Методи визначення абсолютного віку гірських порід

[ виправити ] текст може містити помилки, будь ласка перевіряйте перш ніж використовувати.


Нажми чтобы узнать.
скачати

Реферат

Методи визначення абсолютного віку гірських порід

  1. Історія розвитку методів визначення абсолютного віку Землі і окремих етапів в історії її становлення

Відносна геохронологія, як би детально не була вона розроблена, не дає реального уявлення про справжню тривалості окремих періодів та епох, а також про геологічну віці Землі в цілому. Питання про справжню тривалості (у тисячах і мільйонах років) вирішує тільки абсолютна геохронологія.

Починаючи з XVIII ст. вчені намагалися використовувати різні хімічні, фізичні, геологічні і навіть біологічні явища для визначення абсолютного віку Землі і окремих етапів в історії її розвитку (підрахунок накопичення солей в океані, швидкість утворення опадів та їх потужність, швидкість еволюції органічного світу на Землі та ін.) Проте ці спроби не принесли позитивних результатів. Лише на початку XIX ст. геологи знайшли спосіб визначення абсолютного віку гірських порід, заснований на вивченні процесу радіоактивного розпаду атомів деяких елементів.

Процеси радіоактивного розпаду протікають мимовільно з постійною швидкістю, різної в різних елементів, причому ця швидкість не залежить ні від температури, ні від тиску. Для кожного радіоактивного елемента експериментальним шляхом точно визначена швидкість розпаду (період напіврозпаду). Знаючи кількість вихідного радіоактивного елемента й продуктів його розпаду в гірській породі, а також період напіврозпаду, можна з'ясувати вік цієї гірської породи. Розрахунок роблять за спеціальними формулами. В даний час для визначення абсолютного віку гірських порід використовують дані, отримані в результаті радіоактивного розпаду урану, торію, калію, рубідію, вуглецю і деяких інших елементів. Всі ці елементи, крім радіоактивного вуглецю, мають тривалі періоди піврозпаду - у сотні мільйонів і мільярди років. Залежно від кінцевих продуктів розпаду розрізняють свинцевий, гелієвий, аргоновий і стронцієвий методи.

Свинцