трудоемкости
работ и их дороговизны. Пробы, удовлетворяющие чистоте информации,
4
крайне редки. Однако прогресс в развитии радиологической хронометрии
очевиден, поскольку уже проводится увязка подразделений общей стратиграфической шкалы с радиологической.
Методика измерения абсолютного возраста. Радиологические методы основаны на использовании радиоактивного распада химических
элементов при условии, что скорость распада за все время существования
Земли оставалась постоянной и специфичной для каждого элемента.
Накопление продуктов радиоактивного распада в течение времени, положенное в основу определений абсолютного возраста, выражается формулой: D=Р (еλt — 1), где D — число атомов нерадиоактивного вещества,
возникших за время t; P — число атомов радиоактивного элемента в
настоящий момент; е — основание натуральных логарифмов; λ — константа распада, которая показывает, какая часть атомов радиоактивного
элемента распадается за единицу времени (год, сутки, минуты и т. д.) по
отношению к первоначальному количеству. Иногда скорость распада выражают периодом полураспада (Т) — временем, в течение которого любое количество вещества распадается наполовину. Отношение D/P является функцией возраста (t) минерала. Так: D/P = еλt — 1. Отсюда возраст
образца минерала (t) может быть вычислен по формуле: t = 1/λ·ln(D/P +
1).
Истинный возраст может быть определен в том случае, если отношение D/Р изменяется только от радиоактивного распада, т. е. минерал
представляет собой замкнутую систему, исключающую возможность
дифференцированных потерь или обогащения. Различные наложенные
процессы (прогрев, катаклаз, диафторез и т. п.) обычно приводят к искажению возрастных значений. Так, например, утечка радиогенного аргона
из кристаллических решеток минералов под влиянием более поздних геологических процессов является причиной получения искаженных («омоложенных») радиологических датировок, а приток его (избыточный аргон) — более «удревненных».
Для определения возраста используют следующие основные типы радиоактивного распада:
235
U
U
232
Th



40

238
K+e
206
PB
PB
208
Pb
40
Ar
207
+
+
+
84He
74He
64He
+
β
+
+
β
β
40
87
Rb
187
Re
5


Ca
87
Sr
187
Os
Эти типы распада и положены в основу наиболее широко распространенных в практике геологических исследований радиологических методов.
В зависимости от свойств химических элементов и конечных продуктов их
распада выделяют следующие методы ядерной геохронологии:
Урановый. Основан на изучении содержания радиоактивного урана в
гранитном слое и осадочных породах. Например, период полураспада U238
равен 0,45·1010 лет, а U235 — 7·13·108 лет (Гурский, Корулин, 1982). В ходе
геологической истории содержание урана уменьшилось за счет радиоактивного распада; с этим процессом связано накопление в земной коре Pb,
He. Так, в породе, первоначально содержащей 1 кг урана, через 4 млрд лет
накапливается 400 г свинца и 60 г гелия, а урана остается только 0,5 кг. По
соотношению U234/U238 (один из неравновесных уран-урановый метод)
возможно датирование морских осадков возрастом до 1,5 млн лет. Здесь
период полураспада U234 равен 248 тыс. лет. Радиоактивный распад урана
играет важную роль в энергетике земной коры, являясь существенным источником глубинного тепла.
Свинцовый (уран-торий-свинцовый). Основан на исследованиях радиогенного свинца в минералах (уранините, монаците, цирконе, ортите,
настуране, монаците, колумбите), содержащих более 1 % урана или тория,
образовавшегося в результате процесса распада атомов урана-238 и урана235 и тория-232 на радиогенный газ 4He и изотопы свинца. По отношению
изотопов 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb определяют, например, возраст
галенитов. Используется для определения возраста пород, образовавшихся
30–40 млн лет назад и более. Погрешность анализа составляет ± 5 %.
L-свинцовый метод применяется для определения возраста цирконов по
отношению общего свинца в металле к его суммарной L-активности.
Этот метод является наиболее достоверным, поскольку решение задачи о возрасте урано-ториевого минерала достигается по трем независимым
изотопным уравнениям:
Pb/238U= (eλ1t-1),
Pb/235U= (eλ2t-1),
208
Pb/232Th= (eλ3t-1),
206
207
(1)
(2)
(3)
где Рb, U и Тh обозначают содержание в минералах изотопов свинца, урана
и тория; λ1, λ2 и λ3 — константы распада изотопов 238U, 235U, 232Th.
Если разделить уравнение (1) на (2), то получится уравнение:
Pb/206Pb=(eλ2t-1)/(eλ1t-1) · 235U/238U
207
(4),
которое дает наиболее близкие к истинным значения возраста, что связано
с малой его зависимостью от возможных потерь урана и свинца минералом
5
на протяжении его геологической жизни. Оно позволяет вычислить возраст только по одному измеренному отношению 207Pb/206Pb, поскольку в
настоящее время отношение 235U/238U равно 137,7 и практически во всех
минералах и горных породах одинаково. Совпадение значений возраста,
полученных по всем четырем уравнениям, свидетельствует о хорошей
сохранности исследованного минерала, правильности проведенных анализов и достоверности вычисленного абсолютного возраста. Измерение
изотопного состава свинца производится на масс-спектрометре. Возраст,
вычисленный отношением 207Pb/206Pb достоверен для докембрийских объектов (урановых минералов), а отношением 206Pb/238U и 208Pb/232Th — для
фанерозойских (для ториевых минералов).
Однако чаще различные уравнения дают разные значения возраста
одного и того же минерала. В этом случае для установления истины прибегают к построению диаграммы в координатах: 206Pb/238U : 207Pb/235U
(рис. 1). На нее наносят кривую ОА (конкордия), вычисленную теоретиче-
Рис. 1. Вычисление на диаграмме истинного
возраста минералов.
ски для разных возрастов, и прямую ОB (изохрона), на которую ложатся
результаты измерений для нескольких исследованных одновозрастных
минералов. Истинным возрастом считается значение на пересечении кривой ОА с прямой 0В.
Поскольку все радиоактивные минералы содержат наряду с радиогенным свинцом и примесь свинца нерадиоактивного (стабильного), то
6
при вычислении возраста приходится вносить поправку. Для избежания
этого был предложен метод определения возраста, основанный на измерении изотопного состава свинца в нескольких минералах одной и той же
породы с целью построения по полученным результатам изохроны. Диаграмма строится в координатах 207Pb/204Pb; 206Pb/204Pb. Данные изотопного
состава свинца минералов, если они одновозрастны, ложатся на одну прямую — изохрону. Тангенс угла наклона этой прямой к оси абсцисс является отношением 207Pb/206Pb, по которому согласно формуле и определяется
возраст породы.
Если известен изотопный состав свинца, то может быть вычислен также возраст обычных свинцовых минералов. Обычный свинец состоит из
смеси четырех изотопов 204Рb, 206Рb, 207Рb, 208Рb, из которых 204Рb не связан
с радиоактивным распадом и его содержание условно принимается за единицу. Остальные изотопы порождаются и постепенно накапливаются в
результате радиоактивного распада урана и тория, причем темп прироста
того или иного изотопа определяется соответствующей константой распада. Поэтому свинец разных эпох имеет различный изотопный состав: свинец более древних эпох содержит пониженное количество изотопов с массами 206, 207, 208, а в свинце более молодых эпох количество их увеличено относительно 204Рb. Возраст, вычисленный по изотопному составу рудного свинца, принято называть м о д е л ь н ы м возрастом, поскольку он
справедлив лишь для такой модели (системы), в которой отношение
Рb:U:Тh изменяется во времени только вследствие радиоактивного распада. В действительности имеют место как совпадения модельного возраста с
истинным для ряда месторождений, так и существенные расхождения, которые становятся более частыми в молодых геологических формациях.
Аргоновый (аргон-калиевый, калий-аргоновый). Базируется на
распаде радиоактивного изотопа калий-40, преобразовании его в аргон и
накоплении последнего в калиевых минералах. Вычисление возраста проводится по соотношению 40Ar/40K — чем оно больше, тем старше порода.
Будучи более доступным благодаря легкости получения необходимого
материала (калиевые минералы), относительно простой его обработке и
высокой производительности, данный метод пользуется большой популярностью. Отрицательной чертой его является отсутствие внутреннего контроля (одно уравнение). Применяется при определении возраста магматических (полевые шпаты, слюды: биотит, мусковит и лепидолит), метаморфических и осадочных (глауконит) пород по минералам, которые содержат
калий-40. Как показали многочисленные экспериментальные исследования, калиевые минералы сравнительно легко теряют радиогенный аргон. В
меньшей степени это относится к слюдам и в значительно большей степе6
ни к полевым шпатам, что делает их менее пригодными для определения
возраста. Поэтому радиологический возраст считается более надежным
при совпадении датировок, полученным по таким парам минералов, как
биотит — калиевый полевой шпат, биотит — амфибол, амфибол — пироксен, амфибол — плагиоклаз. Кроме того, возможно датирование гранитов, предварительно выделяя при этом прослои слюды, которые и датируются. Попытки датирования гранитов целиком приводят обычно к
омоложению возраста на 20–30% из-за присутствия в них значительного
количества кварца, который плохо удерживает аргон в своей структуре.
При невозможности датирования по разным минералам (аляскитовые
граниты, амфиболиты и другие мономинеральные породы) необходимо
подтвердить датировки, полученные калий-аргоновым методом, другими
радиологическими методами. Затруднено датирование этим методом океанических базальтов вследствие низкого содержания в них калия, сравнительно невысоких значений возраста (следовательно, и низких концентраций аргона-40), задержки в структуре базальтов начального радиогенного аргона (образовавашегося еще до кристаллизации базальта) в условиях высоких давлений на океаническом дне, а также процессов выветривания и гидротермальной переработки этих отложений. Тем не менее в
океанических условиях вполне пригоден для датирования калийаргоновым методом терригенный осадочный материал (с возрастом тех
изверженных пород, в процессе выветривания которых они образовались).
Важной положительной чертой аргонового метода является возможность применения его для наиболее точного определения возраста осадочных отложений по минералу глаукониту. Опыт определения возраста
неизмененных глауконитов как молодого (мезо-кайнозойского), так и
древнего возраста показал, что глауконит хорошо удерживает аргон и
калий вне зависимости от времени. Несмотря на свою сравнительно малую устойчивость, минерал этот удобен тем, что даже при небольших
изменениях, ставящих под сомнение пригодность данного образца, он
сразу же обнаруживает изменение окраски и химического состава. Для
определения возраста также могут быть использованы роговая обманка,
пироксены, сильвин и карналит. Период полураспада калия-40 составляет
1,3 млн лет, что является идеальным при определении возраста отложений в интервалах геологического времени от 100 тыс. лет до нескольких
млрд лет. Погрешность определения возраста составляет ± 4 %. Учитывая
все это, данный метод в настоящее время является основным радиологическим методом преимущественно для отложений фанерозоя, а для докембрия лишь в качестве рекогносцировочного.
7
Гелиевый. Основан на определении содержания гелия в радиоактивных минералах. На Земле изотоп гелия 4He постоянно продуцируется 29
радиоактивными изотопами (преимущественно при распаде урана, тория).
Около половины всего гелия сосредоточено в гранитной оболочке земной
коры, аккумулировавшей основные запасы радиоактивных элементов.
Максимальные концентрации гелия (10—13 %) выявлены в свободных
газовых скоплениях и газах урановых рудников и (до 25 %) в газах, спонтанно выделяющихся из подземных вод. Чем древнее возраст газоносных
осадочных пород и чем выше в них содержание радиоактивных элементов,
тем больше гелия в составе природных газов. Вулканическим газам обычно свойственно низкое содержание гелия.
Кальциевый. В его основе лежит изучение изотопов кальция в отложениях и скелетах организмов. Природный элемент кальция представляет
шесть стабильных изотопов: 40Са, 42Са, 43Са, 44Са, 46Са, 48Са, из которых
наиболее распространен 40Са (97 %).
Стронциевый (стронциево-рубидиевый). Основан на радиоактивном
распаде 87Rb и превращении его в 87Sr, в СНГ не приобрел пока большого
распространения. Причина заключается в том, что в породах с высоким
общим содержанием рубидия последний может быть привнесен в минералы значительно позже времени их образования, в результате чего при
определении возраста этих минералов возможны сильные искажения в
сторону «омоложения»; наоборот, в районах с интенсивным щелочным
метасоматозом рубидий легко выносится из минералов и тогда значение
возраста по 87Sr/87Rb становится сильно преувеличенным. Обычно при измерении возраста по 87Sr/87Rb из гранита выделяют составляющие его минералы и в каждом из них определяют 87Sr/86Sr и 87Rb/86Sr. На диаграмме в
координатах 87Sr/86Sr:87Rb/86Sr данные анализов отдельных минералов гранита располагаются на одной прямой — изохроне, вытянутой вправо
вверх. Тангенс угла наклона изохроны с осью абсцисс представляет собой
величину 87Sr/87Rb, определяющую возраст данной породы.
Осмиевый (осмий-иридиевый). Осмий — наиболее активный парамагнитный элемент из группы редких платиновых металлов (рутений, родий, палладий, осмий, иридий, платина) и наиболее распространенный из
них в природе. Повышенное содержание платиновых металлов приурочено
к ультраосновным и основным изверженным породам магматического
происхождения. Находятся они в составе платиновых руд. Осмирид и осмистый иридий — два иридиевых минерала, иридистый осмий и самородный осмий (осмит) — два осмиевых минерала, в совокупности слагающие
группу минералов, являющихся природными растворами осмия и иридия.
На поверхности они выявлены в виде россыпей. Платиновые металлы
7
накапливаются в организмах (водоросли морские и пресноводные, ракообразные, моллюски, рыбы, головастики лягушек, корни наземных растений в почве, у наземных млекопитающих откладываются в почках, печени, мышцах, скелете) и представлены главным образом рутением. Метод
используется при изучении остатков животных и растительных организмов различного возраста.
Рубидий-стронциевый. Основан на радиоактивном распаде рубидия87 и преобразовании его путем бета-распада в стронций-87. Применяется
при определении возраста пород (преимущественно докембрийских, а
также фанерозойских) и минералов, содержащих рубидий (амазонит, лепидолит, биотит, мусковит, микроклин), поскольку период полураспада
рубидия-87 составляет 4,8·1010 лет (БСЭ, 1975). Рубидий встречается в
виде примесей в калиевых минералах. Для анализа могут использоваться
также слюды и другие силикаты, содержащиеся в горных породах, археологических находках и костных остатках. Возраст осадочных пород этим
методом не определяется. Погрешность анализа составляет ±3–5 %.
Радиоуглеродный (изотопно–углеродный). Метод основан на том,
что в атмосфере Земли под воздействием космических лучей за счет азота
идёт ядерная реакция 14N+n=14C+P; вместе с тем 14С радиоактивен и имеет
период полураспада 5730±40 лет. В атмосфере установилось равновесие
между синтезом и распадом этого изотопа, вследствие чего содержание
14
С в воздухе постоянно. Растения и животные при их жизни усваивают
углерод и все время обмениваются им с атмосферой, поэтому и концентрация в живых организмах 14С поддерживается на постоянном уровне; в
мертвых организмах обмен с атмосферой прекращается и концентрация в
них 14С начинает падать по закону радиоактивного распада. Измеряя содержание 14С с помощью высокочувствительной радиометрической аппаратуры, можно установить возраст органических остатков. По отношению
изотопов 14С/12С определяется возраст породы, где захоронены органические остатки (кости, шкуры животных, древесные угли, растения, древесина, торф, гумус, раковины моллюсков). Изучение изотопных отношений углерода 12С, 13С, 14С в осадочных карбонатных породах, карбонатитах и органогенных образованиях позволяет решать вопросы о происхождении нефти, газа, алмазов, углеводородных соединений в магматических
породах, графита в древних метаморфических толщах. Метод широко
используется при определении возраста верхнеплейстоценовых (поозерских или вюмских) ледниковых и голоценовых межледниковых отложений, формирования речных террас и других объектов, время образования
которых не менее 1 тыс. лет и не превышает 60 тыс. лет, а также в археологии при установлении возраста следов древних культур человека. Об8
разцы моложе 1 тыс. лет не анализируют из-за большой погрешности в
определении; максимальный же возраст в 60 тыс. лет требует высокой технической сложности анализа и специального обогащения пробы радиоуглеродом, что крайне удорожает анализ. Различное содержание 14С в годовых кольцах древесины может указывать на неодинаковую интенсивность образования его в атмосфере прошлых геологических эпох, связанную с периодами изменения интенсивности космического облучения планеты.
Образцы на данный анализ требуют тщательной чистоты отбора, хранения и обработки во избежание загрязнения. Радоуглеродные даты могут быть
омоложены или удревнены вследствие наложения процессов гниения, адсорбции углеродсодержащих веществ из грунтовых вод (гуминовые кислоты), обменов с углеродом окружающей среды (СО2, РСО3 из вод и воздуха).
Изотопно-кислородный (палеотермометрический). Базируется на исследовании содержания и соотношений радиоактивных и стабильных изотопов кислорода (16О, 18О) в осадочных породах, минералах, природных водах,
льдах, газах и органическом веществе. Для изучения этим методом наиболее
перспективны карбонатные породы, известковые скелеты ископаемых организмов, для которых возможно определение температурного режима водоемов. Совмещение данных изотопно-кислородного метода с геохронологической шкалой дает основу для использования этого метода в широком геологическом аспекте, а детальность опробования керна океанов, морей, озер
позволяет выявить подразделения различного стратиграфического ранга.
Изотопно-серный. Основан на изучении количественного содержания
изотопов серы в горных породах и минералах. За стандарт изотопного состава серы принята сера метеоритов. Поскольку изотопное фракционирование (перераспределение изотопов между окисленными (сульфатами) и
восстановленными (сульфидами) соединениями серы) в геологических
процессах могло начаться только после появления окисленных соединений
серы, т. е. после появления на Земле свободного кислорода, то изучение
изотопного состава серы древнейших отложений позволяет определить
время формирования кислородной атмосферы Земли. Изотопный состав
серы месторождений сульфидов цветных и тяжелых металлов позволяет
восстанавливать историю атомов серы до момента их фиксации в рудах и
решать вопрос об источнике рудного вещества. Установлено также, что в
магматические процессы часто вовлекается вещество осадочных пород.
Дейтериевый. Базируется на исследовании стабильного изотопа водорода 2Н (D или тяжелый водород) в породах и организмах. Применяется
сравнительно редко.
8
Люминесцентный. В его основе лежит изучение люминесценции
различных объектов в виде собственного их свечения или свечения специальных твердых и жидких веществ (люминофоров), которыми обрабатывают исследуемый объект. Термолюминесцентный метод основан на
исследованиях избыточного излучения относительно естественного теплового излучения объекта. Интенсивность термолюминесценции увеличивается по мере увеличения возраста отложений. На территории Беларуси этим методом датированы днепровские позднеледниковые (216±18 тыс.
лет) и шкловские межледниковые (162±15 тыс. лет — промежуточное
похолодание между ранним и средним оптимумами) суглинистые отложения в стратотипическом разрезе Нижнинский Ров Могилевской области, обоснованно отвечающие соответственно к 8 и 7 изотопно-кислородным ярусам среднего плейстоцена. Изотопный люминесцентный метод
основан на возбуждении лучом газового лазера люминесценции отдельных изотопов в объектах. Используются для установления возраста известняковых и различного типа кристаллических пород.
Самарий-неодимовый. Самарий и неодим — характерные редкоземельные элементы земной коры цериевой подгруппы, входящей в группу
лантаноидов. В породах мантии и каменных метеоритах их мало. При
магматических процессах эти элементы накапливаются в гранитоидах и
особенно щелочных породах. Использование соотношения радиоактивных изотопов самария и неодима применяется для датирования возраста
докембрийских пород. Метод обладает более устойчивой системой по
сравнению с другими методами, где вследствие крайне сложной геологической истории и влияния различных наложенных процессов системы
(например, уран-торий-свинцовая, рубидий-стронциевая) оказываются
нарушенными. В большей мере данный метод используется для океанических базальтов, красных глубоководных глин, гранитов, ультраосновных пород и минералов ультраосновных пород. Основное применение
метода заключается в решении глобальных проблем Земли, главными из
которых являются процессы разделения исходного вещества Земли на
оболочки. Временные рамки метода от нескольких миллионов лет до
миллиардов лет. Систематические исследования самарий-неодимовым
методом осуществляются пока в некоторых зарубежных лабораториях.
Калий-кальциевый. Использован для определения возраста гранитов, гнейсов и амфиболитов Кольского полуострова (обнажения в районе
Вороньей Тундры), который оказался равным 4,2 млр лет (Практическая
стратиграфия, 1984).
Уран-ксеноновый. Ведутся работы по освоению и внедрению этого
метода в геологическую практику.
9
Рений-осмиевый. Предпринята работа по освоению и внедрению этого метода в геологию.
Нейтронно-активационный. Обладает принципиально новыми возможностями датировать открытые геохронологические системы, т. е. подверженные различным наложенным изменениям горные породы. Метод
может быть использован и для многих методов: калий-аргонового, рубидий-стронциевого, калий-кальциевого, самарий-неодимового, уранксенонового, рений-осмиевого. В настоящее время в отечественной и зарубежной геохронологии ведутся работы по изучению принципов и возможностей практического использования этого метода.
Метод треков осколочного деления. Основан на спонтанном делении
ядер урана. Используется для определения возраста верхнеплиоценовых–
четвертичных вулканитов.
Метод неравновесного урана. Применяется для установления возраста верхнеплиоценовых–четвертичных отложений.
Результатом использования методов абсолютной геохронологии являются данные о геологическом времени образования горных пород Земли.
По изотопному составу инертных газов (аргона, ксенона и других) установлен радиационный возраст метеоритов (времени воздействия на них
космического облучения), что дает богатую информацию об особенностях
образования вещества Солнечной системы. Так установлено, что возраст
лунных пород (реголита) составляет 4,7 млрд лет, а каменных метеоритов
— 4,6 млн лет (Гурский Б., Гурский Г., 1985). Это позволяет утверждать,
что возраст Земли составляет не менее 4,6 млрд лет и на протяжении этого
времени уже существовали планеты Солнечной системы и метеориты.
Древнейшие горные породы из района Земли Эндерби в Антарктиде
имеют возраст 4 млрд лет, Верхоянского хребта — 4,2 млрд лет, Западной
Австралии — 4,1–4,2 млрд лет, что позволяет принять данные величины за
начало формирования первичной земной коры. Древнейший возраст магматических и метаморфических пород на различных материках (амфиболиты в
Гренландии — 3,75 млрд лет; гнейсы на Украине — 3,5 млрд лет; граниты в
Африке — 3,5 млрд лет; гнейсы в Казахстане — 3,270 млрд лет; граниты на
Кольском полуострове — 3,1 млрд лет) знаменует начало архея (Гурский,
Корулин, 1982; Гурский Б., Гурский Г., 1985). На Украине обнаружены
остатки организмов с возрастом 3,3—3,4 млрд лет, что свидетельствует о
большой древности биосферы Земли (Гурский Б., Гурский Г., 1985).
Использование свинцового метода по акцессорным цирконам был
определен возраст в 3,4 млрд лет плагиогнейсов Омолонского массива на
северо-востоке России и скоррелировать их с такими древнейшими образованиями Земли, как плагиогнейсы Амитсок в Гренландии и др. (Практи9
ческая стратиграфия, 1984). По акцессорным цирконам из метаморфических гнейсов Камчатского массива определен и древний их возраст в 1300
млн лет, который был значительно омоложен по значениям калийаргонового (100–150 млн лет) и рубидий-стронциевого (487 млн лет) методов (Практическая стратиграфия, 1984).
Свинцово-изохронным методом доказан архейский (более 3 млрд лет)
возраст метаморфических пород Станового хребта (калий-аргоновый и рубидий-стронциевый методы указали возраст не древнее 2 млрд лет), а также
позднеархейский (2650±50 млн лет) возраст железистых кварцитов Чарского
месторождения БАМ, что имело важное значение при установлении времени
образования борсалинской серии Алдано-Станового щита.
На основе калий-аргонового метода можно считать успешным радиологическим датированием осадочных пород по глауканитам из верхнемеловых—палеогеновых пород Павлодарского Прииртышья, определивших положение границы мела и палеогена в 67 млн лет, подтвержденных также данными палинологического анализа (Практическая
стратиграфия, 1984). Большое число датировок этим методом позволило
дать первую достаточно полную картину развития магматизма и рудообразования, охарактеризовать возраст различных магматических и метаморфических образований на территории стран СНГ (Геохронология
СССР, 1974). В совокупности с данными зарубежных исследователей
результаты датирования по аргоновому методу дали принципиально
новую информацию о характере, продолжительности и главных проявлениях магматизма Тихоокеанского обрамления (Загрузина, 1980).
На основе радиоуглеродного метода по костям и шкуре мамонта на
Таймыре был установлен возраст его захоронения в 11–12 тыс. лет. Тот
же метод помог датировать эпохи оледенения в Европе и Северной Америке, определить возраст древних человеческих культур и т. д. Он создал
предпосылки для корреляции разрозненных и разнофациальных разрезов,
позволил разработать детальную схему развития последнего поозерского
(валдайского, вюрмского) оледенения, а также молодого голоценового
межледниковья и скоррелировать палеогеографические события ледниковой и внеледниковой зон.
Единицы абсолютной хронологии (год, сутки, час) определяются
скоростью вращения Земли вокруг своей оси. Установленный данными
абсолютной геохронологии возраст пород показал, что и эта скорость
изменялась во времени: она замедляется в историческом плане – 570
млн лет назад в кембрийском периоде продолжительность года составляла 420 – 425 дней, 65 млн лет назад в начале палеогена – 371 день, а в
настоящее время – 365,25 дня.
10
3
.
ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Определение относительного возраста слоистых осадочных и вулканических пород основывается на следующих основных принципах стратиграфии:
а) «Принцип последовательности напластования» (так называемый
закон Стенона: «При ненарушенном залегании каждый нижележащий
слой древнее покрывающего слоя»), который обеспечивает расчленение
любого геологического тела по разрезу и выделение стратиграфического
подразделения.
б) «Принцип гомотаксальности» (или принцип Гексли), который подразумевал идентичную последовательность смены комплексов фауны или
флоры в различных разрезах; а в дополнении с предложением С. В. Мейеном использовать этот принцип также и в отношении любых признаков
или событий, принцип Гексли звучит так: «Стратиграфическая корреляция
конкретных разрезов осуществляется сопоставлением идентичных последовательностей признаков, в том числе обстановок и событий прошлого».
В таком толковании учитывается возможность неодновременности существования идентичных или близких фаун или флор в различных участках
планеты или региона и в то же время устанавливается синхронность отложений при получении доказательств стратиграфического значения какоголибо признака, наблюдаемого в разрезе. Данный принцип обеспечивает
возможность корреляции разрезов или стратиграфических подразделений.
в) «Принцип хронологической взаимозаменяемости признаков или событий» (или принцип Мейена): «Различное, частично перекрывающееся
площадное распространение и комплексирование стратиграфических признаков обеспечивают их хронологическую взаимозаменяемость, являющуюся основой внутри- и межрегиональной, вплоть до планетарной, корреляции по серии признаков наибольшего веса». Этот принцип позво-
10
ляет коррелировать морские и континентальные отложения или проводить межрегиональную или межконтинентальную корреляцию.
г) «Принцип объективной реальности и неповторимости стратиграфических подразделений», предложенный Д. Л. Степановым и М. С.
Месежниковым (1979), объединил два принципа Л. Л. Халфина. С. В.
Мейен (1981) называет его «Принципом уникальности стратонов» и считает, что стратиграфические подразделения (стратоны) не повторяются во
времени и в пространстве, т. е. уникальны.
Относительный возраст интрузивных пород (образовавшихся в результате застывания магмы на глубине ) и других неслоистых геологических образований определяется по соотношению с толщами слоистых
горных пород. Послойное расчленение геологического разреза, т. е. установление последовательности напластования слагающих его пород, составляет стратиграфию данного района, проявляющуюся в цикличности
и ритмичности процесса осадконакопления. Более надежной основой
стратиграфии является биостратиграфический метод, базирующийся
на изучении захороненных в пластах горных пород окаменевших палеонтологических остатков вымерших животных (моллюсков, конодонт, рыб,
фораминифéр, радиолярий, остракод и др.) и растений (отпечатков листьев, спор, пыльцы, диатомовых и золотистых водорослей, плодов, семян и
др.). Сопоставление окаменелостей различных пластов позволило установить процесс необратимого развития органического мира и выделить в
геологической истории Земли ряд этапов со свойственным каждому из
них комплексом животных и растений. Исходя из этого, сходство флоры
и фауны в пластах осадочных пород может свидетельствовать об одновременности образования этих пластов, т. е. об их одновозрастности. Палеонтологические остатки успешно используются и для сравнения (корреляции) стратиграфии удаленных друг от друга территорий (районов,
стран, материков) и установления в них толщ близкого возраста.
Впервые определение относительного возраста горных пород по палеонтологическим остаткам было применено в начале ХIX в. У. Смитом в
Великобритании и Ж. Кювье во Франции, но тогда ему не было дано
надежного теоретического обоснования. Ж. Кювье объяснял различия в
составе комплексов ископаемых, встречаемых в пластах горных пород,
вымиранием организмов в результате внезапных геологических катастроф
и появлением затем новых их комплексов. Последователи Кювье, в том
числе французский геолог и палеонтолог А. д'Орбиньи, предполагали, что
смена органического мира Земли после каждой катастрофы связана с
«творческими актами божества». Учение Ч. Лайеля о медленных есте11
ственных преобразованиях лика Земли и классические труды Ч. Дарвина и
В. О. Ковалевского об эволюционном развитии органического мира дали
материалистическое обоснование палеонтологическому подходу в стратиграфии, палеогеографии и корреляции.
Биостратиграфический метод
Данный метод объединяет группу разнообразных самостоятельных палеонтологических методов, флористические и фаунистические объекты
которых имеют разное стратиграфическое значение в эволюции органического мира. Объектами исследований палеонтологов являются ископаемые
остатки растений и животных или следы их жизнедеятельности, которые
называют окаменелостями или фоссилиями. Процесс перехода органических остатков в ископаемое состояние под воздействием биологических и
геологических факторов изучает отдел палеонтологии тафономия (греч.
taphos — захоронение, могила). Сохранность ископаемых остатков определяется многими факторами и целым рядом благоприятных условий, к которым относятся:
 наличие скелета (разных минеральных образований: кости, ракушки, иглы губок и т. д.);
 быстрое захоронение остатков в различных отложениях (чаще всего в водной среде), пока они не подверглись выветриванию;
 отсутствие или ограниченный доступ кислорода;
 концентрация живых организмов или их остатков на определенной
территории;
 процесс фоссилизации захороненных остатков (замещение органического вещества минеральным и окаменение).
Процесс перехода живого организма в ископаемое состояние идет постепенно, в несколько этапов, каждому из которых характерен определенный тип ископаемых остатков (по И. А. Ефремову, 1950):
а) сообщество живых — биоценоз (греч. bios — жизнь);
б) сообщество мертвых — танатоценоз (thnatos — смерть);
в) сообщество захороненных — тафоценоз (taрhos — захоронение, могила);
г) сообщество ископаемых — ориктоценоз (oryktos — ископаемое).
Каждая из последующих стадий не равна предыдущей и ориктоценоз
во много раз беднее, чем биоценоз. В свою очередь, переход от тафоценоза
к ориктоценозу происходит только в результате фоссилизации и захороненные остатки преобразуются в окаменелость. Данный процесс связан со
11
стадией диагенеза в образовании осадочных пород — преобразовании
рыхлого осадка в плотную горную породу. При этом происходит полное
замещение органического вещества неорганическими минеральными веществами (карбонатами, фосфатами, сульфидами кальция и магния,
кремнеземом, оксидами железа и др.). В результате перекристаллизации
первичное вещество с аморфной структурой приобретает кристаллическое строение. При этом сохраняются все детали строения животного или
растения. Фоссилии встречаются чаще в осадочных породах и значительно реже в метаморфических (мрамор, сланцы и др.), где сохранность их
значительно худшая.
Все ископаемые остатки делятся на три основные группы: биохимические, изотопно-геохимические и морфологические.
Биохимические остатки древних организмов представлены в виде
наиболее устойчивых химических соединений в осадочных породах (углеводы, углеводороды, белки, жиры, аминокислоты и др.). Биохимические остатки только указывают на существование древних организмов, но
установить по ним жившие ранее виды и условия их существования не
представляется возможным.
Изотопно-геохимические следы живых организмов представлены
изотопами биофильных элементов (сера, углерод), которые в результате
процесса жизнедеятельности организмов и при обмене с внешней средой
изменили свой изотопный состав.
Морфологические остатки представлены собственно ископаемыми
организмами либо их частями и фрагментами. По ним возможно реставрировать древние организмы, условия их обитания, проводить их систематику. Учитывая разнообразие факторов и условий, влияющих на сохранность ископаемого материала, морфологические остатки представлены разнообразными формами сохранности организмов:
1. Полностью сохранившиеся организмы (встречаются в вечной мерзлоте, янтаре, озокерите и битуме);
2. Скелеты или их фрагменты: а) неизмененные, б) измененные
(обугленные, минерализованные);
3. Отпечатки: а) мягких частей тела, б) твердых частей тела;
4. Слепки: а) внутренних ядер, б) внешних ядер;
5. Следы жизнедеятельности: а) ползания, хождения, зарывания,
сверления; б) зубов на костях и остатках скелета;
6. Продукты жизнедеятельности: а) постройки выделяющих известь
водорослей (строматолиты); б) капролиты (окаменевшие экскременты); в)
12
другие выделения (например, в результате деятельности бактерий — железные руды, сера, нефть);
7. Органические молекулы бактериального, цианобионтного, растительного и животного происхождения.
Флористические объекты
Остатки вымерших растений имеют универсальное значение для стратиграфии отложений разного возраста. Их разнообразие изучает палеоботаника, расчленившаяся на ряд самостоятельных отраслей наук как по систематическим группам (микроскопические водоросли, высшие растения),
так и по остаткам определенных частей растений (палеопалинология, палеокарпология, палеоксилология и др.).
Пыльца и споры в виде микроскопически стойких к разрушению оболочек, а также массулы растений, ценобии водорослей, оогонии харовых
водорослей являются объектами палинологического (спорово-пыльцевого)
метода. Прекрасно сохранившиеся в ископаемом состоянии почти из всех
отложений (континентальных, лагунных и морских) геологического прошлого (от докембрия и до настоящего времени) эти объекты дают возможность проводить непосредственную корреляцию разных по литологическому составу и происхождению отложений, в чем и состоит огромное
преимущество палинологического метода перед другими палеонтологическими методами. Используемая в настоящее время световая и сканирующая микроскопия повысила роль этого метода в большей точности устанавления таксономической принадлежности спор и пыльцы, их эволюции
во времени. Результатом палинологического анализа является определение
состава спорово-пыльцевых спектров и палинокомплексов, выявленных в
осадочных горных породах, что позволяет использовать данные для определения возраста отложений, разработки стратиграфических схем, корреляции геологических разрезов и восстановления физико-географических
условий прошлого: характера флоры и растительности, зональности, распространения экзотических форм, миграции растений, изменения климата,
развития палеоводоемов, особенности осадконакопления, влияния антропогенного фактора на естественную природную среду, районирования территорий по составу спорово-пыльцевых спектров с учетом общих, региональных и локальных факторов.
Плоды и семена растений (преимущественно травянистых), мегаспоры папоротникообразных — объекты исследования карпологического
метода, основной задачей которого является изучение их строения (морфогенез) и развития (онтогенез), а также разработка классификации растений.
12
Возрастной диапазон применения этого метода пока ограничен (неоген и
антропоген).
Микроскопические водоросли (преимущественно диатомовые, золотистые и жгутиковые, объединяемые общим понятием «нанопланктон») и докембрийские водорослевидные образования (строматолиты)
являются объектами изучения альгологического метода. Начиная с архея,
с деятельностью сине-зеленых водорослей связано обогащение атмосферы Земли кислородом вследствие процессов фотосинтеза. Дазикладиевые
водоросли широко представлены во всех геологических периодах, начиная с кембрия; представители нанопланктона акритархи свойственны
докембрийским и палеозойским отложениям, а известковый нанопланктон известен с палеозоя, повсеместно он появился в юре и достиг расцвета в меловой период и в кайнозое; диатомовые кремнистые водоросли
известны с юрского периода.
Бактерии — микроскопические, преимущественно одноклеточные
организмы, распространенные повсеместно в почвах, водах, грунтах водоемов, воздухе и т. д., являются объектами исследования бактериологического метода. Самые ранние из них обнаружены в породах древнее 3,5
млрд лет. Результатом скопления продуктов жизнедеятельности бактериальных организмов является образование значительной части карбонатных пород и железистых руд протерозоя.
Годичные кольца на срезах стволов деревьев представляют объект
изучения дендрохронологического метода. В силу ограниченности объема
информации он чаще применяется для кайнозойских отложений.
Собственно остатки растений или их признаки, а также их отпечатки (размеры и форма листьев, побеги высших растений) слагают объекты органографического метода. Отпечатки растений могут встречаться
(иногда с сохранением органического вещества) в виде фитолейм или
кутикул водорослей, грибов, мхов преимущественно в континентальных
отложениях верхнего палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Особенно велико их
значение при поисках угленосных отложений. Отпечатки растений встречаются и в прибрежно-морских отложениях, иногда вместе с остатками
животных (рыб, моллюсков), что дает большие возможности для установления возраста и корреляции морских и континентальных геологических
образований.
Ископаемая древесина — является предметом изучения палеоксилологического метода. При анатомическом изучении ископаемой древесины
важными признаками микроскопического ее строения являются форма и
строение элементов проводящей ткани, наличие и форма пор и др.
13
Кутикула и эпидермис — объекты исследования эпидермальнокутикулярного метода. В ископаемом состоянии они встречаются в виде
пленок на листьях и стеблях. Кутикулы для исследования предварительно
подвергают осветлению химическим путем, а затем микроскопически возможно изучение формы клеток, строение устьиц.
В систематическом плане важное стратиграфическое значение имеют также следующие растительные группы:
Риниофиты (псилофиты) — кустарникообразные наземные споровые растения, заселявшие низменные побережья морей, многие из которых
были земноводные. Появились в силуре, достигли расцвета в среднем девоне и вымерли в конце девона
Мохообразные — мелкие наземные растения, встречаемые нередко в
ископаемом состоянии.
Плауновидные – споровые древовидные растения, развивавшиеся в
позднем палеозое. Широко распространенными в каменноугольном периоде были лепидофиты (в т. ч. чешуйчатоствольные — лепидодендроны,
сигиллярии). В ископаемом состоянии чаще всего встречается кора плауновидных.
Хвощи — достигли бурного распространения в позднем палеозое
(карбоне). Наибольшее значение имеют каламитовые – крупные древовидные растения, похожие на гигантских хвощей.
Папоротниковидные – произошли от риниофитов. Первые папоротники появились в девоне, широкое распространение получили в позднем
палеозое. В ископаемом состоянии обычно сохраняются отпечатки листьев
и споры папоротников.
Голосеменные в большинстве случаев представлены древесными
формами, реже кустарниками или лианами: хвойные, цикадовые (или саговниковые), гинкговые и др. Известны они с девонского периода, а в мезозое становятся господствующими. Из палеозойских голосемянных важны кордаитовые (появились в конце карбона, имели годичные кольца –
показатель сезонности климата), а гинкговые появились в конце каменноугольного периода, достигли расцвета в юре и резко сократились в конце
мелового периода. Хвойные появились в позднем карбоне, в настоящее
время являются господствующими среди голосеменных.
Покрытосеменные появились в конце юрского–начале мелового периода и в середине мела занимали господствующее положение.
13
Фаунистические объекты
Остатки вымерших животных имеют столь же универсальное значение для стратиграфии отложений разного возраста, как и растения. Объектами их исследований являются окаменелые раковины, пластины, панцири, скелеты, кости животных, остатки насекомых, перья птиц, иглы
и другие разнообразные их отпечатки (ходы червей), следы жизнедеятельности.
Разнообразие фауны позволяет представить ее в виде ряда самостоятельных отраслей наук по систематическим группам.
Конодонты — встречаются в виде очень мелких зубообразных окаменелостей конусообразной, стержневой, пластинчатой формы, которые, возможно, были твердыми частями мягкотелых примитивных позвоночных.
Важное стратиграфическое значение конодонты приобрели с середины ХХ
в., но систематическая принадлежность их точно не выяснена. Установлено
присутствие ископаемых остатков этих животных почти на всех континентах от кембрия до мела с наибольшей их многочисленностью и разнообразием в ордовикских, верхнедевонских и триасовых отложениях.
Фораминифėры — одноклеточные микроскопические породообразующие (карбонатные глины, мергели и органогенные известняки, известковистые алевролиты), преимущественно морские организмы, редко
встречающиеся в песках, песчаниках, гравелитах, глинах. Древнейшие
ископаемые животные известны с кембрия (первоначально с однокамерной раковиной, позднее — с известковой многокамерной), расцвета достигли в карбоне — перми, когда появились фузулиниды и близкие к
ним формы, раковины которых после отмирания организмов образовывали значительные по мощности слои фузулиновых известняков. В конце
палеозоя эти группы вымерли, а в мезозое — кайнозое (мел и палеоген)
появились новые группы, среди которых наиболее известны нуммулиты,
обладавшие крупной монетковидной раковиной.
Радиолярии — весьма просто устроенные одноклеточные, чаще микроскопические породообразующие (кремнистые или яшмовые толщи)
организмы. Известны с докембрия, имели распространеие в палеозое и
мезозое, но наиболее типичны для кайнозоя. Остатки радиолярий встречаются во всех типах морских осадков, но наилучшей сохранности они
бывают в глинистых сланцах, алевролитах и различных кремнистых породах с глинистыми или железистыми примесями.
Губки — беспозвоночные, примитивные морские придонные животные, наиболее древние их остатки (известковые или кремнистые иглы)
14
найдены в докембрийских отложениях. Около 15 семейств губок характерны только для палеозоя; несколько семейств возникло в палеозое и вымерло в мезозое; более 60 семейств появилось и вымерло в мезозое; около 30
семейств существует с мезозоя; 10 семейств современных губок появилось
в палеогене. Остатки скелетов иногда образуют «губковые слои» — спонголиты, обогащенные кремнием за счет спикул губок.
Археоциаты — вымершие, в большинстве своем колониальные, морские животные, ведшие прикрепленный образ жизни. Они являются породообразующими (органогенные известняковые постройки) организмами и
руководящими ископаемыми в биостратиграфии низов кембрия.
Кораллы — это водные, преимущественно морские животные, ведущие одиночный или колониальный образ жизни. В отложениях раннегосреднего протерозоя появляются и сложные многоклеточные организмы —
кораллиты; в палеозое для расчленения карбонатных и терригеннокарбонатных отложений служат табуляты, гелиолитиды (средний, верхний ордовик и силур) и четырехлучевые кораллы (девон и особенно карбон), а в мезозое — шестилучевые кораллы (появились в триасе), которые используются для расчленения некоторых терригенно-карбонатных и
карбонатных толщ (коралловые известняки), а также построек юры, мела и
палеогена. Постройками различных колониальных кораллов сложены
огромные береговые и барьерные рифы, атоллы и небольшие острова в
морях южного полушария.
Черви — сборная группа беспозвоночных животных, объединяющая
несколько типов: плоские черви, первичнополостные, немертины, эхиуриды, сипункулиды, кольчатые. Остатки древнейших форм установлены
с раннего-среднего протерозоя.
Трилобиты — составляют господствующую часть ископаемого бентоса палеозойских морей. Ранние их находки известны с позднего протерозоя, но это наиболее важная руководящая группа для кембрия и ордовика,
а в силуре и девоне трилобиты встречаются относительно редко и служат
для дополнительного обоснования возраста некоторых стратиграфических
подразделений.
Ракообразные — их происхождение недостаточно ясно, и возможно
они произошли от древних вымерших членистоногих — трилобитов или от
кольчатых червей. В ископаемом состоянии известны с кембрия, наиболее
многочисленными были листоногие и ракушковые формы; последние в
стратиграфии являются руководящими.
Паукообразные — древние наземные членистоногие, родственные ракоскорпионам; как и последние, ведут свое происхождение от трилобитов;
известны они из отложений верхнего силура.
14
Мшанки — беспозвоночные, преимущественно морские сидячие колониальные животные, по внешнему виду напоминающие мох или лишайник. Наиболее древние остатки в виде известковых скелетов известны
из нижнего ордовика, но возможно, что они существовали уже в кембрии.
Наибольшего разнообразия достигли в палеозое, создавая толщи мшанковых известняков каменноугольного и пермского возраста. В ряде случаев
мшанки принимали участие в образовании рифов. Всего известно около
15 тыс. вымерших видов.
Брахиоподы (плеченогие) — одиночные морские животные, ведущие
донный образ жизни и слагающие одну из наиболее распространенных
групп ископаемой фауны. Стратиграфическое значение имеют беззамковые (самые примитивные формы, их створки соединены мышцами) и
замковые (створки соединены прочным соединением «замком») брахиоподы. Комплексы беззамковых брахиопод нередко служат для расчленения карбонатных кембрийских отложений, лишенных другой фауны; замковые брахиоподы с конца кембрия являются вспомогательной группой
для обоснования возраста и корреляции отложений, а в ордовике, силуре,
особенно девоне, карбоне (продуктиды) и перми — одной из важнейших
групп бентосной фауны. Меньшую роль брахиоподы играют в стратиграфии отложений мезозоя.
Иглокожие — морские организмы (лилии, цистоидеи, звезды, ежи,
змеехвостки), тело которых имеет известковистый скелет или панцирь и
покрыто известковыми иглами. В осадочных породах палеозоя и мезозоя
чаще всего встречаются стебли морских лилий (ведут прикрепленный
образ жизни), являвшихся породообразующими организмами во время
своего расцвета в палеозое. Для расчленения карбонатных верхнемеловых
отложений большое значение имеют морские ежи, ведущие свободноподвижный образ жизни, из которых правильные ежи были широко распространены в палеозое, а неправильные – в мезозое.
Граптолиты — группа вымерших колониальных животных типа
полухордовых, известная с кембрия до девона и являющаяся руководящей с ордовика по нижний девон. В осадках открытых морских бассейнов
остатки этих организмов особенно многочисленны в темных глинистых
(граптолитовых) сланцах, встречаются они и в других типах терригенных,
кремнистых и слоистых карбонатных пород, а также в некоторых метаморфических горных породах.
Амфибии (земноводные) — первые позвоночные организмы, перешедшие от водного к водно-наземному образу жизни. Появились они в
девоне, наибольшего распространения и разнообразия достигли в карбоне
с влажным и жарким климатом; в более сухой пермский период среди
15
земноводных появилось много наземных форм, а в триасе – многообразие
земноводных (преимущественно водные формы) резко сократилось и уже в
кайнозое характерен второй этап их относительного процветания. Основные местонахождения остатков древних земноводных (девон — триас)
известны из северного полушария. Ископаемые организмы были гораздо
многочисленнее и разнообразнее современных. Наиболее древние и примитивные земноводные (ихтиостеги) обладали значительным сходством с
кистеперыми рыбами, будучи их потомками. Главную ветвь ископаемых
земноводных составляли стегоцефалы (лабиринтодонты), от них, повидимому, отделились батрахозавры, бесхвостые и лепоспондильные.
Остракоды — пресноводные и морские низшие ракообразные, являющиеся объектом исследования остракодологического метода. Они отличаются высокой приспособляемостью к условиям обитания, быстрой изменчивостью во времени и высокими темпами эволюции. Наиболее ранние
находки их известны из морских отложений нижнего палеозоя, а в девоне,
карбоне и в раннем мелу остракоды были породообразующими. В континентальных условиях они остаются достаточно массовыми в отложениях
палеогена, неогена и антропогена.
Насекомые — являются объектом изучения энтомологического метода. Единичные их остатки известны со среднего девона, более многочисленными они становятся с середины карбона (преимущественно вымершие
палеодиктиоптеры, гигантские стрекозы, таракановые и др.); в перми
появились первые жуки, скорпионницы и др., в триасе — первые перепончатокрылые, в юре — отмечено обилие жуков, двукрылых. С раннего мела появились многие новые семейства, формировавшие фауну насекомых кайнозоя, которая уже с палеогена мало отличалась от современной.
Весьма часты находки насекомых в янтаре. Энтомофауна разных климатических зон резко различается, вследствие чего насекомые чаще всего используются для палеоклиматических реконструкций и географического
районирования материков.
Моллюски — представляют объект изучения малакологического метода. Появились они в кембрии, а наибольшее стратиграфическое значение
приобрели в конце палеозоя и в мезозое. Для корреляции кембрийских отложений наряду с другими группами фауны используются хиолиты и
хиолительмииты.
Двустворчатые моллюски появились еще в кембрии и были распространены в мезозое и кайнозое, заселяя преимущественно мелководные зоны
морей, реже пресноводные бассейны. Такие их группы, как галобииды, монотиды, характерны для триаса, отапирии — для верхнего триаса и нижней
юры, митилоцерамы — для средней юры, бухииды — для верхней юры
15
неокома, иноцерамы — для мела, имеют очень большое значение в разработке автономных зональных стратиграфических шкал. Для целей региональной и местной стратиграфии важны пектиниды, тригонииды и др.
Брюхоногие моллюски появились в кембрии, широкое распространение получили в верхнем палеозое, мезозое и кайнозое. Живут они в морях, пресноводных водоемах и на суше. Головоногие моллюски являются
важнейшей группой морской фауны мезозоя и обитателями неглубоких
зон с нормальной соленостью воды. В ордовике и силуре определенную
роль играют наутилоидеи (известны с кембрия), эндоцератоидеи и актиноцератоидеи. Агониатиты свойственны девону, гониатиты — силуру, девону, карбону и перми, климении — верхнедевонским отложениям.
В верхней перми и в триасе (нижнем и среднем) основная роль принадлежит цератитам, на смену которым приходят аммониты (расцвет в юре),
просуществовавшие с верхнего триаса по мел. Для детального расчленения морских отложений мезозоя (верхи перми-триас-юра-мел) главной
группой фауны являются аммоноидеи. Руководящими ископаемыми для
юрских и меловых отложений являются белемниты (появились в карбоне
и вымерли в палеогене). К головоногим моллюскам относится большинство современных видов (каракатицы, кальмары, осьминоги).
Рыбы — представляют собой объект для исследований ихтиологическим методом. Их ископаемые формы (акантоды, артродиры, крылатые рыбы) появились в силуре в пресных водах, а с девонского периода
они вышли в море. Девон характеризуется расцветом, а затем угасанием
панцирных бесчелюстных и появлением собственно рыб, большинство
современных групп которых появилось в мелу. Рыбы имеют хрящевой
или костный внутренний скелет (тип хордовых). Наиболее примитивными из позвоночных были древние бесчелюстные (непарно- и парноноздревые), по внешнему виду напоминавшие рыб и имевшие хрящевой внутренний скелет, которые появились еще в ордовике и к концу девона вымерли. К современным бесчелюстным относится минога.
Рептилии (пресмыкающиеся) — являются объектом исследований
герпетофаунистического метода. Переходной группой между амфибиями
и рептилиями в палеозое были батрахозавры, а наиболе древней и примитивной — котилозавры, появившиеся в среднем карбоне и вымершие
в триасе. К концу карбона появились зверообразные, ставшие в перми
господствующими на всех материках (хищные их формы — зверозубые, а
растительноядные — дицинодонты). Значительного разнообразия рептилии достигли в мезозое на суше, в пресных и морских водах, а также в
воздушной среде с появлением летающих форм. В мезозое сформировались все группы рептилий, в том числе и сохранившиеся поныне. В триа16
се разнообразие зверообразных рептилий резко сократилось, появились
черепахи, ящерицы, клювоголовые, ихтиозавры, зауроптеригии (в т. ч.
плезиозавры), плакодонты. Ихтиозавры и зауроптеригии обитали в морях и особенно многочисленны были в юрский период во время крупных
трансгрессий, а в меловой период они вымерли. Самая молодая группа
рептилий — змеи — появилась в мелу. Наиболее обширная и разнообразная группа рептилий мезозоя — архозавры — характеризовалась двуногим передвиженим (хождение на задних ногах). Этой особенностью обладали уже и типичные псевдозухии, давшие начало остальным группам
архозавров — крокодилообразным, фитозаврам, динозаврам (расцвет в
юре), настоящим крокодилам, летающим ящерам, птицам. Все эти
группы появились в конце триаса или в юре. Часть динозавров сохранила
двуногое передвижение (хищные и орнитоподы), часть вернулась к четвероногому хождению (зауроподы, стегозавры, анкилозавры и рогатые
динозавры). Большинство рептилий вымерло в конце мезозоя, а в современной фауне они представлены ящерицами, змеями, хамелеонами и др.
Птицы — объект изучения орнитологического метода. Остатки костей ископаемых птиц редки и малочисленны из-за плохой сохранности и
хрупкости. Далекие предки орнитофауны псевдозухии известны из нижнетриасовых отложений. В юрских отложениях впервые были найдены отпечатки перьев и остатки скелетов археоптериксов, все еще сохранявших
многие черты пресмыкающихся. Остатки настоящих птиц обнаружены лишь
в меловых отложениях, а расцвет класса птиц относится к кайнозою.
Млекопитающие — являются объектом изучения маммалогического
(териофаунистического) метода. Происхождение млекопитающих идет от
мезозойских звероподобных пресмыкающихся (появились в триасе и исчезли в среднем мелу). В современной фауне их потомками являются
ехидна и утконос. В раннем мелу уже существовали сумчатые (современные представители — кенгуру, сумчатый волк, сумчатая собака) и также
появились насекомоядные — первые плацентарные или высшие млекопитающие. Расцвет млекопитающих наступил в кайнозое: в палеоцене
плацентарные (древние копытные, зайцеобразные, древние хищники, грызуны и летучие мыши) уже преобладали над сумчатыми, а эоцен стал периодом их самого бурного развития; отряд приматов, к которому принадлежит человек, появился в палеоцене как ответвление класса насекомоядных. Современные виды млекопитающих составляют около трети всех существовавших ранее животных организмов.
Происхождение человека, образование человеческих рас и эволюция
человека под влиянием социальных и природных условий являются объектами исследований антропологического метода. Представители рода Homo
16
(человеки) подразделяются на архантропов (питекантропов, синантропов и гейдельбергских людей, существовавших по новым данным 1,2–1,8
млн лет назад), палеоантропов (неандертальцев) и неоантропов (появились примерно 40 тыс. лет назад, к ним относятся и представители расы
современных людей — кроманьоньцы). Нынешние представления о времени появления первых людей постоянно изменяются по мере обнаружения новых ископаемых остатков человека, возраст которых уже удревнен
до 3,5 млн лет (Южная Африка), а есть предположение о возрасте в 65
млн лет, когда человек мог сосуществовать еще и с последними представителями динозавров в конце мела — начале палеогена, поскольку скелеты тех и других найдены вместе.
Вещественные продукты труда человека (орудия производства и
созданные с их помощью материальные блага: постройки, оружие, украшения, посуда, произведения искусства и др.), а также восстановление по
ним исторического прошлого человечества представляют собой объекты изучения археологического метода. Он широко использует подходы
стратиграфии (наблюдение за чередованием культурных слоев), типологии (хронологической классификации), изучения следов работы на орудиях труда (способ обработки кремня), радиоуглеродного датирования (14С
по органическим остаткам), изучения годичных колец древесины из археологических памятников, палемагнитного измерения (остаточная намагниченность в обожженной глине, использованной для изготовления изделий
из нее), варвометрии (установление возраста культурных слоев по отложениям ленточных глин), а также спектрометрии, металлографии, петрографии, палинологии (по пыльце и спорам устанавливается характер
растительности, климата в области обитания человека, состав культурных
растений), палеозоологии (восстанавливается животный мир среды обитания человека и состав домашних животных), палеоантропологии (изучение по останкам древних людей эволюции человека), а также статистики, истории, этнографии (изучение племен и народов и особенностей их
этнического развития), эпиграфики (надписи на камне, металле, глине,
дереве), нумизматики (монеты), сфрагистики (печати), геральдики (гербы), социологии, истории искусства и др.
Полученные в процессе изучения горных пород Земли данные о палеонтологических объектах обрабатываются и используются в биостратиграфических целях с помощью следующих методов (подходов): статистического, руководящих форм, реликтов, экзотов, сопоставления палеонтологических (фаунистических и флористических) комплексов, эволюционного (филогенетического) и др.
17
Статистический метод – основывается на анализе общего списочного
состава ископаемых органических остатков (флоры и фауны) в исследуемой породе. Его разновидностью является процентно-статистический
метод, введеный в стратиграфию Ч. Лайелем в прошлом столетии для целей стратиграфического расчленения и корреляции кайнозойских отложений Западной Европы. На основании процентного содержания современных видов моллюсков в этих отложениях он выделил эоцен (3 %), миоцен
(17 %) и плиоцен (нижний – 35-50 %, верхний – 90-95 %). Процентностатистический прием нашел широкое применение для расчленения и корреляции и более древних отложений. Определение относительного возраста каждого слоя основывалось на подсчете процентного содержания общих
видов с детально изученным (эталонным) разрезом близких по возрасту
отложений. Одновозрастными с эталонными считались те слои, которые
содержали наибольший процент общих видов флоры и фауны. Вместе с
тем процентно-статистический подход является отчасти формальным и его
применение не раз приводило к ошибкам в стратиграфии, поскольку в разновозрастных, но близких по литологическому составу отложениях иногда
встречается больше одинаковых видов, чем в одновозрастных, но имеющих разный литологический состав.
В настоящее время существуют три варианта подсчета содержания ископаемых растительных остатков в изучаемых отложениях: а) общее количество определенных таксонов принимается за 100%, а содержание каждого из них рассчитывается от 100 %; б) «групповой» — для отложений
плейстоцена и голоцена, когда в общем составе спектроввыделяется соотношение трех основных групп растительности ландшафта (древесные породы, травянистые растения и споровые) в пределах 100%, а содержание
каждого таксона рассчитывается от 100% внутри соответствующей группы, при этом величина пыльцы ольхи и орешника, входящих в состав лесообразующих пород, рассчитывается от (сверх) суммы древесных пород;
в) общее количество определенных таксонов принимается за 100 %, содержание всех наземных растений рассчитывается от 100 %, а водных от
100 % (для отложений плейстоцена и голоцена).
Метод руководящих форм — заключается в выборе из общего количества ископаемых остатков, встреченных в определенном слое разреза,
один-три характерных (руководящих) для этого слоя вида или формы вымерших организмов, которые должны отвечать следующим требованиям: а)
иметь небольшое вертикальное распространение по разрезу, но широкое в
горизонтальном (пространственном) направлении (географическое распространение); б) встречаться в пластах в достаточно больших количествах; в)
иметь хорошую сохранность и характерные особенности морфологическо17
го строения для легкого их распознавания. Согласно этому подходу, слои,
содержащие идентичный или близкий состав руководящих форм флоры
или фауны, будут одновозрастными. Обычно руководящие формы приурочены только к определенным слоям, что позволяет установить их возраст. Данный подход является ведущим среди используемых в стратиграфии. Он сложился на рубеже XVIII-XIX вв, впервые был применен У.
Смитом при расчленении и корреляции юрских отложений Англии, а
научное обоснование он получил в середине XIX в., когда немецкий палеонтолог Г. Бронн ввел понятие о руководящих формах и составил первый атлас руководящих форм беспозвоночных.
Перечисленным выше требованиям соответствуют группы вымерших
организмов, среди которых наиболее распространены аммониты (Cardioceras cordatum — для оксфордского яруса верхней юры), белемниты
(Ве1еmnitella тисronata — для кампанского яруса верхнего мела), брахиоподы, граптолиты, трилобиты, фораминифéры и др. Роды и более крупные систематические группы (семейства, отряды и даже типы) также могут быть руководящими для более крупных, чем ярус, стратиграфических
подразделений на уровне отделов и даже систем. К таким ископаемым
относятся археоциаты (Агсhaeocyathi), составляющие самостоятельный
тип вымерших раннекембрийских организмов.
Сравнительная простота рассматриваемого подхода позволила найти
ему широкое применение для определения возраста горных пород и корреляции разрезов. Тем не менее он не лишен недостатков, поскольку
представление о повсеместном (космополитном) распространении руководящих форм, независимо от условий их обитания, вошло в глубокое
противоречие с данными биологической науки о тесной связи организма с
окружающей средой и оказалось неверным. Любой организм обитает в
конкретных физико-географических условиях и пространственное распространение отдельных видов далеко не одинаково, поскольку одни виды (космополиты) имеют очень широкое распространение, другие (эндемики) – весьма ограниченное. Но природе не свойственно наличие абсолютных космополитов, так как ни один вид не может одновременно обитать на континентах и в морях. Даже в пределах одного континента или
морского бассейна по причине большого разнообразия природных условий один и тот же вид не может существовать повсеместно. По этим же
причинам каждый вид имеет более или менее ограниченную площадь
своего распространения (ареала).
Утверждение о том, что руководящие формы приурочены во всех
районах к одному и тому же стратиграфическому уровню, также оказалось несостоятельным, поскольку повсеместное одновременное
18
появление и вымирание руководящих форм в принципе невозможно.
Обычно определенный вид появляется на одном участке Земли, откуда
расселяется в другие районы. При этом скорость расселения организма
зависит не только от его способности к перемещению, но в значительной
мере и от возможностей преодоления различных препятствий на путях миграции. Последние могут быть биологические (отсутствие пищи) и физические (для наземных животных и растений — это обширные пространства
морей, неблагоприятный климат и непреодолимые элементы рельефа в
виде высоких горных хребтов; для морских — это участки суши в виде
материков и островов, морские течения с неблагоприятной температурой,
глубоководные впадины для бентосных организмов и т. д.). Изменение
физико-географической обстановки способствует заселению организмами
новых районов, поэтому руководящие виды могут занимать в разных районах различное стратиграфическое положение. В таких случаях разновозрастные отложения с одинаковыми руководящими формами могут быть
ошибочно приняты за одновозрастные.
Одним из явлений, осложняющих использование подхода руководящих форм, является рекурренция, т. е. присутствие одних и тех же руководящих форм или целых комплексов в различных стратиграфических горизонтах. Явление рекурренции связано с миграцией организмов из районов
первоначального обитания в связи с изменившимися условиями в смежные
районы и возвращением их через некоторый промежуток времени на старое место обитания, где уже произошло восстановление благоприятных
условий для развития жизненной формы. Поэтому при определениях геологического возраста и корреляциях использование только руководящих форм
без учета сопутствующего комплекса ископаемых остатков организмов может привести к ошибкам в стратиграфических выводах.
В тех же целях применяется метод реликтов, основанный на реконструкции прошлых состояний геосистем путем изучения их следов в современном ландшафте и культурном комплексе. При этом используются
реликтовые растения и животные, входящие в состав органического мира
региона или района, как пережитки флоры и фауны минувших геологических эпох и находившихся в некотором несоответствии с современными
условиями существования, что позволяет судить о природных условиях
данной территории в прошлом.
Применительно к четвертичным отложениям, накопившимся за довольно короткий геологический временной интервал по сравнению с другими периодами фанерозоя, в качестве возрастного критерия отложений в
большей мере используется комплекс экзотических (не произрастающих в
настоящее время на исследуемой территории) видов и форм растений и
18
животных. Основополагающим принципом является положение о последовательном их вымирании на стратиграфических и палеогеографических
рубежах и уменьшении их общего числа от неогена к голоцену. Именно
такой возрастной флористический ряд позволил В. П. Гричуку и его последователям палинологически обосновать очередность межледниковых
эпох плейстоцена в пределах Европейской равнины: корчевская (малопольская, мартоношская, кромерская-3)—>беловежская (мучкапская, лубенская, фердинандувская, кромерская-5)—>ишкольдская (мронговская,
завадовская-1)—>александрийская (лихвинская, завадовская-2-3, мазовецкая, гольштейнская)—>смоленская (потягайловская, збуйно)—>шкловская (одинцовская, кайдакская, любавская, треене)—>муравинская (микулинская, прилукская, эемская)—>голоценовая.
Метод сопоставления палеонтологических (фаунистических и
флористических) комплексов основывается на использовании всего
имеющегося палеонтологического материала или определенных групп
вымерших организмов. Одно из важных преимуществ этого подхода состоит в том, что корреляция и выводы о геологическом возрасте базируются не на единичных, иногда случайно выбранных формах (видах), а на
совокупности всех форм выбранной группы или различных групп организмов. Важно также и то, что данные о возрасте, полученные при анализе
комплекса одной группы организмов, можно контролировать по другим
группам, что снижает вероятность ошибки. Поэтому подход комплексов
нашел широкое практическое применение и в настоящее время является
основным при биостратиграфических исследованиях. При анализе комплекса форм вымерших организмов могут быть выделены:
а) руководящие формы, встречающиеся только в данном слое и не переходящие его границы; как правило, они составляют небольшой процент
в составе комплекса, но имеют наибольшее стратиграфическое значение;
б) характерные (контролирующие) формы, появляющиеся в подстилающем слое и исчезающие в вышележащем, но встречающиеся часто в
данном слое и в больших количествах; время существования этих форм
длительное, но период их расцвета синхронен времени формирования
данного слоя;
в) формы, впервые появившиеся в конкретном слое и переходящие в
вышележащие слои; по таким формам обычно проводятся нижние границы стратиграфических подразделений;
г) доживающие формы, заканчивающие свое существование во время
формирования изучаемого слоя и обычно приуроченные к его нижней
19
части; они имеют гораздо меньшее значение, чем предыдущие, кроме
форм, определяющих верхнюю границу;
д) транзитные (гетерохронные) формы, имеющие широкое вертикальное распространение и встречающиеся в нескольких слоях; для определений возраста они малоэффективны.
При анализе комплексов конкретного стратиграфического подразделения следует учитывать также формы, исчезающие у его нижней границы и
появляющиеся у верхней. Они, как правило, четко фиксируют эти границы, что наряду с другими признаками комплексов определяет вертикальный объем изучаемого подразделения.
Таким образом, каждое стратиграфическое подразделение содержит
свойственный только ему комплекс форм, позволяющий надежнее, чем по
отдельным формам, определять геологический возраст и устанавливать его
границы. Каждый фаунистический или флористический комплекс неповторим в разрезе, так как эволюция органического мира необратима (закон
Дарвина–Далло). Вместе с тем, изменчивость комплекса форм во времени
зависит от многих причин, главной из которых является изменение внешних условий. Отдельные группы организмов, входящие в состав комплекса, по-разному реагируют на эти изменения: одни из них меняются быстро,
другие — медленно. Поэтому рубежи этих изменений, а следовательно, и
положение границ стратиграфических подразделений по разным группам
вымерших организмов могут не совпадать.
Эволюционный (филогенетический) метод используется при определениях относительного возраста слоев, расчленении и корреляции разрезов по уровням эволюционного развития выбранных групп форм (родов,
семейств и т. д.). Принципы последовательности седиментации слоистых
осадочных толщ и последовательной смены в них фаунистических и флористических комплексов («фаунистических и флористических сукцессий»,
Степанов, 1958), которые не повторяются в разрезах и отражают этапность
их исторического развития, базируются на одном из основных положений
эволюционной теории — неповторимости эволюции органического мира.
Ч. Дарвин, впервые установивший необратимость эволюционного процесса, показал, что исчезнувшие виды никогда не появляются вновь. А бельгийский биолог Л. Далло положение о необратимости эволюции развил до
уровня закона эволюции, согласно которому организм не может даже частично вернуться в прежнее состояние. Их последователь В. О. Ковалевский указывал, что вымершие организмы представляют собой исчезнувшие звенья общей цепи эволюционного развития органического мира на
Земле.
19
В процессе эволюции непрерывно увеличивается разнообразие как
животных, так и растений, синхронно с этим усложняется и усовершенствуется их организация. В силу необходимости организмы вынуждены
приспосабливаться к той среде, в которой они обитают, что приводит со
временем к изменению их физиологических и морфологических особенностей. Постепенное накопление новых признаков в конечном итоге обусловливает появление новых таксонов (видов, родов). В задачу эволюционного подхода входит установление родственных связей между организмами выбранной группы, т. е. установление их исторического развития или филогенеза. Как правило, новые таксоны, т. е. формы-потомки,
стоят на более высокой ступени эволюционного развития, чем их предки,
и обычно встречаются в более молодых отложениях.
Познание филогенетических взаимоотношений организмов разных
групп является ключом к пониманию законов эволюции и закономерностей нахождения каждой формы в цепи сменяющихся во времени видов.
Тем самым выявляется значение этих форм для определения возраста
горных пород. Для установления филогенеза любой изучаемой группы
необходимо выяснить, когда появились входящие в эту группу организмы, в течение какого времени они существовали, и кто из них были предками, а кто потомками, т. е. необходимо выяснить их родословную. Ответ
на первые два вопроса можно получить из стратиграфического разреза
путем определения вертикального распространения этих организмов по
разрезам. Восстановление же родственных связей — более сложная задача, так как в ископаемом состоянии сохраняется не весь организм, а только его скелет или отдельные части скелета. По этой причине часто невозможно выявить отдельные звенья филогенетического ряда.
При установлении родственных связей между организмами пользуются сравнительно-анатомическим, сравнительно-эмбрио-логическим и
другими анализами. В первом случае рассматривается степень сходства
элементов скелета (наружного или внутреннего) представителей изучаемой группы, что в какой-то мере отражает степень родства. Так, например, в верхнедевонских отложениях Гренландии были найдены остатки
скелета древнейших земноводных - ихтиостегид. В строении их черепов,
хвостов и конечностей обнаружилось большое сходство с подобными
элементами скелета некоторых кистеперых рыб. Применение сравнительно-анатомического анализа позволило установить, что первые земноводные произошли от кистеперых рыб. Во втором случае прослеживаются
стадии развития одной особи от зародышевого до взрослого состояния, т.
е. ее онтогенез. Согласно основному биогенетическому закону, онтогенез
(индивидуальное развитие организма) является упрощенным повторением
20
филогенеза (исторического развития предков данной формы). По отдельным, далеко не полностью сохранившимся признакам предковых форм на
эмбриональной стадии развития изучаемой особи удается установить ее
предков. Сравнительно-эмбриологический анализ можно применить к тем
группам вымерших организмов, у которых сохраняются начальные стадии
развития (аммоноидеи, бивальвии, брахиоподы, фораминифeры, кораллы и
др.). Так, например, изучая последовательные обороты раковин некоторых
мезозойских аммонитов, установлено, что начальные обороты у них имели
гониатитовую лопастную линию, а последние — аммонитовую. Это дало
основание считать, что предками аммонитов были гониатиты. Таким образом, был сделан вывод, что в процессе эволюции аммоноидей у них
усложнялась лопастная линия.
При расчленении разрезов отложений особое внимание обращается на
время появления новых видов, что позволяет определять границы выделяемых стратиграфических подразделений.
Как видно, если в предыдущих подходах в тех или иных слоях учитывается простое нахождение форм или их комплексов, то рассматриваемый
подход определяет эволюционное положение этих форм, закономерно обусловленное развитием той группы организмов, к которой они принадлежат.
Поэтому данный подход является более точным, научно обоснованным и
ведущим для решения задач биостратиграфии.
Разработав филогенез какой-либо группы организмов, можно расчленить отложения по уровню развития заключенных в них форм. Так, крупные этапы развития аммоноидей положены в основу расчленения палеозойских и мезозойских отложений (гониатиты — девон—пермь, цератиты пермь—триас, аммониты - юра—мел). Это обосновывает большое значение эволюционного подхода при сопоставлении удаленных разрезов. Если
даже в таких разрезах не окажется общих форм, то сопоставление может
быть произведено по уровню развития родственных групп организмов.
К основным недостаткам данного подхода относится сложность его
применения, связанная с неполнотой палеонтологической летописи (отсутствие остатков организмов в отдельных слоях стратиграфического разреза
или отсутствие самих слоев). Кроме того, в природе широко развито явление конвергенции (схождения признаков). При этом у разных групп организмов, даже не связанных родственными отношениями, в результате существования в близких природных условиях и сходного образа жизни возникают подобные морфологические признаки. Так, например, такие далекие в родственном отношении организмы, как археоциаты, губки и кораллы имеют сходную кубкообразную форму скелета. Поэтому, принимая
20
внешнее сходство за ведущий признак при установлении родственных
связей, можно допустить ошибку.
Биостратиграфический метод, базирующийся на многочисленных ископаемых организмах (от простейших до более совершенных) имеет преимущественное значение по сравнению с прочими методами относительной геохронологии для стратиграфии и корреляции континентальных и
океанических осадочных толщ, а также при установлении относительного
возраста горных пород по комплексам микроорганизмов, исходя из закона необратимости эволюции органического мира. Широкое пространственное распространение многих форм и комплексов ископаемых палеонтологических остатков организмов связано с высокой скоростью (по
сравнению с геологической) расселения их по поверхности Земли при
условии, что они не встречают на своем пути различных препятствий.
Поэтому слои одного и того же возраста даже в удаленных друг от друга
разрезах содержат одинаковый комплекс окаменелостей, что позволяет
осуществлять корреляцию разрезов удаленных областей.
Ценность для стратиграфии отдельных групп ископаемых остатков
организмов определяется распространением их во времени и пространстве, степенью приуроченности к определенным типам пород, частотой
встречаемости в горных породах и темпами их эволюции. Так, архистратиграфические (ортостратиграфические) группы организмов, характеризующиеся быстрой эволюцией, широким распространением и независимостью от типа вмещающих их пород (гониатиты, аммониты, граптолиты, планктонные фораминиферы и др.) в меньшей степени могут быть
использованы для широких сопоставлений, но для определения возраста
пород и корреляции в пределах районов распространение этих групп имеет и первостепенное значение. Парастратиграфические группы вымерших организмов отличаются более медленной эволюцией, ограниченным
распространением и приуроченностью к определеному типу осадков и в
большей степени используются для широких сопоставлений.
Вместе с тем при биостратиграфических исследованиях должны учитываться следующие факторы: особенности захоронения остатков организмов (соответствие последних времени накопления осадков или находиться в них в переотложенном состоянии — внесение более древних
остатков в более молодые, вмывание в трещины древних пород более молодых ископаемых остатков); несовпадение времени появления или исчезновения разных видов, родов или целых групп фауны и флоры в разных
палеобассейнах или в их частях; неодинаковая скорость миграции и различная способность к адаптации к одним и тем же условиям. Биострати21
графическая корреляция осуществляется не всегда непосредственно с помощью общих форм, а через промежуточные комплексы, отдельные формы которых в разных провинциях или областях встречаются обычно раздельно. Палеобиогеографические районы, в пределах которых присутствуют смешанные комплексы фауны или флоры, называются экотонами.
Они располагаются на границах разных палеобиогеографических провинций или областей. Экотоны имеют первостепенное значение для межрегиональных корреляций и позволяют сопоставлять, например, разрезы Бореального и Тетического поясов (областей), т. е. региональные схемы с общей шкалой. Переходными (смешанными) комплексами приходится
пользоваться и при корреляции разнофациальных отложений: мелководных и относительно глубоководных, а также морских и континентальных
(Меннер, 1962).
Геолого-стратиграфические методы
Геолого-стратиграфические методы используются наряду с биостратиграфическим, а также и в тех случаях, когда пласты горных пород не содержат окаменелостей.
Стратиграфический. В определении относительного возраста пород
метод основан на представлении о последовательности напластований
слоев — нижележащий пласт старше вышележащего, при этом перспективны в использовании отчетливо горизонтально или наклонно залегающие пласты и не смятые в складки. Наряду с осадочными толщами метод
широко используется для определения относительного возраста магматических пород: интрузивных (внедрившихся или плутонических) и эффузивных (излившихся или вулканических) косвенным путем (опосредованно), учитывая взаимоотношения магматических пород с осадочными и с
помощью прочих геолого-стратиграфических методов. Нередко вследствие
дизъюнктивных (разрывных) дислокаций древние породы (например, палеозойские) могут залегать на более молодых (четвертичных). Еще более
мощные толщи смещаются в результате тектонических движений земной
коры. Если возраст подстилающих и перекрывающих пластов известен, то
приближенно можно установить и возраст магматических пород, которые
залегают между ними, придерживаясь следующих правил:
 относительный возраст интрузий моложе перекрывающих их пород;
 интрузию нельзя считать древнее вышележащей толщи пород, если на границе интрузивного тела и вмещающих его пород наблюдаются
следы контактового метаморфизма, поскольку последний (так называемый
горячий или активный контакт) возникает под действием высоких темпе21
ратур и химической активности магматического расплава, который внедряется в горную породу;
 интрузивная порода всегда древнее той, которая ее перекрывает,
если контактовый метаморфизм отсутствует (холодный контакт), а перекрывающие интрузию породы лежат на ее размытой поверхности (т. е.
крыша интрузивного тела перекрывается с размывом другими породами);
иными словами, интрузия уже существовала, когда породы, перекрывавшие поверхность размыва, начали накапливаться;
 из нескольких наблюдаемых магматических тел (интрузий) более
молодой всегда считается та, которая пересекает другую (вторичное магматическое тело).
Геологический. В его основу положены три основные направления в
изучении строения Земли, ее происхождения и развития:
 описательная геология, преследущая цель описать минералы,
горные породы и их типы; изучить состав, формы, размеры, взаимоотношения, последовательность залегания и прочие задачи, связанные с географией современного размещения и вещественным составом геологических тел (слоев горных пород, гранитных массивов и др.);
 динамическая геология, изучающая данные о геологических
процессах, происходящих на поверхности Земли (разрушение горных пород, перенос и переотложение их ветром, ледниками, наземными и подземными водами; накопление осадков в бассейнах рек, озер, морей, океанов и др.) и в ее недрах (движения земной коры, землетрясения, извержения вулканов и сопутствующие им явления; различные нарушения в залегании слоев — их изгибы или пликативные дислокации, разрывы или
дизъюнктивные дислокации и т. п.), объединяет материалы нескольких
научных направлений — тектоники, неотектоники, экспериментальной
тектоники, вулканологии, сейсмогеологии, геокриологии, геоморфологии;
 историческая геология, рассматривающая вопросы истории Земли за время ее возникновения и развития: последовательность образования
и распространение геологических тел, процессы и события (тектогенез,
метаморфизм, образование и разрушение залежей полезных ископаемых,
трансгрессии и регрессии водных бассейнов, смены эпох оледенений эпохами межледниковий, эволюция растительного и животного мира и т. д.).
Важными факторами при геологических исследованиях, в т. ч. и возраста пород, являются также пространственный (изучением состава и
строения Земли в целом занимается общая геология) и региональный
(исследованием состава и строения отдельных участков или регионов
земной коры занимается региональная геология).
22
Минералогический. Базируется на изучении природных устойчивых
химических соединений – минералов, которые образуют примерно однородные тела. Минералы в твердом (алмаз, золото, платина, вольфрам,
кальцит, киноварь, слюда), жидком (вода, ртуть) и газообразном (благородные газы) состоянии характеризуются определенным составом и свойствами, условиями образования и изменения в природе. Метод важен для
поиска и оценки месторождений полезных ископаемых и их обогащения.
Петрографический. Как одно из направлений минералогии основан
на исследовании горных пород — минеральных агрегатов, которые образуют самостоятельные геологические тела: известняки, кварциты, гипс,
гнейсы, сланцы, соли, пески, гравий, глины, граниты, алевролиты и др.
Они различаются минеральным и химическим составом, происхождением
(магматические, метаморфические, осадочные породы), закономерностями
залегания, распространения и преобразования в земной коре и на поверхности Земли. Данные используются чаще всего при корреляции на близких
расстояниях, т. к. на больших могут возникнуть ошибки вследствие быстрой смены петрографического состава одновозрастных пластов, образовавшихся в разных условиях. И наоборот, разновозрастные пласты, которые формировались в одинаковых или близких условиях, часто имеют
сходный петрографический состав. Используются кристаллооптический,
рентгеноскопический, спектральный, химический, физический (определяют
изменение плотности, твердости, теплового расширения, сжимаемости,
скорости сейсмических волн, вязкости, электрических и магнитных
свойств и др.), математический, формационный (определяют типы горных
пород в процессах формирования и развития земной коры) анализы и методы. Выделяют также петрохимию, петрофизику, петротектонику, а также физико-химическую, экспериментальную, техническую, космическую
(изучает метеориты, горные породы Луны и других планет) петрографию.
Литологический. Метод основан на расчленении и корреляции разрезов по особенностям вещественного состава, строения, происхождения и
закономерностей пространственного размещения горных пород. В качестве
стратиграфических признаков используются данные о содержании минералов, распределении химических элементов и др. Так, литологические
особенности моренных отложений четвертичного периода позволяют довольно четко разделять разновозрастные ледниковые горизонты на территории Беларуси (например, днепровский и сожский горизонты; Гурский Б.,
Гурский Г., 1985). В разрезах скважин и в обнажениях удается выделить
горизонты, отличающиеся литологическими признаками и прослеживающиеся на большие расстояния. Эти маркирующие горизонты являются
своеобразными уровнями отсчета, разделяющими толщи горных пород.
22
Многие из осадочных пород содержат полезные ископаемые: руды железа, марганца, аллюминия (бокситы), фосфора (фосфориты), стронция, никеля; торф, бурые и каменные угли, горючие сланцы; пески и россыпи
золота, платины, олова, титана, алмазов и других ценных минералов; пески кварцевые, стекольные, формовочные и строительные, глины огнеупорные, кирпичные и бентонитовые, адсорбенты, цементное сырье, гипс,
природную соль. Кроме того, осадочные породы на суше, океаническом и
морском дне вмещают залежи нефти, газа, руды меди, свинца, цинка,
марганца, никеля, фосфора, ртути, россыпи ценных минералов, артезианские воды: питьевые, минеральные лечебные, рассолы. Метод весьма важен для суждения об устойчивости осадочных пород как основания для
различных инженерных сооружений. При обобщении материалов используются фациальный, формационный, сравнительно-литологический методы.
Кристаллографический. Как одно из направлений минералогии базируется на изучении атомарного строения кристаллов; сейчас относится
к дисциплинам физического направления.
Фациально-формационный (генетический). Предназначен для анализа типов осадочных пород (фаций) по происхождению и условиям образования (морские, континентальные, лагунные), а также на анализе их
естественных родственных (парагенетических) сочетаний (осадочных
формаций) по особенностям тектонического режима (геосинклинальным,
переходным, платформенным), в целях познания палеогеографических
обстановок их накопления.
Гранулометрический (механический). Базируется на изучении содержания зерен различной крупности в рыхлой горной породе, почвах и
искусственных материалах (в % от общей массы или по количеству зерен
в исследуемом образце). В осадочных горных породах различают такие
гранулометрические фракции, как валуны (крупные — свыше 500 мм,
средние — 500–250 мм, мелкие — 250–100 мм), галька (100–10 мм), гравий (крупный — 10–5 мм, мелкий — 5–2 мм), песок (грубый — 2–1 мм,
крупный — 1–0,5 мм, средний — 0,5–0,25 мм, мелкий — 0,25–0,10 мм),
алеврит (0,10–0,015 мм), глина (менее 0,0015 мм). Разделение крупнозернистых материалов проводится при помощи наборов сит (на грохотах),
песчаных фракций — просеиванием через наборы сит с соответствующими отверстиями (ситовой анализ с промывкой или без нее), а более мелких частиц — гидравлически (используя различие скорости осаждения
частиц разного размера в спокойной воде или способность струй различной скорости течения увлекать частицы разного размера), термической
обработкой (кипячением), обработкой химическими реактивами.
23
Сейсмологический. Основан на изучении геологических процессов,
сопровождающих землетрясения, и для установления сейсмически опасных районов. Метод базируется на зависимости скорости прохождения
упругих колебаний (сейсмических волн) от плотности и физического состояния среды. В результате природных землетрясений или искусственных
взрывов возникают три типа сейсмических волн: поверхностные (распространяются только в воздушной среде), поперечные (возникают в твердой
среде как реакция вещества на изменение формы) и продольные (распространяются с большой скоростью в твердой среде и с меньшей скоростью в
жидкой среде как реакция вещества на изменение объема). Сейсмические
волны фиксируют на сейсмограмме (график непрерывной записи волн)
крупные неоднородности нашей планеты и дают представление о глубинном строении ее недр. По сейсмическим данным выделяются три главные
земные сферы — земная кора, мантия и ядро.
Гравиметрический. Один из группы геофизических методов, базируется на измерении с помощью точных приборов (гравиметров) распределения
силы тяжести на поверхности Земли. На теоретическую величину ускорения силы тяжести в любой точке влияет географическая широта, но в действительности этот показатель изменяется в различных районах, расположенных и на одной широте, в зависимости от геологического строения фундамента. Гравиразведка позволяет выявить гравиметрические аномалии —
области значительного увеличения или уменьшения силы тяжести. Положительные аномалии обычно связаны с присутствием более плотного вещества,
отрицательные указывают на уменьшение его плотности, что находит широкое практическое применение при поисках и разведке полезных ископаемых.
Палеомагнитный. В его основу положены способности минералов
сохранять свои магнитные свойства со времени их образования. Изучение
природной остаточной намагниченности показало, что ферромагнитные
частички породы ориентируются всегда в соответствии с ориентировкой
магнитного поля во время образования отложений. Регистрация магнитометрами параметров магнитного поля Земли (напряженность, полярность)
в различных ее точках показала их изменения (инверсии) вследствии неднородности магнитных свойств веществ. Выделение горизонтов прямой и
обратной намагниченности позволило сделать выводы: а) о составе вещества земных недр (магнитные аномалии часто связаны со скоплениями
разнообразных полезных ископаемых); б) о возрасте горных пород и минералов, в особенности при изучении ложа Мирового океана (породы и пласты с одинаковой намагниченностью образовались одновременно); в) об
изменении напряженности и полярности во времени и пространстве (различная траектория миграции магнитного полюса, находящегося всегда
23
вблизи географического, свидетельствует о значительных перемещениях
глыб континентов в геологическом прошлом). Недостатки метода заключаются в том, что процесс накоплении толщ осложняется частыми перерывами и в геологическом разрезе Земли отсутствует полная хронологическая последовательность горизонтов прямой и обратной магнитной
намагниченности, что затрудняет их корреляцию.
Каротажный. Один из группы геофизических методов, базируется на
получении геологической информации по разрезам глубоких скважин;
включает геофизические исследования каротажными станциями (передвижными автоматическими установками) с поверхности Земли до глубин 7000 м с целью изучения геологических разрезов и выявления полезных ископаемых по одному или совокупности таких физических свойств
горных пород, как термические, электрические (электрокаротаж — непрерывное измерение удельного электросопротивления пород, активности или поляризации), магнитные, радиоактивные (радиоактивный каротаж, гамма-каротаж — нейтронная, гамма-гамма, наведенная активность и радиоактивные изотопы), акустические (с помощью ультразвука
изучается скорость и затухание упругих волн в породах), газовые, люминесцентно-битуминологические и другие в виде диаграмм или цифровых
данных. Также изучаются механические свойства (разбуриваемость) пород в процессе бурения. Данные фиксируются специальными приборами,
опускаемыми в скважины. Самописцы этих приборов отражают непрерывные кривые (каротажные диаграммы) физических свойств пород,
пройденных скважиной даже без отбора их образцов. Установление однородных пачек пород служит основанием считать их одновозрастными.
Используя серию каротажных диаграмм по нескольким скважинам, можно также решать задачи корреляции разрезов скважин, определения литологии, глубины залегания пород. Каротажные работы особенно важны
при поисках, разведке и оценке запасов полезных ископаемых (нефти,
газа, воды, угля, руд, строительных материалов), проведении контроля за
разработкой месторождений нефти и газа.
Геотектонический. Изучает движения земной коры и создаваемые
ими крупные (применительно к материкам и океанам) структуры. Для
целей стратиграфии используются закономерности движения земной коры. В истории развития Земли выделяется несколько этапов активизации
эндогенных процессов, сопровождавшихся горообразованием, вулканизмом, метаморфизмом (тектоно-магматические циклы). В основе метода
лежат представления о развитии этих процессов (тектонических движений) одновременно на больших площадях и завершении их, как правило,
общим поднятием суши, которая в дальнейшем испытывает воздействие
24
экзогенных процессов. Так возникают перерывы в осадконакоплении —
важный показатель особенностей движения земной коры. Спустя длительное время территория вновь испытывает прогибание и наступает трансгрессия моря, в результате которой происходит накопление новой толщи
горных пород. Тектономагматический цикл отражается по степени изменения (дислоцированности) горных пород. Использование этих данных
позволяет проводить корреляцию разрезов.
Толщи пород расчленяются на пачки (структурные этажи), которые
отделены одна от другой угловыми несогласиями, вызванными тектоническими движениями. Затем в разных разрезах выделяют пачки, которые заключены между двумя поверхностями угловых несогласий. Такие пачки
считают одновозрастными. Используются также анализы фаций и мощностей (в т. ч. относительно горизонтальных движений вдоль нарушений и
шарьяжей), объемный анализ, анализ перерывов и несогласий, техногенных движений. Недостатком метода является реальность того, что тектонические движения на больших площадях происходят неодновременно и с
разной скоростью, в силу чего данный метод используется на небольших
площадях и в совокупности с другими методами. Неотектонический метод (новейшие, современные движения) — изучает те же вертикальные и
горизонтальные движения и процессы, как результат реализации современных тектонических напряжений применительно к неогенчетвертичному времени с помощью лазерной, радиоастрономической и
промышленной геофизики. Экспериментальная тектоника – исследует
тектонические процессы на моделях (например, образование складок).
Геохимический. Базируется на распределении и процессах миграции
химических элементов в горных породах, почвах, растениях, водах, газах и
др. Выявление в разрезах повышенных или пониженных концентраций отдельных элементов и границ, отмечаемых резкими перепадами этих концентраций (геохимические барьеры), отражает палеогеографические рубежи
седиментогенеза. При изучении литологически однородных толщ важно
понимание взаимосвязей между химическими элементами и образуемыми
ими ассоциациями. Применяются различные виды анализов: аналитический,
валовый, спектральный, пламенная фотометрия, флюоресцентный, изотопный, радиометрический (определение содержания радиоактивных элементов
с помощью физических приборов), радиохимический (определение качественного состава и количественного содержания радиоактивных изотопов в
исследуемых объектах с применением химических методов отделения и
очистки), полярографический, анализ минералов, фракций горных пород,
газовый, люминесцентно-битуминологический, геохимическое картирование. Недостатком метода является невозможность установления степени
24
преобразования химического состава древних пород относительно современных для выяснения палеоклиматических условий их формирования.
Педогенетический (почвенный). Применяется для изучения состава
и свойств современных (дневных) и погребенных (древних) почв, условий
их возникновения, становления и эволюции под влиянием природных
факторов (климата, растительности, животного мира, рельефа, материнской породы, ее возраста) и хозяйственной деятельности человека, а также для определения возраста на основе исследования вертикального разреза почвы от поверхности до материнской породы (почвенного профиля); в этих целях используются преимущественно механический, химический, минералогический и микробиологический анализы.
Геоморфологический. Используется для исследования рельефа
(форм земной поверхности) и Земли в целом, его происхождения, внешнего облика, эволюции и закономерностей географического распространения. Метод включает структурную геоморфологию (изучает деформации маркирующих поверхностей, коррелятные отложения и др.), современные движения земной коры и сейсмичность, динамическую и климатическую геоморфологию (оценка скоростей экзогенных процессов и др.),
геоморфологическое картографирование, легенды карт, спецкарты, геоморфологическое районирование, дистанционные методы изучения рельефа (аэрофотоснимки, космические фото- и сканерные изображения), математические методы в геоморфологии, теорию систем, морфометрию
рельефа, экспериментальную геоморфологию, палеогеоморфологические
исследования, микроморфологический и морфоструктурный анализы.
Гляциоморфологический метод – в его основу положено изучение форм
земной поверхности, созданных в периоды оледенений и межледниковий
в четвертичном периоде кайнозоя.
Палеопотамологический. Изучает развитие древних речных долин
(ледникового выпахивания и размыва) и прарек в эпохи оледенений и
межледниковий четвертичного периода, главным образом для разведки
бассейнов ресурсных запасов пресных вод, а также различных полезных
ископаемых.
Геокриологический. Базируется на изучении пород, процессов, явлений и жизни организмов настоящего и геологического прошлого, связанных со льдом и низкими температурами. Мерзлотные процессы охватывают временной интервал от суток до длительных эпох оледенений в
несколько десятков тысяч лет в течение четвертичного периода. Пространственной областью криолитозоны являются все горные сооружения
выше снеговой границы, современная зона многолетней мерзлоты (многолетнемерзлые горные породы, подземные ледяные тела); безводные и
25
насыщенные концентрированными растворами горные породы с отрицательными температурами, без ледяных включений (в виде погребенных
клиньев, термокарста). Нижней границей криолитозоны служит изотермическая поверхность с температурой 0 °С. Метод исследует процессы морозного выветривания, растрескивания, пластической деформации, разрывов, пучения почв и рыхлых пород, вымораживания крупнообломочного
матриала, просадки и термокарста, солюфлюкции и криогенного обрушения пород со склонов, нивации и альтипланации, боковой эрозии и абразии
льдистых отложений, генезиса и типов морен, форм рельефа при криогенных процессах (образования трогов, цирков, склоновых террас, оползней,
обвалов, оплывин, гидролакколитов, каменных россыпей, полигональных,
перигляциальных, долин ледникового выпахивания и размыва). В криолитозоне наблюдаются мигрирующие системы облаков, снежный покров,
льды, почвы, ледосодержащие горные породы, многолетние наледи, горные ледники, ледники полярных островов и материков, ледяной покров
пресных и соленых водоемов, подземные и пещерные льды. Вероятно, что
схожие процессы в многолетнемерзлых породах происходили не только в
четвертичном периоде, но и в более древние эпохи оледенений (в раннем
протерозое, позднем рифее, венде, ордовике, позднем карбоне — ранней
перми).
Гидрогеологический. Основан на изучении подземных вод: их химического состава, происхождения (осадочные, ювенильные, гравитационные, почвенные и грунтовые, напорные и родниковые воды, наледи), движения и взаимоотношения с горными породами (явление карста, образование известковых и кремнистых туфов на дневной поверхности, сталактитов и сталагмитов в пещерах, формирование песчаников, брекчий, конгломератов в процессе цементации, явления оползней и обвалов).
Вулканологический. Применяется для исследования процессов вулканизма в их активные фазы (типы извержений) и в фазы затухания (выбросы пара и горячих вод — гейзеры, грязи — грязевые вулканы, термальные и термоминеральные воды), а также при изучении зон распространения вулканической деятельности на Земле и других планетах, роли вулканизма в формировании оболочек Земли, практического использования человечеством продуктов вулканических извержений и явлений, а также прогнозирования этих грозных явлений природы.
Астрономический (в частности, планетная космогония). В его основу положено изучение начального состояния Земли, проблемы образования
планет. Исследование протовещества, из которого была построена Земля
на первых этапах своего существования, проводится по метеоритам,
25
осколкам космических тел, которые, вероятно, образовались одновременно с Землей и другими планетами Солнечной системы.
Результаты использования методов относительной геохронологии
позволили получить представления о хронологии и характеристике различных природных процессов Земли в целом, а также отдельных регионов и локальных мест, в разрезах которых сохранилась наиболее длительная и детально палеонтологически охарактеризованная летопись истории
развития различных компонентов природной среды.
4
.
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ
И ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ШКАЛЫ.
СВОДНЫЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ КОЛОНКИ
При решении задач стратиграфии отложений и геохронологии природных событий в истории Земли наиболее объективные результаты могут быть получены на основе разнообразного фактического материала. В
этом отношении более надежен комплексный подход в использовании
данных конкретных геохронологических методов. Первоначально понятие «комплексный подход» было равнозначно понятию «сопряженный
анализ» (Марков, Зорин, 1967; Марков, 1969; Агаджанян, Мотузко, 1972;
Судакова, 1987) и поэтому использовалась сумма данных различных методов для изучения одного и того же объекта (разреза, бассейна) без учета
стратиграфических привязок этих материалов и детальности опробования
отложений. В настоящее время при исследовании осадков (в особенности
четвертичных) спецификой отбора проб на анализ из опорных и стратотипических разрезов стала максимальная их частота (каждые 2—5, и даже
1 см) и, соответственно, детальность микроскопирования, понятие сопряженный анализ подразумевает изучение каждого образца в геологи26
ческом разрезе несколькими методами одновременно (Еловичева, 2001).
Это существенно повысило требования к разрешающим способностям
каждого метода исследований и способствовало углубленному решению
таких важных стратиграфических и палеогеграфических задач, как фациально-генетическое разграничение отложений, их микростратиграфическое
расчленение (до уровня периодов, этапов, фаз и подфаз развития компонентов природной среды), корреляция горизонтов и слоев, палеогеографические реконструкции с учетом общих, региональнах и локальных факторов изменения природной обстановки, выявление временных интервалов
переотложения, перерывов в осадконакоплении и чрезвычайных экстремальных ситуаций. Таким образом, при использовании комплексного метода на основе сопряженного анализа при решении стратиграфических и
геохронологических задач прошлого Земли в наибольшей мере возможно
сочетание разных методов исследований, объективно дополняющих друг
друга.
В результате трудов нескольких поколений геологов была установлена
общая последовательность накопления слоев Земной коры, получившая
название общей стратиграфической шкалы (или схемы — это таблицы,
в которые сведены и скоррелированы местные и региональные стратиграфические подразделения, составляющие местные стратиграфические
схемы, отвечающие требованиям детальности). Сводный разрез, полученный в результате сопоставления частных разрезов, является основой
для составления легенды осадочных и вулканогенных образований при
геологической съемке (табл. 2; БСЭ, 1971; Стратиграфический кодекс,
1992). При этом местная стратиграфическая последовательность отложений может изображаться в виде стратиграфической колонки, а в районах с
сильной фациальной изменчивостью толщ — с помощью геологического
профиля, раскрывающего характер взаимоотношений толщ различного
состава и по вертикальному разрезу, и по простиранию.
Самым крупным подразделением общей стратиграфической шкалы является а к р о т е м а, отвечающая только нижней части данной шкалы —
докембрию (криптозойская акротема). Последний соответствует огромной по мощности толще пород, накопившейся на протяжении более чем 4
млрд лет, но для которой биостратиграфические методы имеют ограниченное применение из-за плохой сохранности или отсутствия окаменелостей.
Вследствие этого данная часть стратиграфической шкалы расчленена менее детально и преимущественно на основе методов абсолютной геохронологии и прочих непалеонтологических методов. По степени метаморфизма горных пород и другим признакам докембрий делится на архей (или
26
археозой) и протерозой, которые, в свою очередь, включают подразделения меньшего ранга.
Вышележащий отрезок шкалы (фанерозой) составлен при помощи палеонтологических и прочих методов с бóльшей тщательностью. Фанерозой
длительностью около 570 млн лет делится на три г р у п п ы (э р а т е м ы):
палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. В свою очередь, каждая группа делится на с и с т е м ы (всего в фанерозое 12 систем). Каждая система
подразделяется на 2— 3 о т д е л а и подчиненные им п о д о т д е л ы; последние в свою очередь делятся на я р у с ы и подчиненные им з о н ы.
Как системы, так и многие ярусы могут быть прослежены на всех континентах, но большая часть зон имеет только местное значение. Вторым по
рангу крупным подразделением шкалы объединяющим несколько групп,
служит
Таблица 2
Общая стратиграфическая шкала
27
27
э о н о т е м а. Так, палеозойская, мезозойская и кайнозойская группы объединяются в фанерозойскую эонотему (или фанерозой).
Для четвертичного (антропогенового) периода кайнозоя разработаны
дробные стратиграфические шкалы на основе биостратиграфических,
климатостратиграфических и литостратиграфических построений, характеризующих эволюцию наземного органического мира, изменения ритмов
седиментогенеза и климата. Высшим таксоном общих стратиграфических
подразделений четвертичного периода является с и с т е м а , которая
объединяет два р а з д е л а — плейстоцен и голоцен. Раздел включает
четыре з в е н а: эоплейстоценовое, нижнеплейстоценовое, среднеплейстоценовое и верхнеплейстоценовое. Каждое звено должно иметь климатостратиграфическое (литолого-экологическое) обоснование, сопровождаемое по возможности магнитостратиграфической характеристикой.
Звено объединяет комплексы горных пород, сформировавшиеся за время
не менее одного цикла климатических изменений, который слагается из
двух полуциклов теплового режима: потепления (межледниковье, сухость/аридность) и похолодания (ледниковье, влажность/плювиал). Каждый полуцикл отвечает г о р и з о н т у, который в свою очередь, при детальном изучении палеонтологическими методами, расчленяется на п о д
г о р и з о н т ы, соответствующие началу межледниковья, климатическому оптимуму, концу межледниковья, началу оледенения, максимальной
фазе оледенения, концу оледенения. Подгоризонт включает с л о и, отвечающие ф а з а м и п о д ф а з а м развития растительности в зависимости
от изменения климата и местным локальным факторам природной среды.
Геохронологическая шкала. Стратиграфическая шкала является основой для создания соответствующей ей геохронологической шкалы, ко-
28
торая отражает последовательность отрезков времени, в течение которых формировались те или иные толщи пород.
Каждому подразделению стратиграфической шкалы отвечают определенные подразделения геохронологической шкалы. Так, время, в течение
которого отложились породы любой из систем, носит название п е р и о д
а. Отделам, ярусам и зонам отвечают промежутки времени, которые называются соответственно э п о х а, в е к, в р е м я; группам (эратемам) соответствуют э р ы, слагающие фанерозойской э о н. Крупнейшему стратиграфическому подразделению а к р о т е м е отвечает хронологический
термин — а к р о н, ссответствующий докембрию (или криптозою). Продолжительность последнего составляет около 5/6 всей геологической истории Земли. Каждый из периодов фанерозойского эона, за исключением
самолого молодого — четвертичного (антропогенового), охватывает примерно равновеликие интервалы времени. Четвертичная система намного
короче, расчленение ее проводится гораздо детальнее, в отличие от других
периодов, по фауне наземных млекопитающих, которая эволюционирует
гораздо быстрее, чем морская фауна (в составе последней за время антропогена не произошло принципиальных изменений), по руководящим и экзотическим формам ископаемой флоры, представляющей закономерный
возрастной ряд от неогена к голоцену, на основе изучения ледниковых и
межледниковых отложений, характеризующих сответственно эпохи всеобщих похолоданий и максимальных потеплений.
Подразделения стратиграфической шкалы, выделенные с помощью палеонтологических методов, и соответствующие им подразделения геологического времени, объединенные в единой геохронологической шкале, были
утверждены в 1881 г. на ІІ Международном геологическом конгрессе в Болонье и с тех пор являются общепринятыми во всем мире. В дальнейшем,
благодаря совершенствованию методов палеонтологических исследований и
накоплению новых данных, в первоначальную схему геохронологии Земли
постоянно вносятся некоторые изменения и уточнения. Так, предложенный
в 1938 г. английским геологом А. Холмсом вариант геохронологической
шкалы фанерозоя уже претерпел изменения (Афанасьев, 1968).
Геохронологическая шкала докембрия из-за отсутствия остатков скелетной фауны построена главным образом по данным определений абсолютного возраста магматических пород на различных материках, что позволило
установить одновременность крупных тектономагматических циклов, лежащих в основе деления докембрия. Каждое из принятых подразделений докембрия (архей и протерозой) по длительности значительно превышает отдельные группы фанерозоя. Архей и протерозой в ранге акротемы позразделяются на две части — нижний и верхний. Верхний протерозой вошел в гео28
хронологию под названием рифея (подразделение в ранге эона с подчиненными ему тремя частями в ранге групп или эр) и венда (соответствует рангу
периода с подчиненными ему двумя частями) (см. табл. 2).
Наиболее важными стратиграфическими и геохронологическими
шкалами являются биостратиграфические, литологические (седиментационные), климатостратиграфические (в т. ч. изотопно-кислородные),
геохимические, палеомагнитные, инсоляционные, геофизические (каротажные) шкалы.
Биостратиграфическая шкала. Основой ее является распределение различных органических остатков в сооответствующих отложениях,
их последовательность в разрезах, закономерности сочетания в комплексах (ассоциациях) остатков растительных и животных организмов, смена
этих комплексов и их зависимость от характера осадков. Последние,
представляющие собой фациальные особенности отложений, слагают
предмет экостратиграфических (палеоэкологических, биофациальных) исследований,
в которых для стратиграфических целей используются закономерности,
устанавливающие взаимосвязь организмов и среды обитания. Детальность расчленения отложений в таких шкалах зависит от скорости накопления отложений, темпов изменения состава фауны или флоры, частоты
опробования осадков изучаемого разреза.
Стратиграфическими подразделениями, выделяемыми в биостратиграфических шкалах, являются: г о р и з о н т — комплекс отложений с органическими остатками, характерных для определенного палеобиогеографического подразделения (провинция, палеобассейн или часть его); л о н а
(или провинциальная зона, совокупность которых слагает горизонт), для
которой палеонтологическое содержание является определяющим по фаунистическому или флористическому комплексу, отражающему наиболее
общие черты палеобио- и палеофитоценозов на площади их распространения, т. е. в пределах данной палеобиогеографической провинции или области, и отражает определенный этап развития фауны или флоры (включая
вид или виды-индексы) в пределах их географического распространения; п
о д з о н а и с л о и — как вспомогательные стратиграфические подразделения; я р у с, составляющий совокупность зон; з о н а (хронозона), которая
отражает определенный этап развития флоры или фауны в границах распространения зонального их комплекса с группой быстро эволюционирующих и имеющих широкое географическое распространение видов.
Расчление отложений проводится по комплексам или формам ископаемых остатков, по-разному распределяющихся в разрезе и имеющих
различное стратиграфическое значение (рис. 2–6). Среди них выделяются:
29
а) формы, стратиграфическое распространение которых ограничено
возрастными пределами только данного подразделения (руководящие формы) и не выходящие за его нижнюю и верхнюю границы;
б) формы, которые встречаются преимущественно в данном стратиграфическом подразделении и весьма редко в ниже- и вышележащих отложениях (характерные или контролирующие);
в) формы, распространенные в нижележащих отложениях и исчезающие у верхней границы данного стратиграфического подразделения, а также те, которые появляются около его нижней границы и переходят в вышележащие отложения (доживающие);
г) формы, одинаково часто встречающиеся в самом стратиграфическом подразделении, а также в подстилающих и перекрывающих отложениях (транзитные).
При установлении границ биостратиграфических подразделений
наибольшее значение имеют рубежи массового появления, развития и
исчезРис. 2. Соотношение некоторых видов биозон одного
таксона
а, б, в — тейльзоны в разрезах А, Б, В; г — эпиболь;
е — биозона. Штриховкой
показана ранговая зона
Рис.3. Комплексные зоны (А, Б)
1 — появление; 2 —
исчезновение таксона
Рис. 4. Экозона (А)
1 — песчаник, 2 — известняк, 3 —
29
аргиллит, 4 — появление, 5 — исчезновение таксона. Предполагается,
что таксоны 1, 2, 6, 7, 11 характерны
только для определенной экологофациальной обстановки (в данном
случае карбонатного осадконакопления)
Рис. 5. Вертикальное распространение
различных таксонов по отношению к
границам стратиграфического подразделения
1 — появление, 2 — исчезновение таксона
Рис. 7. Филогения атиридид подсемейства Didymothyridinae (брахиоподы) и расчленение верхнесилурийских—нижнедевонских отложений
о. Дол-гого (по Т.Л. Модзалевской).
1 — Greenfieldia uberis, 2 — Didymothiris didima, 3 — Collarothyris
canaliculata: a — C. canaliculata, б —
C. canaticulata trapezoideus, в — C.
canaliculata lata, 4 — Protathyris
praecuror.
Рис.6. Схема расчленения отложений по первому
появлению зональных таксонов
а—д — уровни появления зональных таксонов,
А—Д — биостратиграфические зоны
новения (вымирания) таксонов или отдельных таксонов, которые фиксируют эволюцию определенных групп фауны или флоры, и связаны с
крупными геологическими этапами: трансгрессиями и регрессиями бассейнов, изменениями климата и др. При этом важную роль играют изменения таксонов в составе комплексов, обусловленные необратимостью
эволюции фауны или флоры (рис. 7–9).
30
30
Рис. 8. Зоны и подзоны верхнего аалена по распространению различных таксонов аммонитов Graphoceratidae
Западного Кавказа (по К.С. Ростовцеву). Заливкой выделено распространение зональ-ных таксонов
Рис. 8. Зональное расчленение верхнеюрских отложений Прибалтики по фораминиферам и филогенетические ряды некоторых групп фора-минифер рода
Lenticulina (по А.А. Григялису, 1980). Заливкой выделено распространение
зональных видов.
Так, возрастной ряд ископаемых палинофлор четвертичного (антропогенового) периода Беларуси характеризует его расчленение на уровне
звеньев и межледниковых горизонтов, обосновывая их стратиграфическую
последовательность (Еловичева, 2001; табл. 3).
31
31
Таблица 3
Ископаемая палинофлора кайнозоя Беларуси
32
6
7
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
— — — — —
— — — — —
— — — — —
Муравинский
Шкловский
Смоленский
Голоценовый
Q4
5
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
Q3
4
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
Q2
3
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
Q2
Александрийский
Q2
Ишкольдский
Q2
Беловежский
Q1
Q1
Брестский
Q1
Асокский
2
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
N
1
Abies sp.
Picea excelsa Link.
Pinus sylvestrys L.
Salix sp.
Betula pubescens Ehrh.
Betula verrucosa Ehrh.
Alnus glutinosa (L.) Gaertn.
Alnus incana (L.) Moench
Carpinus betulus L.
Corylus avellana L.
Quercus robur L.
Quercus petraea (Matt) Liebl.
Ulmus laevis Pall.
Ulmus campestris L.
Acer sp.
Tilia cordata L.
Fraxinus sp.
Viburnum sp.
Fagus sp.
Juniperus sp.
Lonicera sp.
Rhamnus sp.
Euonymus sp.
Rubus sp.
Корчевский
Горизонт, индекс
Растения
продолжение таблицы 3
1
8
9
10
11
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
Ephedra sp.
Picea obovata Ledeb.
Larix sp.
Adiantum sp.
Tilia platyphyllos Scop.
Betula sp. (sect.Fruticosae)
Brasenia sp.
Osmunda cinnamomea L.
Cornus sp.
Ligustrum sp.
Ulmus propinqua Koidz.
Pinus sp. (sect.Cembrae)
Pinus sp. (sect.Strobus Shaw.)
Quercus pubescens Willd.
Picea sp. (sect.Omorica Willkm.)
Coniogramme sp.
Betula sp. (sect.Costatae Rgl.)
Ilex sp.
Ostrya sp.
Woodsia cf.manschuriensis Hook.
Eriocaulaceae
Tilia tomentosa Moench.
Azolla filiculoides Lam.
Pinus sect.Sula Mayr.
Pilularia L.
Osmunda claytoniana L.
Zelkowa sp.
Picea orientalis (L.) Link.
Taxus sp.
Vitis sp.
Pterocarya sp.
Juglans sp.
Carya sp.
Tsuga sp.
Ligustrina sp.
Myrica sp.
Castanea sp.
Carpinus orientalis Mill.
2
3
4
5
6
7
8
— — —
— — —
— —
—
— — — — — — —
—
— —
— — —
— — — — — — —
— —
—
— — —
— —
— —
— —
— — — —
—
— —
— — — —
—
— — —
— —
— — —
— — —
— — —
—
— —
— — —
— — —
—
— —
—
9
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
— —
— — — —
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
— — —
— —
—
— —
—
— —
— — —
—
— — — —
—
— —
—
— —
—
— —
—
— —
—
— —
—
— —
—
— —
—
—
10
11
—
—
—
—
—
—
—
—
—
32
Carpinus minima Schafer
Pinus montana Mill.
Buxus sp.
Celtis sp.
Euryale sp.
Osmunda regalis L.
Hedera sp.
Rododendron sp.
Sequoia sp.
Eucommia sp.
Morus sp.
Taxodium sp.
Cupressus sp.
Liquidambar sp.
Glyptostrobus sp.
Engelhardtia sp.
Nyssa sp.
Rhus sp.
Platycarya sp.
Podocarpus sp.
Ginkgo sp.
Sciadopitys sp.
Cryptomeria sp.
Metasequoia sp.
Cotinus sp.
Keteleeria sp.
Cedrus sp.
Sequoiadendron sp.
Libocedrus sp.
Gleichenia sp.
Palmae
— —
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
окончание таблицы 3
—
—
—
—
—
—
—
Рис. 10—Чериков
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
Детальное расчление палинологически изученных отложений по
разрезу (рис. 10) позволяет выделить подразделения на уровне подгоризонтов, фаз и подфаз развития растительности. Последовательность последних слагает сукцессионный ряд палеофитоценозов, определяющий
закономерную направленность в эволюции растительности, а также
наличие перерывов, синхронных процессам изменения климата и осадконакопления.
33
33
Результатом экостратиграфических исследований является выделение
фаунистических и флористических сообществ, характерных для различных
частей бассейнов, а также выявление возрастной и латеральных систем стратиграфических подразделений в зависимости от эколого-фациальных обстановок и организмов. Экостратиграфические границы в этих случаях отражают изменение состава отложений и органических остатков.
Биостратиграфическая корреляция основана на общности руководящих форм или комплексов органических остатков, свойственных соответствующим стратиграфическим подразделениям. Некоторые трудности при этом объясняются различной биологической организацией представителей органического мира, неодинаковой скоростью миграции и
способности к адаптации в одних и тех же условиях (рис. 11–17).
Рис. 12. Стратиграфическое значение главных групп морских беспозвоночных в фанерозое
Группы: 1 — используемые для корреляции с общей шкалой, 2 — применяющиеся в региональной стратиграфии, 3 — используемые в местной
стратиграфии
__________________________________________________________
Рис. 11. Корреляции стратиграфических подразделений (А, Б)
1 — по распространению руководящего таксона а; 2 — по совместному нахождению таксонов а, б, г, д; 3 — по комплексу признаков: по распространению таксонов а, б, г, по появлени. На нижней границе таксона в, по исчезновению на верхней границе таксона д, т.е.
по совместному нахождению всех этих таксонов (а—д)
34
34
Рис. 13. Варианты I—III корреляции разрезов А—Г по трем
встречающимся таксонам на разных уровнях и в разных сочетаниях
I — по таксону х, II — по таксону y, III — по таксону z. Справа показано
изменение пределов распространения (биозоны) соответствующих таксонов в зависимости от варианта корреляции
35
Рис. 14. Варианты корреляции двух разрезов верхнеордовикских
отложений в Чу-Илийских горах (Казахстан) по появлению трилобита Plarycoryphe sinensis (I), трилобита Dalmanitina mucronata (II),
граптолитов зоны Glyptograptus persculptus (III) (по И. Ф. Никитину, М. К. Аполлонову, Д. Т. Цаю и др.)
1 — Platycoryphe sinensis, 2 – Dalmanitina mucronata, 3 — граптолиты зоны G.
persculptus, 4 — граптолиты зоны C. supernus, 5 — алевролиты, 6 — известняки, 7 — глинистые известняки, 8 — дайка диоритовых порфиритов
35
Рис. 16. Распространение фауны в биофациях Торитонского рифового комплекса
в Иллинойсе (по Д.Д. Инджелсу, 1968)
Рис. 15. Обобщенная схема распределения основных групп ископаемых организмов по фациальным зонам Палеобалтийского периоконтинентального бассейна в верхнем лландовери, венлоке (Фациальные закономерности…, 1980)
1 — аргиллиты и мергели депрессионной зоны, 2 — глинистые мергели переходной зоны, 3 — алевритистые мергели переходной зоны, известняки внешней части открытого шельфа, 5 — известняки внутренней части открытого
шельфа, 6 — зернистые известняки отмельной зоны (биоморфные, детритовые, обломочные, оолитовые, сгустковые) с органогенными построцками, 7
— седиментационные доломиты лагунной зоны
Рис. 17. Схема соотношения девонских фаций в штатах Огайо, Пенсильвания и
Нью-Йорк (США), обусловленного «трансгрессией во времени» (M. Weller, 1960)
36
36
Климатостратиграфическая шкала. Используется она для
дробного стратиграфического расчленения и надежности корреляции осадочных образований. Возможности климатостратиграфии ограничены
интервалами геологической истории, характеризовавшимися неустойчивым и быстро меняющимся во времени климатическим режимом. Это
относится к эпохам оледенения Земли (ранний протерозой, поздний рифей, венд, ордовик, поздний карбон — ранняя пермь, антропоген).
Для установления направленности и амплитуды климатических изменений климатостратиграфия предполагает использование комплекса различных методов (палеонтологического, литологического, геоморфологического, геохимического, изотопного и др.), каждый из которых в силу
своих разрешающих способностей может отражать изменения температурного режима и увлажненности. Важным в климатостратиграфии является установление климатического ритма, слагающегося из закономерной последовательности нескольких периодически повторяющихся во
времени стадий климатического режима. Последние отвечают определенным соотношениям теплообеспеченности и увлажненности. Во времени эти два важнейшие параметра отражаются волнообразными кривыми,
из которых максимум и минимум теплообеспеченности предшествуют
максимуму и минимуму увлажненности. С этой позиции климатический
цикл включает четыре основные стадии: холодно–сухотепло–
сухотепло–влажнохолод-но–влажно, которые объединяются в две
полуволны: а) теплую и холодную, б) влажную и сухую (рис. 18). Помимо
этих общих климатических характеристик в настоящее время для четвертичного периода возможно восстановление средних температурных показателей июля, января, года и среднегодового количества осадков. Эти показатели возможно получить при установлении зонального типа растительности и животного мира (вариации северных, южных, западных и
восточных границ распространения природных зон), выявлении центра
концентрации состава видов географических элементов флоры.
Климатический режим определяет характер процесса осадконакопления в такой же мере, как и характер тектонических движений. Так, результатом иссушения климата и тектонического поднятия территории является
усиление эрозии и развитие склоновых процессов в речном бассейне, что
выражается в грануметрическом составе породы и фациальном облике осадка. В противоположность этому, увлажнение климата и тектоническое
погружение в одинаковой мере вызывают постепенное замедление и за______________________________________________________________
Рис. 18. Принципиальная схема климатического ритма в плейстоцене и соответствующего ему климатоседиментационного цикла для 50-55º с.ш.
37
37
мирание вышеуказанных процессов. Таким образом, климатическому
ритму сего двумя полуволнами и четырьмя стадиями в разрезах будет
отвечать седиментационный (климатоседиментационный) ритм, выявление которого является основной задачей климато-стратиграфии.
Климатоседиментационные ритмы в целом, а также их полуритмы
фиксируются в геологических телах (ледниковые и межледниковые отложения, лессы и погребенные почвы и др.), имеющих местные стратиграфические подразделения. При отсутствии же седиментационного отражения климатические ритмы могут быть отражены и в фациально однородных континентальных озерных толщах по комплексам пыльцы и
спор, остракод, диатомей как скрытые климатические циклы (климатемы). Так, при детальной микростратиграфии преимущественно древнеозерных плейстоценовых толщ на основе спорово-пыльцевого анализа выявлены макросукцессии палеофитоценозов, слагающих полный цикл развития растительности от конца предшествовавшего оледенения, на протяжении межледниковья и до начала последующего оледенения. Чередование
подобных циклов слагают климатоседиментационный ритм. Определенная
сложность в выявлении климатоседиментационной ритмичности связана с
наличием на Земном шаре климатической зональности. Вследствие этого
главными в изменении климата в высоких широтах (50–80º) являются колебания температур, в средних же широтах (20–40º) — колебания влажности. Соответственно в высоких широтах все экзогенные геологические
процессы (эрозия, выветривание и др) сильнее реагируют на изменение
теплообеспеченности, а в средних широтах — на изменение увлажненности. В связи с этим в позднем кайнозое для нескольких палеоклиматических поясов выделены свои типы климатоседиментационной ритмичности:
а) пояс с ледниковым типом климатоседиментационной ритмичности,
отличающийся чередованием в разрезе морен и межморенных отложений
(высокие широты — севернее 50º в Европе, 60º в Азии, 40º в Северной
Америке);
б) пояс с перигляциальным типом климатоседиментационной ритмичности, характеризующийся чередованием лессов и погребенных почв
(умеренные широты — 45–55º в Евразии, 34–45º в Северной Америке);
г) пояс с семиаридным типом климатоседиментационной ритмичности, отличающийся чередованием в озерных бассейнах солевых и иловых
горизонтов (средние широты — 20–40º).
Диапазон амплитуд климатических колебаний, зафиксированных в
разрезах весьма огромен — от годовой пары слоев (варв) до ритмов длительностью 200–300 млн лет, но практическое применение климатическая
стратиграфия имеет преимущественно для среднего интервала длительно38
стью от 1000 лет до 1–2 млн. лет (соответствует расчленению и корреляции
осадков внутри яруса). В этом отношении климатостратиграфический критерий дополняет биостратиграфический при геологическом картировании
континентальных и морских осадочных толщ (в особенности плиоценовых
и четвертичных).
Основными объектами при разработке климатостратиграфических
шкал являются:
 разнообразные криогенные текстуры зоны многолетней мерзлоты,
горных склонов, нижней моренонасыщеной части ледниковых щитов;
 погребенные почвы и лессовые толщи перигляциальной зоны
(рис. 19);
 химические элементы: устойчивые минералы (сортированные по
размеру), формировавшиеся в условиях теплого и влажного климата, а
также неустойчивые (несортированные), накапливавшиеся в условиях холодного и сухого климата; аутигенные компоненты для характеристики
режима увлажненности (рис. 20); соотношения SiO2/Al2O3 илистой фракции для выявления нарастания холода и сухости при уменьшении миграционной роли кремния; содержание CaCO3, когда накопление кальция в
глубоководных океанических слоях отвечает похолоданию, а в морских
внутриконтинентальных и озерных отложениях — потеплению; кальциевостронциевый индекс в отношении к раковинам моллюсков арагонитового
состава для определения палеотемпературы пресных вод; соотношение
18
O/16O как показатель теплых и холодных (содержание 18О выше) океанических вод, и величина δ18О, отражающая процесс опреснения (во время
трансгрессий) и осолонения (во время регрессий) внутриконтинентальных
бассейнов за счет привноса реками пресных вод с богатым содержанием
изотопа 16О; величина 13С/12С, свидетельствующая о периодическом колебании солености вод океана, и особенно прибрежных вод, а также δ13С,
фиксирующая степень отклонения условий обитания моллюсков и фораминифер от нормально-морских преимущественно в замкнутых континентальных бассейнах;
 палеонтологические остатки в виде видовых индикаторов (или экзотов с максимально узким ареалом распространения), морфологических
индикаторов (формы и размеры частей организмов или остатков скелетов
и раковин животных: листья малого размера с изрезанным краем характеризуют холодные условия, а крупные листья с ровным краем и сердцевидным основанием, кожистой поверхностью — теплые; левозавернутые раковины некоторых фораминифер встречаются в горизонтах похолодания, а
правозавернутые — в горизонтах потепления; малые размеры раковин
моллюсков в холодных водах и большие размеры тех же видов в теплых
38
Рис. 19. Верхняя часть разреза лессовой формации Чехии и Словакии с серией
погребенных почв, температурная кривая и биоценотические доминанты (по Л.
Смоликовой и В. Ложеку, 1965)
В колонке «ярус» отмечены местные (региональные) климатостратиграфические подразделения — криомеры и термомеры. ПКI—ПКIV — почвенно-климатические комплексы.
39
39
водах), доминантов в биоценозах (устойчивое сочетание видов или родов
соответствует локальному составу фито/биоценоза — болота, опушки леса,
прибрежной или глубоководной части водоема, а также составу растительности и животного мира определенной природной зоны) (рис. 21; Гричук,
Рис. 21
Рис. 20. Парагенетические комплексы аутигенных минералов эпигенетической стадии гипергенеза — индикаторы обстановки (по
В.В. Добровольскому, 1996). Затемненные участки — автоморфные гипергенные минералы, светлые — гидроморфные.
40
40
Заклинская, 1948), что особенно важно при межрегиональной климатостратиграфической корреляции (рис. 22; Еловичева, 2001).
Эталоном общей климатостратиграфической шкалы, отвечающей
требованиям непрерывной последовательности климатических событий и
использования комплекса радиометрических и палеомагнитных методов,
на территории Европейской части России является разрез плейстоцена
Черного моря, для которого получено в общей сложности 19 реперов
(12 магнитных, 6 термолюминесцентных, 1 урановый), независимо подтверждающих друг друга (рис. 23). Расчленение плиоцена на основе климатостратиграфии возможно пока в объеме более крупных подразделений,
отвечающим ритмам от 0,4 до 2,5 млн лет (рис. 24).
Климатостратиграфические шкалы сопровождаются палеоклиматичес-
Рис. 21 продолжение
Рис. 21
41
41
Рис. 23. Климатостратиграфические обобщения для
42
плейстоцена Восточно-Европейской равнины
42
Рис. 24. Климатостратиграфические обобщения для плиоцена
43
и позднего миоцена Восточно-Европейской равнины
43
кой кривой, отражающей последовательность ритмов седиментации и
предполагаемую амплитуду климатических колебаний. Последняя может
выра-жаться в «условных градусах» (по δ18О, Ca/Mg-методу), в индексах
(по Ca/Sr-методу), размерами широтного перемещения границ палеоклиматических (или природных) поясов. Определение температурных показателей (средние июльские, январские и годовые) и среднегодовой суммы
осадков можно проводить по палеонтологическим данным с помощью ареалогического метода путем составления климатограмм (по В. П. Гричуку)
для отложений неогена и плейстоцена, а также информационностатистического метода (по В. Климанову), основанного на адекватности
состава пыльцевых спектров поверхностных проб каждой растительной
зоны составу спектров из более древних отложений (более применимо к
голоцену).
Магнитостратиграфическая шкала. Со времени открытия в 1953–
1958 гг. палеомагнитного метода (Храмов, 1958) и разработки возможности использования его в стратиграфических исследованиях появилась
новая отрасль геофизики — палеомагнитология (Храмов, Шолпо, 1967).
Естественная остаточная намагниченность («окаменелый магнетизм») в
горных породах позволяет определять их возраст от протерозоя до современной эпохи, когда на протяжении истории развития Земли геомагнитное поле претерпело множество инверсий (обращений поляности), а изменение координат полюсов являлось отражением движения литосферных плит относительно оси вращения Земли (рис. 25; Лейбов, 2003).
Вполне естественно, что и разрезы осадочных и вулканогенных толщ оказались расчлененными на чередующиеся зоны прямой (N-зоны) и обратной (R-зоны) намагниченности (рис. 26; Лейбов, 2003). Значимость исследований характера магнитного поля Земли весьма важно для познания развития ее органического мира, поскольку проявляется связь между периодической сменой растительного и животного мира и циклическими изменениями магнитного поля: в период инверсии полярности оно существенно
ослабевает или даже исчезает вовсе, а биосфера планеты остается беззащитной перед потоками космического излучения.
В магнитостратиграфии используются палеомагнитные шкалы
последовательности координат палеомагнитных полюсов (табл. 4), геомагнитных инверсий, реперных горизонтов аномальных направлений векторов намагниченности.
Если образцы горных пород, для которых определена магнитная
полярность, датированы геофизическими методами, то такие шкалы
называются магнитохронологическими (Палеомагнитология, 1982; рис.
44
27, 28).
Рис. 25. Современное местонахождение Северного и Южного полюсов и их перемещения с 1900 по 2005 год (2003—2005-е — прогноз).
44
ратной (а, б) направленности магнитного поля.
Таблица 4.
QII—QIV
N—QI
K—P
T2—J
T1
P2
C3—P1
C2
D2—D1
T2—T3
T1
P
C1-2
D3
D1
S1
O3
O2
Є3—O1
Є1—Є2
V
87
80
76
65
51
45
40
32
28
54
51
45
30
20
15
10
—21
—24
—39
—44
—33
R1—R2
V
R1
Сибирская
ВосточноЕвропейская
45
3
4
3
7
5
3
2
3
6
8
4
11
14
12
24
Преобладающая полярность
пород
ВосточноЕвропейская и
Сибирская
Погрешность
определения
полюса
Период,
эпоха
ВосточноЕвропейская
Рис. 26. Формирование слоев прямой и обратной намагниченности
вдоль срединно-океанического хребта. Участки прямой (1, 2, 3) и об-
Средние координаты
полюса
Широта Ф
Долгота А
(северная)
(восточная)
Платформа
Число определений
Опорные палеомагнитные данные
для определения геологического возраста пород
125
178
168
152
154
165
168
161
159
137
148
140
150
140
116
104
131
132
126
156
153
28
47
26
14
25
34
50
17
16
8
32
12
4
4
3
2
5
6
2
7
6
N
NR
N
N
R
NR
R
NR
R
NR
NR
R
R
NR
R
N
N
NR
6
4
NR
7
19
—29
98
8
11
NR
8
46
189
232
7
5
15
12
R
N
R
R
Глобальность событий в геологической истории Земли позволяет проводить корреляцию палеомагнитных шкал значительных территорий —
биогеографических областей и континентов (рис. 29). Важным в решении
стратиграфических задач является наличие полных геологических разрезов, осадки которых накапливались непрерывно.
В целом же исследования магнитного поля и магнитосферы планет
Солнечной системы иммет значения для познания их эволюции. Так, магнитное поле Земли, образующее магнитосферу, простирается до расстоя-
45
ния в 70—80 тыс. км в направлении на Солнце и на многие миллионы
километров в противоположном направлении; его величина индукции у
по-
Рис. 27. Магнитохронологическая шкала за
последние 7 млн. лет (по А. Сох, 1969 с до-
46
Рис. 28. Палеомагнитная
шкала неогенового и четвер-
полнениями)
Косая штриховка — интервалы прямой полярности, черное — обратной полярности
тичного периодов по глубоководным осадкам (F. Theyer,
S. Hammond, 1974).
верхности Земли составляет в среднем 0,5 гс (гаусс), а на границе магнитосферы — 10–3 гс (БСЭ, 1974). В отличие от Земли магнитным полем обладают далеко не все тела Солнечной системы (Лейбов, 2003).
Спутник Земли — Луна не имеет ни магнитного поля, ни магнитосферы, способной противостоять солнечному ветру. Тем не менее магнитометры, оставленные экипажами «Апполонов», и приборы, размещенные на
борту «Луноходов», обнаружили небольшие участки Луны с высокой магнитной активностью, что связано, вероятнее всего, с вкраплениями в тело
Луны намагниченных или хорошо проводящих масс.
Венера не располагает сколько-нибудь заметным магнитным полем,
однако по данным многочисленных исследований планеты аппаратами
серий «Венера» и «Маринер» имеющаяся у нее довольно плотная ионосфера при взаимодействии с электрическим полем межпланетного пространства и солнечным ветром создает эффект наведенной магнитосферы.
По данным исследований космического аппарата «Маринер-10» в 1974
г. напряженность магнитного поля Меркурия в 100 раз меньше Земли, а
распространение его магнитосферы не превышает 2,5 тысячи километров,
хотя последняя обнаруживает достаточно много сходного с земной. Слабого магнитного поля у Марса едва хватает на то, чтобы остановить поток
солнечного ветра. Однако в отличие от Меркурия, Марс обладает еще и
ионосферой, и потому магнитосфера Красной планеты сочетает в себе
свойства как собственного, так и наведенного магнитного поля.
Полеты на Юпитер аппаратов «Пионер-10» и «Пионер-11» расширили
ранее предсказанные на основе наземных радиоастрономических наблюдений мнения не только о наличии у планеты магнитного поля, но и магнитосферы: его магнитный момент в 50 000 раз превосходит таковой Земли, а
граница магнитосферы простирается на расстояние около 7 млн. км от поверхности планеты.
Магнитное поле планеты-гиганта Сатурна по данным исследований
аппарата «Пионер-11» в 1979 г., замеренное над облачным поясом планеты, почти не отличается от Земли на ее поверхности, а форма магнитосферы гораздо более сходна с земной, чем с юпитерианской.
Магнитное поле Урана обнаружено с помощью аппарата «Вояджер-2».
Магнитная ось планеты наклонена к оси его вращения более чем на 55 %
(это больше, чем у любой другой планеты Солнечной системы). Напряженность его магнитного поля достаточно близка к земной, а вот поляр-
46
ность — обратная. Магнитосфера Урана по мере удаления от планеты
закручивается в длинную спираль.
Нептун обладает магнитным полем, обнаруженным приборами «Вояджера-2». Оно по некоторым параметрам схоже с урановым, в частности
Рис. 29. Сопоставление палеомагнитных шкал позднего палеозоя
47
47
наклон его магнитной оси к оси вращения составляет 47%. Магнитосфера
Нептуна сильно вытянута.
Данных по наличию магнитного поля самой удаленной от Солнца
планеты — Плутона — пока не существует.
Наряду с представленными геохронологической, биостратиграфической, климатостратиграфической и магнитостратиграфической шкалами,
получившими всеобщее признание, практическое значение в мировом
масштабе о геологической истории Земли и имеющими международный
статус, в практике изучения горных пород прочими методами составляются также сводные стратиграфические колонки (разрезы) и региональные схемы, которые используются для расчленения, корреляции и установления возраста пород при региональных и локальных исследованиях.
Литостратиграфическая (седиментационная) колонка. Критериями для получения примерно изохронных литологических границ являются палеонтологические находки в осадках, изменение в разрезах осадочных толщ петрографических типов пород и их минералогических особенностей, характер слоистости, первичная окраска, состав конкреций, изменение характера цикличности строения разреза, наличие перерывов осадконакопления, смена литогенетических типов отложений в зависимости
от смены соответствующих им фациальных обстановок.
Изотопно-кислородная стратиграфическая колонка. Она создана на основе изучения содержания изотопов в океанических осадках и
водах. Кривые колебаний δ18О строятся в основном по керну глубоководных осадков океана и отражают как температуру океанических вод (донных и поверхностных), так и объемы глетчерного льда в разные интервалы
Для местных стратиграфических подразделений (свит, серий), а также вспомогательных (пачек, слоев) важна принадлежность осадков к какому-либо одному литогенетическому типу,
смена которых отражает границы этих подразделений. Проявляющаяся при этом многопорядковая цикличность и наличие маркирующих горизонтов (любые хорошо распознаваемые и выдержанные по простиранию слои, существенно отличающиеся от основной массы пород — слои с остатками флоры и фауны, известняки в
толщах иного состава и др.) являются ведущими признаками для
расчленения монотонных толщ. В создаваемых на этой основе литологических (седиментационных) шкалах в качестве местных
стратиграфических единиц используются фации и формации, которые характеризуют границы распространения ископаемых организмов и границы других стратиграфических подразделений (рис.
30). Корреляция отложений по циклам осадконакопления проводится на основе пространственного распределения различных порядков цикличности.
48
48
Рис. 30. Корреляция местных стратиграфических подразделений ордовика
ской шкалы и уикличности (по И.Ф. Никитину, М.К. Аполлонову, Д.Т. Цаю
Чу-Илийских гор (Казахстан) на основе региональной биостратиграфичеси др.). 1 — порфиры и туфы, 2 — конгломераты и гравелиты, 3 — песчаники, 4 —
алевролиты и аргиллиты, 5 — известняки, 6 — перерывы в осадконакоплении, 7 —11
— граптолиты, 12 — остракоды, 13 — флоры. Цифрами показаны макроциклы (I—
кораллы, 8 — трилобиты, 9 — замковые брахиоподы, 10 — беззамковые брахиоподы,
V).
времени (в ледниковых щитах концентрация легкого изотопа 16О относительно выше, чем в океанах). Предложенная Н. Шеклeтоном и Н. Опдайком
в 1973–1976 гг. изотопно-кислородная колонка (Chackleton, Opdyke, 1973)
для последних 900 тыс. лет из разреза глубоководных океанических осадков
Атлантики, впоследствии дополненная данными И. Морли (Morley at al.,
1981) до 3,5 млн лет, может служить эталоном плейстоцена и верхнего
плиоцена северного полушария (рис. 31). Выделенные на такой непрерывной
колонке четные изотопно-кислородные ярусы отвечают холодным интервалам, а нечетные — теплым, при этом информационность материала зависела
лишь от детальности опробования непрырывной океанической колонки. На
ней также отчетливо отражено различие ритмичности природных событий
верхнего плиоцена и плейстоцена, обосновано наличие за последние 700
тыс. лет (в пределах эпохи Брюнес) восемь потеплений в ранге межледниковий (включая голоцен) и восемь похолоданий в ранге оледенений, а также
выявлены колебания кривой содержания изотопов кислорода внутри каждого яруса, определяя число климатических оптимумов (от одного до трех) в
межледниковые эпохи и потеплений (одно-два) в ледниковые. Все это,
несомненно, на новом уровне решало задачу детализации био- и климатостратиграфической шкал плейстоцена и проведения корреляции природных
событий плейстоцена по океаническим и континентальным отложениям.
Изучение палеотемператур изотопным методом в глубоководных частях океана в отложениях палеогенового периода показало,
что в то время наименьшей была температура 8º. Теперь же почти
повсеместно в таких же условиях она не более 1—2º. Ныне имеются
данные о том, что во время геологически «нормального» палеоклимата в средних широтах Земли температура воды океана и воздуха
была выше на 10º, в экваториальной зоне — на 3–5º, а в полярных
областях — на 20º, чем в настоящее время.
Инсоляционная стратиграфическая колонка. В ее основе лежит величина облучения земной поверхности (в т. ч. горных пород) солнечной радиацией. Интенсивность инсоляции выражается количеством
энергии, приходящейся в единицу времени на единицу облучаемой поверхности (вт/м2). Поскольку величина инсоляции определяет тепловое
состояние земной поверхности, атмосферы и естественную освещенность
49
49
на Земле, то вариации величины инсоляции в геологическом прошлом
(Шараф, Будникова, 1969) позволяют судить о неоднородности климатических условий, а также связанных с ними биофизических и биохимических процессов в растительных и животных организмах (см. рис. 31).
Геохимическая стратиграфическая колонка. В основу данной
колонки положен принцип распределения и миграции химических элементов в земной коре, в особенности повышенных или пониженных концентраций отдельных химических элементов или их совокупностей, а
также границ резких перепадов этих концентраций (геохимических барьеров). Согласно Н. М. Страхову (1962), в различных типах осадков миграционная способность химических элементов зависит от внешних условий среды. В связи с чем имеется возможность выявить в разрезе различные по условиям формирования типы отложений и проследить их по простиранию. И хотя геохимический метод более перспективен для однородных толщ и тех, в которых палеонтологические остатки отсутствуют, но
при разработке стратиграфических шкал он играет все же вспомогательную роль, поскольку рациональность его применения и объем геохимических работ определяется с учетом результатов предшествующих исследований. Первоначально необходимо получение геохимической характеристики всех картируемых стратиграфических подразделений и всех фациальных типов отложений на основе изучения типовых, опорных и стратотипических разрезов изучаемой территории, как базы для последующей
корреляции по геохимическим признакам: маркирующим горизонтам и
фациям (рис. 32). Погрешностью метода является переоценка роли повышенных концентраций химических элементов в качестве только оптимальных интервалов, не подтверждаемых данными палинологического анализа.
что позволяет сопоставить данные каротажа с керном и определить соответствующие каротажные реперы со стратиграфическими подразделениями.
При этом могут быть получены данные и о естественной намагниченности
пород в разрезе.
На каротажных диаграммах представлены измерения специальным
зондом значений каких-либо физических свойств пород, слагающих стенки
скважин. Важными для определения литологического состава пород являются не абсолютные значения параметров по каротажным диаграммам, а
Рис. 31
Геофизическая (каротажная) стратиграфическая колонка.
Данная колонка составляется на основе материалов бурения опорных и
стратотипических разрезов преимущественно для поисков полезных ископаемых в виде геологических тел (водоносных, нефтегазоносных,
угольных, рудных, строительных материалов и др.). При этом решаются
задачи изучения вещественного состава, условий залегания и мощности
пород, а также выделение стратиграфических подразделений, установление их возраста и корреляция. Геофизические наблюдения в скважинах
включают различные виды каротажа: электрический (КС — кажущееся
удельное сопротивление, ПС — поляризация), радиоактивный (ГК —
естественное гамма-излучение, НГК — интенсивность радиационного
захвата нейтронов), механический (или кавернометрии; КВ — измерение
диаметра скважины), акустический, индукционный, термический и др.,
50
50
Рис. 32. Распределение химических элементов в территгенных толщах
Кривые: —— концентрации,.
51
триаса Северо-Востока России (по Ю.К. Буркову, Ю.М. Бычкову и др., 1978)
- - - - дисперсии
51
их соотношения (рис. 33). Глубина залегания границ слоев обычно определяется по данным ГК и ПС. На диаграммах может быть зарегистрированы и
аномалии, обусловленные остатками металлических предметов, блуждающими и переменными токами близ промышленных предприятий и пр.
В основу корреляции каротажных данных положены выделение и
прослеживание по простиранию выделенных маркирующих пластов, их
расчленение (в особенности визуально однообразных толщ; рис. 34). Для
составления сводной шкалы разреза для определенной площади целесообразно схему корреляции каротажных диаграмм дополнять схемой строения разреза по поднятому на поверхность керну (кернограммой).
Рис. 33. Схематическая характеристика основных типов осадочных горных
пород на наиболее часто используемых диаграммах каротажа (по В.А. Долицкому с изменениями)
1 — каменные и калийные соли, 2 — ангидриты, 3 — известняки и доломиты, 4 — глинистые известняки и доломиты, 5 — глинистые породы, 6 — алевритово-песчаные породы, dн— номинальный диаметр скважины
52
52
5
.
ОСОБЕННОСТИ
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ РЕКОНСТРУКЦИЙ
Разработка стратиграфических и геохронологических шкал геологической истории Земли, также сводных стратиграфических колонок (разрезов) и региональных схем в конечном счете предполагает и соответствующие палеогеографические реконструкции на основе использования разнообразного фактического материала о событиях прошлого (фактическая
основа палеогеографических реконструкций) с учетом того, что изменение одного из компонентов географической оболочки, которые являются
взаимосвязанными и взаимообусловленными, влечет за собой изменение
других (теоретическая основа палеогеографических реконструкций).
Восстановление физико-географических условий прошлого основано на
изучении современных природных процессов, т. е современность является «ключом к пониманию прошлого» (принцип актуализма и историзма
— методологическая основа палеогеографических реконструкций). Однако при палеогеографических интерпретациях возникают определенные
проблемы, суть которых заключается в следующем.
1. Принцип актуализма имеет ограниченность своего применения
ввиду того, что необратимость эволюции физико-географических условий
с ходом геологической истории и состояние современных осадков (в отличие от древних пород) еще далеко от стадии диагенеза и последующих
стадий изменения пород (песок — песчаник — кварцит) свидетельствуют
о существенных отличиях палеогеографических обстановок и протекавших процессах в прошлом. Кроме того, в настоящее время не существует
многих из тех условий накопления осадков и жизни организмов, которые
существовали раньше, поэтому не для всех современных осадков можно
найти их аналоги среди древних толщ. В свою очередь, многие современные живые организмы в результате эволюции изменили свой образ жизни
и приспособились к новым условиям существования. Поэтому чем древнее изучаемые толщи, тем ограниченнее применение метода актуализма.
В этом отношении важно и то, что принцип актуализма предполагает со53
стояние современной эпохи как "геологически нормальной", т. е. типичной
для большей части геологической истории Земли. Однако в настоящее
время Земля переживает межледниковую эпоху четвертичного периода в
фазе убывания ледниковой эпохи, которая очень редко проявлялась в прошлом. Поэтому на протяжении последнего миллиона лет климат характеризуется как исключительный, а не типичный по сравнению с климатом
предыдущих эпох. Площадь современного покровного оледенения составляет 16,3 млн км2 (10,9 % от площади материков).
2. Неполнота геологической летописи не позволяет в каждом геологическом разрезе в наибольшей мере восстановить хронологию природных
событий на Земле. Это связано с тем, что в отдельных участках земной
поверхности осуществляется лишь осадконакопление, а в других происходит разрушение ранее образовавшихся горных пород и осадков. В последующие же этапы геологической истории накопившиеся осадки или образовавшиеся из них породы могли неоднократно подвергаться частичному
или полному уничтожению как в процессе эрозии, так и при вовлечении
осадочных толщ в большой геологический круговорот. Кроме того, само
осадконакопление является процессом прерывистым, и чаще всего продолжительность перерывов несравненно больше, чем время их накопления.
Пробелы в осадконакоплении соответствуют часто отделам, системам, а
иногда и нескольким эратемам. Необходимо учитывать и то, что видимые
в обнажениях слои континентальных отложений часто представляют собой
ничтожно малую часть тех накоплений, которые образовались в данном
регионе за рассматриваемый промежуток времени. В большинстве случаев
от отложений, размываемых во время перерывов осадконакопления, вообще не остается следов, видимых визуально.
Неполнота летописи характерна и для палеонтологических остатков
ископаемых организмов. В настоящее время известно около 1,5 млн видов
животных и растений, а количество ископаемых видов составляет только
130 тыс. (это всего 8,7 % от современных видов). Вместе с тем, 99 % ископаемых видов приходилось на фанерозой (последние 0,6 млрд лет). Исходя
из скорости видообразования Дж. Симпсон подсчитал, что количество видов, живших на Земле на протяжении фанерозоя составляет 982·106 единиц. Это значит, что в палеонтологической летописи сохранились следы
только 0,013 % всех видов, которые существовали с начала кембрия.
3. Проблема устойчивости ландшафтов весьма важна при палеогеографических реконструкциях, поскольку они непрерывно менялись на поверхности Земли, а скорость изменения их отдельных компонентов была
неодинакова. Быстро появлявшиеся и исчезавшие детали в ландшафтах
практически не подлежат реконструкции, а реставрация более крупных и
53
устойчивых элементов ландшафтов, которые изменялись значительно
медленнее и длительно существовали, вполне возможна. Наиболее устойчивы те ландшафты, где сохранялся один и тот же тип рельефа, а это возможно при непрерывном «подновлении» его на протяжении миллионов
лет тектоническими движениями.
Каждый из вышеописанных методов относительной и абсолютной
геохронологии в той или иной мере содержит информацию о геологическом прошлом Земли. Изучение древней природы земной поверхности
проводится по палеогеографическим документам в виде сохранившихся
остатков (палеогеографических памятников) и следов (палеогеографических индикаторов). Эти остатки не имеют своего первичного вида, а изменены последующими процессами, т. е. являются ископаемыми. Например, ископаемый рельеф (остатки древнего рельефа, измененные последующими процессами), ископаемые почвы и коры выветривания, ископаемые организмы, ископаемая гидросфера или ископаемые водные бассейны, ископаемые ландшафты.
Палеогеографические памятники могут находиться на современной
поверхности либо в результате их первичного положения (видимые палеогеографические памятники — ископаемый рельеф, видимые ископаемые почвы и т. д.), либо в результате уничтожения покрывавших образований (откопанные палеогеографические памятники: откопанный ископаемый рельеф, почвы, озерные, болотные отложения и др.). Чаще всего
остатки древней природы погребены (погребенные палеогеографические
памятники: погребенные ископаемые почвы, водоемы и др.). Чрезвычайно важным палеогеографическим памятником являются горные породы со
всеми их свойствами, особенностями и содержащимися в них органическими остатками. По некоторым признакам, материализованным в осадочных горных породах и рельефе, можно восстановить события прошлого, не оставившие непосредственных свидетельств своего былого существования. Таким образом, палеогеографические памятники это не только
фоссилизированные остатки древней природы; почти все они служат индикаторами древних географических явлений, процессов, исчезнувших
частей палеогеографической оболочки.
Так, ископаемый рельеф свидетельствует о существовавшей некогда
определенной совокупности неровностей земной поверхности, а также
указывает и на характер древних движений земной коры, на соотношение
эндогенных и экзогенных процессов, на отдельные стороны палеогидрологических, палеоклиматических и других условий древнего рельефообразования. Ископаемые почвы являются не только остатками древних
почв, но и индикаторами общего характера растительности, древних гео54
химических процессов, основных черт климата (влажность, температура и
др.), т. е. фактически они являются «зеркалом» палеоландшафтов.
Пласты горных пород, их части или серии, которые образовались в
сходных условиях и содержат только для них характерные комплексы ископаемых организмов, называются фациями. Каждая фация формируется
на соответствующем участке морского дна или суши в определенных физико-географических условиях, восстановление которых возможно при
помощи биофациального и литофациального анализов.
Биофациальный анализ. Проведение комплексного палеонтологического и литологического изучения частных разрезов более надежно обосновывает расчленение толщ осадочных пород, восстановление физикогеографических условий времени их накопления (климата, рельефа суши,
очертаний береговой линии, особенностей морских бассейнов: их глубины,
солености, температуры, органического мира) и их корреляцию как внутри одного бассейна, так и на удаленных территориях. При этом границы
распространения в пластах пород отдельных таксонов вымерших организмов или их комплексов, как правило, совпадают с границами литологических слоев или пачек. Если таковое не наблюдается, то не совпадают биостратиграфические и литологические границы. В геологической практике
отдают предпочтение той границе, которая совпадает с литологической,
хотя такая граница с биостратиграфических позиций может оказаться и
менее обоснованной, чем другие. Первостепенное значение приобретает та
граница, которая проведена по появлению видов в одном филогенетическом ряду, т. е. видов, имеющих прямую родственную связь с видами подстилающих слоев. Не менее важным при биостратиграфических исследованиях является изучение изменений флористических и фаунистических
комплексов в зависимости от характера осадков, т. е. от фациальных особенностей отложений. Последнее составляет предмет экостратиграфических или палеоэкологических (биофациальных) исследований, в которых для стратиграфических целей используются палеоэкологические закономерности, определяющие взаимосвязь организмов и среды (Яковлев,
1932; Геккер, 1957; Марковский, 1966; Соколов, 1980).
При биофациальном анализе особое внимание уделяется изучению палеонтологических особенностей ископаемых организмов: видовому составу, его разнообразию, относительным и абсолютным размерам, толщине
раковин, степени сохранности. Совокупность полученных данных позволяет определить характер наземной или водной среды, в которой накапливались осадки, а также сопоставить физико-географические условия прошлого на удаленных друг от друга территориях. Наиболее благоприятные
54
условия для захоронения остатков организмов создаются в водной среде,
к физико-химическим особенностям которой относятся:
Соленость. По степени солености водные бассейны подразделяются
на: 1) пресные (менее 0,5‰), 2) солоноватоводные (0,5–14‰), 3) нормальные (15–45‰), 4) осолоненные (более 45‰). Наибольшее значение
имеют бентосные организмы, поскольку пелагические (планктон и
нектон) после гибели могут попасть в осадок на любом участке дна. По
совокупности бентосных организмов (палеобиоценозов) восстанавливают
участок (зону) существования организмов на дне (литораль, сублитораль,
эпибатиаль, батиаль или абиссаль). Наиболе богатый и разнообразный
органический мир имеют морские бассейны нормальной солености (около 35‰). Изменение солености воды приводит: а) к сокращению количества видов наряду с возрастанием численности особей (в Азовском море
при солености 16‰ численность видов в 15–20 раз меньше, чем в Средиземном, где при солености 35–38‰ обитает около 8000 видов); б) к изменению облика фауны: уменьшаются размеры раковин, они становятся
более тонкими, их скульптура утрачивается (Carium edule — в Ботническом заливе (9‰) имеет длину раковины 18 мм, а в Кильской губе на юговостоке п-ва Ютландия — 44 мм); в) на близкую к нормальной солености
указывают остатки таких организмов, как кораллы, морские ежи, головоногие моллюски, замковые брахиоподы, трилобиты, которые являются
видами-индикаторами солености. Современная соленость в Мертвом
море свыше 400 г/л; Байкале — 96 мг/л; Онежском — 30–40 мг/л; Венерн — 20 мг/л.
Глубина. Определяется для древних бассейнов только по остаткам
бентосных организмов, которые сохранились в данном месте (не перенесены или автохтонны). В современных морях, как и в морях кайнозоя,
мезозоя и палеозоя, биомасса зообентоса в зонах абиссали (глубина 5–6
км) в центральных районах океана составляла 1–2 мг/м, что в 100–200
тыс. раз меньше, чем на шельфе (до глубины 200 м), где сосредоточенно
82,6 % всего бентоса.
Изучение остатков водорослей показывает, что зеленые водоросли
(цианобионты или сине-зеленые) распространены только в литоральной
зоне, а от линии максимального отлива до глубины около 27 м уже поселяются бурые водоросли. Верхнюю половину шельфа (до глубины 100 м)
заселяют пластинчатожаберные, гастроподы и рифообразователи: археоциаты, строматопоры, кораллы. В нижней части шельфа (100–200 м) фауна менее богатая: мшанки, брахиоподы, кремнистые губки, морские ежи;
здесь впервые появляются фораминиферы и радиолярии. Зоне батиали
свойственны брахиоподы, мшанки, кремневые губки. Фауна здесь стано55
вится мелкой, тонкостворчатой. Для ложа океана характерны только губки,
мшанки, морские лилии и морские ежи.
Свет. Наиболее освещенными являются верхние 10 м толщи воды, хотя развитие растительности происходит и в менее освещенных слоях до
глубин 50–80 м; на глубинах свыше 200 м устанавливается уже полнейшая тьма.
Температура. В тропических и субтропических морях остатки фауны
более богаты и разнообразны, преобладают крупные формы с отчетливой
скульптурой раковин. Широко представлены кораллы (живут при температурах не ниже 20°). Известковые раковины здесь более толстые, массивные, с богатой скульптурой. Осадки холодных вод бедны карбонатом
кальция из-за высокой его растворимости в подобных условиях, а раковины у обитающих организмов тонкие, с простой скульптурой. Диатомовые
водоросли развиваются только в умеренных и субантарктических широтах,
где накапливаются диатомовые илы.
Газовый режим. О повышенном содержании сероводорода свидетельствует отсутствие бентосных форм, примером чего может быть Черное море.
Движение воды. На жителей всех донных зон оказывают влияние
подводные течения, волны, приливы, отливы. В таких условиях приспособлениями организмов являются прочное строение и толстые раковины,
способность зарываться в грунт. В зоне подводных течений кораллы имеют обтекаемую форму и стелются по дну, а брюшные створки брахиопод
прирастают к субстрату.
Характер грунта. Определяется по внешнему виду бентосных форм:
рыхлый грунт знаменует появление выростов у морских лилий, на раковинах брахиопод, гастропод, двустворок, у которых раковина становится
плоской, широкой; на твердом грунте организмы прикрепляются при помощи цемента. Многие двустворки и брахиоподы нарастают одна на другую и образуют поселения; раковины таких скоплений обычно неправильной формы. На твердом грунте растут кораллы, археоциаты, строматопоры.
Геодинамические процессы. Иссушение климата ведет к уменьшению
глубин водоемов, усилению эрозии и развитию склоновых процессов, результатом которых является снос материала в котловины и изменение типа
осадконакопления в водоемах.
Климатические показатели. Температура и влажность являются
важными компонентами изменения среды, зависят преимущественно от
колебаний орбитальных параметров движения Земли, солнечной активности и влияют на характер компонентов природной среды (осадконакопления, состава фауны и флоры, зональности, миграции, развития бассейнов и
55
др.). Каждый метод в отдельности фиксирует изменения этих параметров,
но более надежными являются показатели, основанные на применении
комплекса методов. Основой реконструкций климата в результате миграции широтных границ биоценозов (совокупности организмов) могут быть:
а) видовые индикаторы флоры и фауны, использование которых основано на интерполяции в прошлое современных экологических требований организмов при условии, что их экологические связи со средой за
прошедшее время существенно не менялись и что встреченные остатки не
переотложены (автохтонны). Суммирование ареалов выявленных видов
организмов для определенного слоя или горизонта устанавливает район
современной концентрации ископаемых видов, климатические условия
которого принимаются за сходные с прошлыми;
б) морфологические статистические показатели, которые позволяют перенести в прошлое формы и размеры частей организма или остатков
скелета и раковин животных, обитающих ныне в том или ином климатическом поясе;
в) смена доминантов в биоценозах, в основе которой лежит статистическое изучение количественных соотношений видов и родов, что позволяет выделить и проследить последовательную смену ценозон и ценокомплексов — стратиграфические интервалы с определенным устойчивым
сочетанием видов или родов, отвечающем климатическим условиям природной зоны;
г) информационно-статистические показатели, основанные на выявлении соотношений состава спектров поверхностных проб в различных
природных зонах и климатических показателей места исследования.
Определение климатических показателей разными методами и способами сопровождается построением палеотемпературных кривых (t° июля,
января, года) и кривых влажности (годовое количество осадков) по разрезу, а по площади за какой-либо временной срез — карт палеотемператур и
влажности, что позволяет восстановить направленность переноса (циркуляции) воздушных масс и степень континентальности климата. Диапазон
амплитуд климатических колебаний, фиксируемых в разрезах, весьма
широк — от годичной пары слоев до ритмов длительностью 200–300 млн
лет. Однако климатические реконструкции более достоверны для палеогена—голоцена, отражая крупнопериодические (в интервале эпох) изменения климата и общие направления в эволюции климата кайнозоя — от
устойчивого стабильного мягкого в палеоцене—эоцене к резко контрастному неустойчивому ледниковому климату в плио-плейстоцене. С помощью изотопно-кислородного метода по показателю 18О/16О Ц. Эмилиани
установил, что за последние 35 млн лет температура глубинных вод океа56
на понизилась на 8°. В настоящее время с помощью этого же метода разработана общая для океана палеоклиматическая шкала кайнозоя (Chackleton,
Opdyke, 1973), сопоставление которой с детальными стратиграфическими
шкалами для наиболее полных разрезов на континенте показало сходимость современных представлений о синхронности климатических изменений в северном полушарии.
Литофациальный анализ. При литофациальном анализе непосредственно в полевых условиях стратиграфическими критериями служат
следующие признаки:
а) изменения в разрезе петрографических типов пород и их минералогических особенностей, характера слоистости и других текстурных параметров, первичной окраски, состава конкреций, остатков организмов;
б) изменение характера цикличности отложений;
в) наличие перерывов осадконакопления и смена литологических типов отложений, обусловленная сменой соответствующих им фациальных
обстановок.
На литологической основе чаще всего выделяются фации и формации.
Палеонтологические остатки при литологическом расчленении разрезов
используются в качестве характерного компонента вещественного состава
пород и одного из наиболее важных показателей палеогеографических
условий осадконакопления. Дробное расчленение однородной и мощной
толщи разреза возможно только при использовании данных биостратиграфического метода либо по геохимическим, геофизическим и другим
критериям.
Петрографические критерии при расчленении осадков проявляются в
установлении состава залегающих одна на другой толщ песчаников, алевритов и глин, известняков и мергелей, гипсов и доломитов как самостоятельных единиц. При наличии постепенных переходов между толщами в качестве критериев границ используются характерные петрографические разновидности пород: комковатые детритовые известняки в толще слоистых микрозернистых известняков и аргиллитов, глауконитовые песчаники в песчаноалевритовой толще и т. д. Переходную пачку, в которой наблюдаются уже
отдельные элементы нового состава, принято относить к нижнему из двух
смежных подразделений. В циклично построенных толщах стратиграфическое разграничение местных стратонов может проводиться по изменению
петрографических типов пород в составе элементарных циклитов.
Слоистость. Проявляется в чередовании перекрывающих друг друга
слоев, различающихся минеральным составом, цветом, особенностями
слагающих породы частиц, ограниченых более или менее плоскими поверхностями наслоения. Однородность петрографического состава в пре56
делах слоя относительна, поскольку от подошвы слоя к его кровле могут
наблюдаться постепенные изменения в виде уменьшения гранулометрического состава от песчаного до алевритового или смена биоморфного
известняка органогенно-детритовым, а в случае появления локальных
факторов могут встречаться и прослои иного петрографического состава
(линзочки ракушняка в хемогенном известняке вследствие донного течения либо прослои и линзы глин и алевролитов в русловом песчанике в
связи с существованием местных участков спокойного осадконакопления.
Мощность слоев различна (от нескольких сантиметров до 1 м), а распространение их по площади весьма существенно (от сотен метров для континентальных отложений и до сотен километров для морских). Мощность
прослоев незначительна (не более нескольких сантиметров) и по площади
они не выдержаны. Главным в определении границ слоя является наличие
четких поверхностей наслоения, образование которых в большинстве
случаев связано с механизмом элементарных колебательных движений,
проявляющихся неравномерно. Накопление слоя отвечает относительно
стабильному этапу, а образование поверхности наслоения — быстрому
скачкообразному изменению условий седиментации в результате смены
характера бассейна (его осолонение в результате изоляции от окрытого
моря), быстрой миграции по площади фациальных зон в процессе передвижения береговой линии или перерывами в осадконакоплении.
Слойчатость. Представляет собой слоистость внутри слоя одной
породы в виде первично-горизонтального или наклонного расположения
слойков и их серий. Возникновение слойков обусловлено изменениями
динамики осадкообразующих факторов и скорости течений, сезонными
климатическими колебаниями температур, водотоков и т. д. Выделяются
разные типы косой и горизонтальной слойчатости в зависимости от эоловой или водной среды осадконакопления и гидродинамической обстановки последней.
Окраска. Первичная окраска осадочных толщ отражает особенности
вещественного состава пород и физико-химические условия осадконакопления. Для стратиграфических целей она представляет интерес как
унаследованная окраска. Однородные черные, темно-серые тона, связанные с примесью органических соединений либо минералов железа и марганца, обычно первичны. Заведомо первично-окрашенными являются
черные углистые аргиллиты, черные доломиты, известняки, зеленые глауконитовые песчаники, красные гипсы; широко распространены первично-красноцветные терригенные породы и глины, окраска которых обусловлена пленкой гидроокислов железа вокруг обломочных зерен и скоплениями этих же гидроокислов в цементирующем веществе. На первич57
ность окраски достоверно указывают окраска обломков в аутигенных
брекчиях, пересечение поверхностью размыва разноокрашенных слойков и
др. Первичная красноцветная окраска пород в палеогеографическом плане
приурочена главным образом к мелководным прибрежным и лагунноконтинентальным отложениям, которые замещают по разрезу и в латерали
сероцветные отложения и тем самым существенно затрудняют стратиграфическую корреляцию. В некоторых случаях эта же красноцветная окраска
является маркирующим признаком.
Признаки вторичности окраски проявляются при ее связи с трещинами, изменениея тональности при переходе от выветрелых образцов к свежим, пятнистое распределение, несогласованность со слоистостью, связи с
пористыми и водоносными горизонтами, зональности изменения в одной и
той же литологической разновидности пород и т. д. Разные цвета, кроме
того, характеризуются преимущественной связью с первичными или вторичными процессами. Последние знаменуются яркими желтыми, красными, зелеными тонами, а также и отсутствием пленок гидроокислов вокруг
обломочных зерен.
Конкреции. Они широко распространены в осадочных толщах различного состава и происхождения и представляют собой минеральные стяжения, хорошо отличающиеся от вмещающих их пород составом, формой и
другими признаками, и разносторонне растущие (с многообразием форм и
конкреций) по субпараллельным поверхностям за счет концентрации рассеянных компонентов вмещающей среды (Македонов, 1966). Вещественный состав конкреций определяется материалом осадка, в котором образуются конкреции, и составом раствора — конкрециеобразователя, отлагающего минеральное вещество вокруг центров роста: органических
остатков, неорганических включений, бактериальных скоплений, пузырьков газа и пр. Основными факторами образования, изменения состава и
других особенностей конкреций в мелководных и субаэральных обстановках являются вариации климата, состав и количество биомассы, соленость
и гидродинамический режим водоемов. Так, для гумидных ландшафтов
характерны железистые конкреции; для тропиков с периодическими колебаниями влажности — железистые и глиноземистые; для семигумидных —
железисто-известковые; для семиаридных — известковые; для аридных —
известково-гипсовые и т. д. В пелагических обстановках и условиях вулканогенно-осадочного литогенеза факторы конкрециеобразования менее выяснены, однако комплексы конкреций здесь также разнообразны, выдержаны по площади и закономерно меняются во времени и пространстве.
В качестве корреляционных признаков горизонты и комплексы конкреций часто более надежны и выдержаны, чем особенности петрографи57
ческого состава, текстур и ряда других литологических характеристик
пород. Ценность их для геологосъемочных работ связана также с простотой визуального наблюдения как в естественных выходах пород (обнажениях), так и по керну буровых скважин с возможностью получения достоверных данных с помощью простейших полевых химических реакций и
лабораторных анализов.
Цикличность. Проявляется в повторяемости близких по составу и
направленности изменений толщ в осадочной оболочке Земли. Собственно цикл — это совокупность взаимосвязанных процессов или явлений,
образующих законченный круг развития. По Н. Б. Вассоевичу и Е. Г.
Гладковой (1975), под циклом понимается «... единичный последовательный ряд чем-либо связанных между собой явлений. В цикле выделяются
фазы, стадии, этапы». Цикл может быть единичным, с повторяющимися
сходными процессами во времени. Основой применения цикличности для
расчленения осадочных толщ служит четкость границ циклично построенных толщ, выражающаяся в наличии региональных перерывов в осадконакоплении, фаз складчатости и магматизма, резкой смены вещественного состава, смене трансгрессивной или регрессивной направленности
процессов седиментации и т. д., вследствие изменения климата, эвстатических колебаний уровня моря, тектонических колебательных движений
и проявлений фаз складчатости.
В отложениях различных периодов выделяется по несколько порядков циклов. Однако объемы циклов одного ранга, выделяющиеся для разных типов отложений, могут не совпадать. Возможности выявления тех
или иных порядков цикличности в значительной степени зависят от положения изучаемых разрезов в фациальном профиле палеобассейнов.
Наиболее четко порядки цикличности устанавливаются в прибрежной и
мелководной зонах седиментационных бассейнов платформ, краевых
прогибов и межгорных впадин, что определяет их ведущую роль именно
в этих областях. В пределах континентальных склонов и батиальных областей литологически можно установить лишь значительную цикличность осадконакопления. Крупная периодичность четко проявляется и в
геосинклинальных областях. Здесь также отмечаются более мелкие подразделения, но прослеживание их по площади затруднено.
Элементарные (однократные) циклы по строению могут быть симметричными или асимметричными, а по соотношению фаций — регрессивными (когда верхняя часть формировалась в условиях, более близких
к континентальным, чем нижняя), трансгрессивными (если нижняя часть
формировалась в условиях, более близких к континентальным, чем верхняя) и однородными (в случае их формирования в пределах одной фации).
58
Мощность элементарных циклов составляет от нескольких десятков сантиметров до 4–5 метров, в угленосных толщах она варьирует в пределах 3–
17 м. Границы элементарных циклов проводятся по наиболее четким рубежам, например по перерыву или приостановке осадконакопления перед
трансгрессией в морских карбонатных толщах, по укрупнению кластического материала в начале регрессии или по размыву в основании аллювиальных песчаников в циклах угленосных толщ и т. д.
В стратиграфическом отношении изучение элементарных циклов (их
состава, строения и изменений по разрезу) является материалом для выделения более крупных, картируемых, подразделений, что особенно важно
для флишевых, прибрежно-морских карбонатных и континентальных терригенных толщ. Таким образом, циклы более высокого порядка состоят из
совокупности элементарных циклов. Сами по себе элементарные циклы
могут служить в ряде случаев хорошими маркирующими горизонтами.
Весьма существенная роль цикличности для корреляции определяется
относительной синхронностью циклов на значительных площадях, что
обусловлено региональной, а иногда и планетарной, природой этого явления, связанной с изменениями климата, эвстатическими колебаниями
уровня моря, тектоническими колебательными движениями и проявлением
фаз складчатости. Корреляция отложений по цикличности обоснована и
наиболее эффективна при анализе пространственного распределения различных порядков цикличности. Это касается преимущественно флишевых
толщ, ленточных глин, соленосных и угленосных отложений, а также молассовых и терригенных толщ межгорных впадин. Следует учитывать также изменения масштаба и количества циклов вкрест фациальных зон: в
этом случае количество циклов уменьшается как в глубь бассейна, так и
при приближении к области сноса. При этом происходит переход по латерали одного порядка цикла в другой. Корреляция по цикличности мелководно-морских и лагунно-морских карбонатных и терригенно-карбонатных
толщ также предполагает проведение типизации отложений по минеральному составу, структуре, слоистости, поверхностям наслоения толщ,
остаткам фауны и флоры, наличию конкреций и т. п. с выделением литогенетических типов пород и реконструкцией фациальных обстановок их образования. Монотонные карбонатные, сульфатно-карбонатные, кремнистосланцевые толщи, в которых не обнаруживается заметных закономерностей повторения сходных литологических разновидностей во время полевых исследованиях, также могут расчленяться и сопоставляться при выявлении в них скрытой периодичности. Последняя может быть установлена
по особенностям геохимического распределения элементов и соотношению породообразующих минералов.
58
Ритмичность. Ритмичность предусматривает равномерную, одинаковую повторяемость периодичности явлений. Собственно ритм — это
закономерное чередование или повторение и основанная на нем соразмерность. Неоднократная повторяемость циклов слагает ритм.
Перерывы в осадконакоплении. Они являются наиболее четкими рубежами, по которым устанавливаются границы местных стратиграфических подразделений и их корреляция. К. Данбар и Дж. Роджерс (1962)
различают следующие типы перерывов: а) несогласное перекрытие слоистыми толщами пород фундамента; б) угловое структурное несогласие
между слоистыми толщами; в) параллельное несогласие, предполагающее
совпадение элементов залегания контактируемых толщ, наличие ясно
выраженной эрозионной поверхности между ними и срезание ряда слоев
нижней толщи; г) скрытое несогласие, сопровождающееся выпадением
какой-либо части разреза. В отдельных случаях наличие такого несогласия может быть установлено биостратиграфическими методами, однако
чаще всего перерыв фиксируется по следам разрушений литофицированного осадка ожелезнением, наличием мелких неровностей, сверлениями и
следами прикрепления организмов. В основании толщи над поверхностью
предыдущего перерыва иногда наблюдаются примесь терригенного материала в карбонатных породах и переотложение частиц подстилающих
отложений в виде брекчии.
Длительность отмеченных перерывов различна, но в целом она
уменьшается от первого типа к четвертому. По площади в пределах седиментационного бассейна может наблюдаться переход от одного типа несогласий к другому. Например, скрытые несогласия, характерные главным образом для центральных частей бассейнов, в краевых частях могут
сменяться параллельными и т. д. При наличии на изучаемых площадях
всех перечисленных типов несогласий границы серий и соответственных
свит в их основании устанавливаются по перерывам первого, второго и
третьего типов. В пределах серии на границах свит могут отмечаться параллельные несогласия, а в редких случаях — угловые. Скрытые несогласия, как правило, служат основанием для проведения границ подсвит и
пачек, а наиболее крупные из них, которые могут быть установлены палеонтологическими методами, являются границами свит.
Цвет. Является индикатором окружающей среды: зеленый указывает
на присутствие глауконита (морские условия); красноцветные породы
(континентального происхождения) накапливаются в субтропическом или
в тропическом поясах при чередовании дождливых и засушливых периодов; песчаные и песчано-глинистые отложения красного, бурого и коричневого цвета могли формироваться в пустыне; черный и темно-серый
59
цвет связан с наличием битумов, сернистого железа и возникает в восстановительной среде в море, озере, болоте.
Структура. Примером ее проявления служат глины, которые, накопившись на дне моря, часто имеют горизонтальную слоистость и высокую карбонатность.
Текстурные особенности породы. Они выделяются в виде симметричных знаков на поверхности напластования (знаки ряби), характерных
для водной среды; несимметричные — для водной и эоловой. Различаются
они по индексу рябизны (отношение ширины валика к его высоте) — в
водной среде он колеблется от 5 до 10 единиц, в ветровой — от 20 до 10
единиц. Многоугольники высыхания образуются в сухом, жарком и реже в
умеренном климате.
Минеральный состав. Позволяет уточнить, что только в водной среде
накапливаются минералы сильвин, галит, глауконит, гидрослюды, бейделлит. Индикатором батиметрических условий осадконакопления по минералогическому составу могут служить карбонатные, железистые и марганцевые оолиты, конкреции фосфоритов, глауконит. Кальцитовые оолиты
характерны для сугубо прибрежной части моря (глубиной до 10 м); железистые, бокситовые, марганцевые оолиты образуются в шельфовой зоне до
глубины 50 м (Керчинское месторождение); фосфориты накапливаются в
наиболее глубокой части шельфа на глубине ±150–50 м; накопление глауконита происходит на глубине 200 м, а глубже обычно формируются глинистые осадки. Вместе с тем отмеченные особенности характерны не для
всех регионов Земли, что связано с климатическими и другими факторами.
Так, бокситовые, железистые и марганцевые оолиты формируются в условиях гумидного климата, а кальциевые оолиты — только в условия засушливого климата.
Ледниковые и водно-ледниковые отложения. Свидетельствуют о
существовании арктического и бореального климата. Древнейшими моренами Земли являются тиллиты.
Криогенные (мерзлотные) текстуры. Возникают при сезонном и
многолетнем промерзании и оттаивании слоев, отражая наличие в данном
районе в прошлом многолетней мерзлоты, а также амплитуды сезонных
температурных колебаний и разделение зоны многолетней мерзлоты на
широтные подзоны.
Определение области сноса. Основано на анализе следующих показателей: а) петрографического состава (валуны, галька, гравий); б) значительных размеров обломочного материала; в) значительных углов наклона
слоев; г) направлений продольных осей галек.
Химический и минеральный состав. Показателем аридного жаркого
59
климата является накопление солей, карбонатов; влажного теплого климата — концентрации оксидов и гидроксидов железа, марганца, алюминия (часто образуют рудные месторождения), накопление органического
вещества (торф, каменный уголь, нефть); осадки полярных бассейнов
бедны карбонатами и богаты кремнеземом за счет накопления панцирей
диатомовых водорослей.
Соленость. Преобладание в породе кальцитов свидетельствует о
нормальной или пониженной солености; доломиты накапливались в замкнутых бассейнах с повышенной соленостью; соли, гипс, ангидрид — в
замкнутых бассейнах со значительной соленостью. Доломит, гипс и кальцит выпадают в осадок при солености 131,4 ‰; галит — 275,2 ‰; сильвин
— 327 ‰; карналлит — 345,5 ‰; бишофит — 318 ‰; марказит и пирит
указывают на сероводородное загрязнение. В заливе Кара-Богаз-Гол ежегодно испаряется до 10 км3 воды, поэтому морская вода с соленостью 13
‰ превращается здесь в рассол (318 ‰). Выпадение солей происходит как
летом при t0 воды до 35º, так и зимой при снижении tº до 0, т. к. в холодной
воде растворимость солей снижается и они выпадают в осадок.
Температура. Определяется: а) для суши кайнозоя по фауне и флоре
с учетом того, что состав фауны и особенности флоры на протяжении
кайнозоя не менялись и температура определяется по сопоставлению ареалов ископаемой фауны и флоры с ареалами ее современного распространения; б) в морских бассейнах — по количественному соотношению изотопов 18О/16О; в холодных водах содержание тяжелого изотопа 18О выше,
чем в теплых; в) по соотношению содержания кальция и магния в скелетах беспозвоночных (в более теплых морях увеличивается содержание
магния); г) для позднемеловых морей — по изучению ростров белемнитов, а палеогеновых морей — по раковинам нуммулитов; е) чередование
лессовых и почвенных и связанных с последними иллювиальных карбонатных горизонтов позволяет судить о смене холодных (ледниковых) и
теплых (межледниковых) эпох; ж) однородные отложения одинакового
генезиса обладают большей плотностью в холодных условиях, меньшей
плотностью — в теплых.
Климат: влажный и теплый климат отражают ассоциации устойчивых минералов (сортированные по размеру), сухой и холодный климат —
несортированные; нарастание холода и сухости выражается через
уменьшение миграционной роли кремния в соотношении SiO2/Al2O3 илистой фракции.
Глубина бассейна. Определяется: а) по гранулометрическому и минералогическому составу и по текстурным особенностям пород. При
определении глубины бассейна считаются с аксиомой — чем больше глу60
бина, тем мельче размеры минеральных частиц. Однако одни и те же осадки накапливаются в разных водоемах на разных глубинах. Так, в открытом
океане алевритовые породы начинают отлагаться с глубины 75–100 м, в
Черном море — с 15–20 м, Аральском — с 5–10 м, оз. Балхаш — с 2–3 м.
Это зависит от силы волнения, площади и объема бассейна. Указанный
выше принцип может нарушаться вследствие морских течений и мутьевых
потоков; б) по размерам обломочных частиц можно судить о скорости течения воды на месте образования осадков. Например, в районе Гольфстрима при скорости 10 км/ч (побережье Флориды) дно практически подметено, а при скорости 4–6 км/ч выпадают гальки размером с грецкий
орех. Пески откладываются при скорости 0,26–0,34 м/с, а алевриты — не
более 0,26 м/с.
Седиментационная обстановка. Отражает изменение климата: в глубоких океанических осадках максимальное содержание кальция наблюдается в слоях, соответствующих похолоданию в результате более сильного
вертикального перемешивания вод океана в это время и большей растворимостью CaCO2 в холодных водах, а в Северной Атлантике и Каспии,
наоборот, кальцием более богаты слои, отвечающие потеплениею климата,
что объясняется увеличением солености вод в периоды межледниковий.
60
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
ЛИТЕРАТУРА
В данном учебном пособии обобщен материал по геохронологическим методам исследования горных пород Земли, позволяющим восстановить историю ее развития. Необходимость подобной работы вызвана
новым подходом к изложению такого рода материала студентам о геологическом прошлом Земли применительно к учебному процессу географического, геологического, геоэкологического, а также биологического и
химического профилей высших учебных заведений. Она иллюстрирована
большим фактическим материалом, наглядно отразившим современное
состояние научных достижений и раскрывающим практические возможности методов абсолютной и относительной геохронологии.
Знание прошлого в геологической истории нашей планеты в сравнении с ее настоящим состоянием природной среды позволяет на научной
основе реально оценить природную целостность развития и особенности
различных континентов, запасы ресурсов и значимость эволюции органического мира, выявить действительную роль человека и влияние технического прогресса на состояние различных сфер Земли современного этапа
и, наконец, сделать прогноз об изменении естественного процесса развития всех компонентов природной среды в будущем с учетом интенсивного антропогенного влияния.
Возможности геохронологических методов далеко не исчерпаны,
поэтому непрерывное их усовершенствование в ходе развития фундаментальных научных исследований и становлении новых научных
направлений, а также постоянное использование в геологической практике могут заинтересовать нынешних студентов в выборе своей будущей специальности.
Автор благодарен всем коллегам, внесшим замечания по улучшению
данной работы. Особую признательность и благодарность автор выражает
декану географического факультета БГУ доктору географических наук,
профессору И. И. Пирожнику за огромную помощь в подготовке настоящего учебно-методического пособия к публикации.
Афанасьев Г. Д. Геохронологическая шкала в абсолютном летосчислении // Проблемы геохимии и космологии. Международный геологический
конгресс. 23 сессия. М., 1968. С. 12—56.
Бурков Ю. К., Бычков Ю. М., Гаврилова В. А., Олейников А. Н. Исследование ассоциаций химических элементов в целях расчленения разрезов
осадочных толщ // Труды Всесоюз. научн.-исслед. геол. ин-та. Нов. серия,
1978. Т. 295. С. 8—16.
Большая Советская Энциклопедия. Т. 6, 3-е изд. М.:Изд-во СЭ, 1971.
С. 337—339.
Большая Советская Энциклопедия. Т. 10, 3-е изд. М.:Изд-во СЭ, 1972.
С. 302—305.
Большая Советская Энциклопедия. Т. 15, 3-е изд. М.:Изд-во СЭ, 1974.
С. 519.
Большая Советская Энциклопедия. Т. 22, 3-е изд. М.:Изд-во СЭ, 1975.
С. 341—342.
Войткевич Г. В. Возраст Земли и геологическое летосчисление.
М.:Изд-во Недра, 1965. 150 с.
Геохронология СССР /Под ред. Н. И. Полевой. М.:Изд-во Недра, 1973.
Т. 1. 350 с.
Геохронология СССР /Под ред. Н. И. Полевой. М.:Изд-во Недра, 1974.
Т. 2. 350 с.
Герлинг Э. К. Современное состояние аргонового метода определения
возраста и его применение в геологии. М.—Л.:Изд-во Недра, 1961. 140 с.
Гричук В. П., Заклинская Е. Д. Анализ ископаемых пыльцы и спор и
его применение в палеогеографии. М.:Изд-во Географгиз, 1948. 224 с.
Гурский Б. Н., Корулин Д. М. Геология общая и историческая.
Мн.:Выш. шк., 1982. 301 с.
Гурский Б.Н., Гурский Г.В. Геология. Мн.:Выш. шк., 1985. 318 с.
Данбар К., Роджерс Дж. Основы стратиграфии (пер. с англ.).
М.:Наука, 1962. 180 с.
Долицкий В. А. Геологическая интерпретация материалов геофизических исследований скважин. М.:Изд-во Недра, 1982. 184 с.
61
61
Еловичева Я. К. Эволюция природной среды антропогена Беларуси.
Мн.:Изд-во БелСЭНС, 2001. 292 с.
Еловичева Я. К., Зубович С. Ф., Иванов Д. Л., Кудаш Е. Н., Скопцова
Н. В. Методы изучения геологического прошлого Земли. Мн.:Изд-во
БГПУ, 2001. 76 с.
Загрузина И. А. Эволюция мезозойского магматизма в Тихоокеанском
обрамлении в свете радиологических данных // Геология и геофизика.
1980. № 4. С. 10—17.
Казаков Г. А., Тугаринов А. И . Методика определения абсолютного
возраста горных пород // Верхний докембрий. М., 1963. 87 с.
Краснов И. И. Опыт прогноза геологического и физико-географического развития Земли по ритмостратиграфическим схемам и астрономическим расчётам // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1973. № 2. С. 9—20.
Лейбов М. Планетерий. Туда и обратно. Вокруг света. № 3 (2750),
2003. С. 82—89.
Марков К. К. Новейшие тектонические движения и развитие природы
Земной повесрхности в плейстоцене // Новейшие движения, вулканизм и
землетрясения материков и дна океанов. М.:Наука, 1969. С. 22-56.
Марков К. К., Зорин Л. В. Изучение опорных разрезов четвертичных
отложений // Сов. геология, 1967. № 1. С. 148-152.
Марковский Б. П. Методы биофациального анализа. М.:Изд-во Недра,
1966. 271 с.
Мейен С. В. От общей к теоретической стратиграфии //Сов. геология.
1981. № 9. С. 58—69.
Меннер В. В. Биостратиграфические основы сопоставления морских,
лагунных и континентальных свит. Труды Геол. ин-та АН СССР. М.:Издво АН СССР, 1962. Вып. 65. 373 с.
Практическая стратиграфия /Под ред. И. Ф. Никитина, А. И. Жамойда. Л.:Изд-во Недра, 1984. 320 с.
Палеомагнитология /Под ред. А. Н. Храмова, Г. И. Гончарова, Р. А.
Комиссарова и др. Л.:Изд-во Недра, 1982. 312 с.
Смоликова Л., Ложек В. Стратиграфическое и палеоклиматическое
значение четвертичных ископаемых почв Средней Европы // Бюл. Комис.
по изучению четвертичн. периода, 1965. № 30. С. 26—46.
Соколов Б. С. Об основах стратиграфической классификации // Стратиграфическая классификация (Материалы к проблеме). Л.:Изд-во Наука,
1980. С. 7—11.
Старик И. Е. Ядерная геохронология. М.—Л:Изд-во Недра, 1961.
135 с.
62
Степанов Д. Л., Месежников М. С. Общая стратиграфия (Принципы и
методы стратиграфических исследований). Л.:Изд-во Недра, 1979. 423 с.
Стратиграфический кодекс. 2-е изд. Санкт-Петербург, Межведомственный стратиграфический комитет, 1992. 120 с.
Страхов Н. М. Основы исторической геологии. 3-е изд. М.— Л.:Изд-е
Наука, 1948. Ч. 1—2. 267 с.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. 2-е изд. Т. 1-2. М.:Изд-во
АН СССР, 1962. Т. 1. 212 с. Т. 2. 574 с.
Тугаринов А. И., Войткевич Г. В. Докембрийская геохронология материков. М.:Изд-во Недра, 1966. 201 с.
Храмов А. Н. Палеомагнитная корреляция осадочных толщ. Труды Всесоюзн. нефт. научн.-исслед. геол. развед. ин-та, вып. 116. Л., 1958, 218 с.
Храмов А.Н., Шолпо Л.Е. Палеомагнетизм. Принципы, методы и геологические приложения палеомагнитологии. Труды Всесоюзного нефт.
научн.-исслед. геол. развед. ин-та. Л.:Изд-во Недра, 1967. Вып. 256. 251 с.
Яковлев С.А. О карте отложений четвертичной системы европейской
части СССР и сопредельных с ней территорий // Тр. II Междунар. ассоциации по изуч. четверт. периода, 1932. Вып. 1. С. 91—103.
Chackleton N. Y., Opdyke N. D. Oxygenisotope and paleomagnetic stratigraphy of equatorial Pacific core v 28-238; Oxygen isotope temperature and ice
volumes on a 105 and 106 gear scall // Quatern. Res.,1973. Vol. 3. P.39—55.
Сhakleton N. J., Opdyke N. D. Oxygen isotope and paleomagnetic stratigraphy of Pacific core V28-238: Late Pliocene to Latest Pleistocene // Bull. Geol.
Soc. Amer., 1976. N 145. P. 449—464.
Сhakleton N. J., Opdyke N. D. Oxygen isotope and paleomagnetic evidence
for early Northern Hemisphere glaciation // Nature, 1977. Vol. 270. P. 216—219.
Cox F. Geomagnetic reversals // Science, 1969. Vol. 163. P. 237—245.
Morley I. I., Hays I. D. Towards a high-resolution global deep-sea chronology for last 7500000 years // Earth a. Planet. Sci. Lett., 1981. Vol. 53. N. 3.
P.279—295.
Pisias N. G., Martinson D. G., Moore T. C., Shackleton N. J., Prell W.,
Hays J., Boden G. High resolution stratigraphic correlation of benthic oxygen
isotopic records spanning the last 300.000 years // Marine Geology, 1984. Vol.
56. P. 119 136.
Prell W. L. Oxygen and carbon isotope stratigraphy for the Quaternary of
hole 502B: evidence for two modes of isotopic variability // Repts DSDP. Washington, 1982. Vоl. 68. P. 455—464.
Van Dank J. 18O record of the Atlantic Ocean for the entire Pleistocene
epoch // Geol. Soc. Amer. Mem., 1976. Vol. 145. P. 147—164.
62
СОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ. ПОНЯТИЕ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ ГЕОХРОНОЛОГИИ.
1. АБСОЛЮТНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ……………………………
2. ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ……………………….
Биостратиграфический метод………………………………..
Флористические объекты……………………………..
Фаунистические объекты……………………………..
Геолого-стратиграфические методы…………………………
3. СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ
И
ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ
ШКАЛЫ. СВОДНЫЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ КОЛОНКИ…
Биостратиграфическая шкала………………………………..
Климатостратиграфическая шкала…………………………..
Магнитостратиграфическая шкала…………………………..
Литостратиграфическая (седиментационная) колонка……..
Изотопно-кислородная стратиграфическая колонка……….
Инсоляционная стратиграфическая колонка………………..
Геохимическая стратиграфическая колонка…………………
Геофизическая (каротажная) стратиграфическая колонка…
4. ОСОБЕННОСТИ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ РЕКОНСТРУКЦИЙ……………………………………………………………
ЗАКЛЮЧЕНИЕ…………………………………………………………
ЛИТЕРАТУРА………………………………………………………….
63
3
7
20
22
24
26
42
51
56
83
97
104
104
107
107
108
115
131
132
63
Подписи к рисункам
Рис. 1. Вычисление на диаграмме истинного возраста минералов
Рис. 2. Соотношение некоторых видов биозон одного таксона. а, б, в —
тейльзоны в разрезах А, Б, В; г — эпиболь; е — биозона. Штриховкой показана ранговая
зона.
Рис. 3. Комплексные зоны (А, Б). 1 — появление; 2 — исчезновение таксона.
Рис. 4. Экозона (А). 1 — песчаник, 2 — известняк, 3 — аргиллит, 4 —
появление, 5 — исчезновение таксона. Предполагается, что таксоны 1, 2, 6, 7, 11 характерны только для определенной эколого-фациальной обстановки (в данном случае карбонатного осадконакопления).
Рис. 5. Вертикальное распространение различных таксонов по отношению к границам стратиграфического подразделения. 1 — появление, 2 — исчезновение таксона.
Рис. 6. Схема расчленения отложений по первому появлению зональных
таксонов. а—д — уровни появления зональных таксонов, А—Д — биостратиграфические
зоны.
Рис. 7. Филогения атиридид подсемейства Didymothyridinae (брахиоподы) и расчленение верхнесилурийских—нижнедевонских отложений о. Долгого
(по Т.Л. Модзалевской). 1 — Greenfieldia uberis, 2 — Didymothiris didima, 3 — Collarothyris canaliculata: a — C. canaliculata, б — C. canaticulata trapezoideus, в — C. canaliculata
lata, 4 — Protathyris praecuror.
Рис. 8. Зоны и подзоны верхнего аалена по распространению различных
таксонов аммонитов Graphoceratidae Западного Кавказа (по К.С. Ростовцеву).
Рис. 9. Зональное расчленение верхнеюрских отложений Прибалтики по
фораминиферам и филогенетические ряды некоторых групп фораминифер рода
Lenticulina (по А.А. Григялису, 1980). Заливкой выделено распространение зональных
видов.
Рис. 10. Пыльцевая диаграмма муравинских и поозерских отложений у г.
Черикова. Условные обозначения: NAP — травы, Р — Pinus (сосна), Pc — Picea (ель), B —
Betula (береза), L — Larix (лиственница), C — Carpinus (граб), T — Tilia (липа), Co — Corylus (орешник), A — Alnus (ольха), U — Ulmus (вяз), Q — Quercus (дуб). 1— почва, 2 — суглинок, 3 — супесь торфянистая, 4 — торф, 5 — алеврит, 6 —гиттия, 7 — песок, 8 — супесь.
Рис. 11. Корреляции стратиграфических подразделений (А, Б). 1 — по
распространению руководящего таксона а; 2 — по совместному нахождению таксонов а, б,
г, д; 3 — по комплексу признаков: по распространению таксонов а, б, г, по появлени. На
нижней границе таксона в, по исчезновению на верхней границе таксона д, т.е. по совместному нахождению всех этих таксонов (а—д).
Рис. 12. Стратиграфическое значение главных групп морских беспозвоночных в фанерозое. Группы: 1 — используемые для корреляции с общей шкалой, 2 —
применяющиеся в региональной стратиграфии, 3 — используемые в местной стратиграфии.
Рис. 13. Варианты I—III корреляции разрезов А—Г по трем встречающимся таксонам на разных уровнях и в разных сочетаниях. I — по таксону х, II — по
таксону y, III — по таксону z. Справа показано изменение пределов распространения (биозоны) соответствующих таксонов в зависимости от варианта корреляции.
64
Рис. 14. Варианты корреляции двух разрезов верхнеордовикских отложений в Чу-Илийских горах (Казахстан) по появлению трилобита Plarycoryphe sinensis (I), трилобита Dalmanitina mucronata (II), граптолитов зоны Glyptograptus
persculptus (III) (по И.Ф. Никитину, М.К. Аполлонову, Д.Т. Цаю и др.). 1 — Platycoryphe sinensis, 2 – Dalmanitina mucronata, 3 — граптолиты зоны G. persculptus, 4 — граптолиты
зоны C. supernus, 5 — алевролиты, 6 — известняки, 7 — глинистые известняки, 8 — дайка
диоритовых порфиритов.
Рис. 15. Обобщенная схема распределения основных групп ископаемых
организмов по фациальным зонам Палеобалтийского периоконтинентального бассейна в верхнем лландовери, венлоке (Фациальные закономерности…, 1980). 1 —
аргиллиты и мергели депрессионной зоны, 2 — глинистые мергели переходной зоны, 3 —
алевритистые мергели переходной зоны, известняки внешней части открытого шельфа, 5 —
известняки внутренней части открытого шельфа, 6 — зернистые известняки отмельной зоны
(биоморфные, детритовые, обломочные, оолитовые, сгустковые) с органогенными построцками, 7 — седиментационные доломиты лагунной зоны.
Рис. 16. Распространение фауны в биофациях Торитонского рифового
комплекса в Иллинойсе (по Д.Д. Инджелсу, 1968).
Рис. 17. Схема соотношения девонских фаций в штатах Огайо, Пенсильвания и Нью-Йщрк (США), обусловленного «трансгрессией во времени» (M.
Weller, 1960).
Рис. 18. Принципиальная схема климатического ритма в плейстоцене и
соответствующего ему климатоседиментационного цикла для 50-55º с.ш.
Рис. 19. Верхняя часть разреза лессовой формации Чехии и Словакии с
серией погребенных почв, температурная кривая и биоценотические доминанты
(по Л. Смоликовой и В. Ложеку, 1965). В колонке «ярус» отмечены местные (региональные) климатостратиграфические подразделения — криомеры и термомеры. ПКI—ПКIV —
почвенно-климатические комплексы.
Рис. 20. Парагенетические комплексы аутигенных минералов эпигенетической стадии гипергенеза — индикаторы обстановки (по В.В. Добровольскому,
1996). Затемненные участки — автоморфные гипергенные минералы, светлые — гидроморфные.
Рис. 21. Диаграмма состава пыльцы и спор на поверхности почвы в различных зонах Восточно-Европейской равнины (В. Гричук, Е. Заклинская, 1948).
Рис. 22. Климато-стратиграфическая схема позднеледниковья и голоцена
Беларуси (по палинологическим данным Я. К. Еловичевой, 2001).
Рис. 23. Климатостратиграфические обобщения для плейстоцена Восточно-Европейской равнины.
Рис. 24. Климатостратиграфические обобщения для плиоцена и позднего
миоцена Восточно-Европейской равнины.
Рис. 25. Современное местонахождение Северного и Южного полюсов и
их перемещения с 1900 по 2005 год (2003—2005-е — прогноз).
Рис. 26. Формирование слоев прямой и обратной намагниченности вдоль
срединно-океанического хребта. Участки прямой (1, 2, 3) и обратной (а, б) направленности магнитного поля.
64
Рис. 27. Магнитохронологическая шкала за последние 7 млн. лет (по А.
Сох, 1969 с дополнениями). Косая штриховка — интервалы прямой полярности, черное
— обратной полярности.
Рис. 28. Палеомагнитная шкала неогенового и четвертичного периодов
по глубоководным осадкам (F. Theyer, S. Hammond, 1974).
Рис. 29. Сопоставление палеомагнитых шкал позднего палеозоя.
Рис. 30. Корреляция местных стратиграфических подразделений ордовика Чу-Илийских гор (Казахстан) на основе региональной биостратиграфической
шкалы и уикличности (по И.Ф. Никитину, М.К. Аполлонову, Д.Т. Цаю и др .). 1 —
порфиры и туфы, 2 — конгломераты и гравелиты, 3 — песчаники, 4 — алевролиты и аргиллиты, 5 — известняки, 6 — перерывы в осадконакоплении, 7 — кораллы, 8 — трилобиты, 9
— замковые брахиоподы, 10 — беззамковые брахиоподы, 11 — граптолиты, 12 — остракоды, 13 — флоры. Цифрами показаны макроциклы (I—V).
Рис. 31. Корреляция изотопно-кислородной, инсоляционной, палеомагнитной и климатостратиграфической шкал плейстоцена по океаническим отложениями Атлантики и континентальным образованиям Европы.
Рис. 32. Распределение химических элементов в территгенных толщах
триаса Северо-Востока России (по Ю.К. Буркову, Ю.М. Бычкову и др., 1978). Кривые: —— концентрации, - - - - дисперсии.
Рис. 33. Схематическая характеристика основных типов осадочных горных пород на наиболее часто используемых диаграммах каротажа (по В.А. Долицкому с изменениями). 1 — каменные и калийные соли, 2 — ангидриты, 3 — известняки и доломиты, 4 — глинистые известняки и доломиты, 5 — глинистые породы, 6 —
алевритово-песчаные породы, dн— номинальный диаметр скважины.
Рис. 34. Корреляция разрезов нижнего и среднего триаса ШарЦарынского поднятия в Северном Прикаспии по двум скважинам (по Е.В.
Мовшовичу). 1 — доломиты глинистые, 2 — известняки, 3 — мергели, 4 — аргиллиты, 5
— глинистые карбонатные породы, 7 — песчаники, 8 — электрическое удельное сопротивление (КС), 9 — потенциал естественной (собственной поляризации) (ПС), 10 — интенсивность гамма-излучения радиационного захвата нейтронов (НГК).
65
65
Т
а
б
л
и
ц
а
405
435
2
170
млн л)
Четвертичная (ый)
(антропогеновый) (ая)
1,75
Неогеновая (ый)
22
Плиоценовый (ая)
Миоценовый (ая)
Олигоценовый (ая)
N2
N1
P3
Палеогеновая (ый)
41
Эоценовый (ая)
Палеоценовый (ая)
P2
P1
Меловая (ой)
70
Юрская (ий)
55-60
Верхний (яя)
Нижний (яя)
Верхний (яя)
Средний (яя)
Нижний (яя)
K2
K1
J3
J2
J1
Верхний (яя)
Средний (яя)
Нижний (яя)
Верхний (яя)
Нижний (яя)
Поздняя (ий)
Средняя (ий)
Ранняя (ий)
T3
T2
T1
P2
P1
C3
C2
C1
Триасовая (ый)
40-45
350
66
ПАЛЕОЗОЙСК
АЯ
PZ
230
285
Q
Пермская (ий)
50-60
Каменноугольная (ый)
(карбоновая) (ый)
50-60
Растите- Живот- цикл620
650
льный
ный
1000
1350
1650
1900
Покрыто- Млеко2500
семенные питаю3150
щие
4600
Голосеменные
D1
S2
S1
Ордовикская (ий)
Верхний (яя)
O3
Псило-
45-50
Средний (яя)
O2
фиты
Нижний (яя)
O1
Кембрийская (ий)
Верхний (яя)
Є3
90-100
Средний (яя)
Є2
Новые
группы
пресмыкающихся
Архаичные
пресмыкаюАрхаичн. щиеся
хвощевые,
плауновые, Земнопервичн. водные
Нижний (яя)
Верхняя (ий) 50
Венд
Нижняя (ий) 30
Верх.
350
Сред
350
Нижн
250
Нижн. Верх
250
PR1 Нижн
600
Верх.
AR2
650
Нижн.
AR1
1450
Верхний-PR2
Рифей
R
декс
Тект.магм.570
ДОКЕМБРИЙСКАЯ
(КРИПТОЗОЙСКАЯ)
Cr
АРХЕЙСПРОТЕРОЗОЙСКАЯ
КАЯ--AR
PZ
(эпоха)
Органический
мир
Альпийский
(период)
(длительность
МЕЗОЗОЙСКАЯ
MZ
135
ФАНЕРОЗОЙСКАЯ
65
Ин-
па)
Ph
23
Отдел
Нижний (яя)
Верхний (яя)
Нижний (яя)
папоротники
Є1
V2
V1 Бактерии, Б
R3 водоросли
R2
R1
PR12
PR11
AR2
AR1
Киммерийский
1,75
Система
груп-
КАЙНОЗОЙСКАЯ
KZ
млн л
Эратема
(эра,
60
Силурийская (ий)
25-30
Герцинский
Эонотема
(эон)
D3
D2
480
Общая стратиграфическая шкала
Абс. Акровретема
мя (акрон)
Девонская (ий)
Верхний (яя)
Средний (яя)
66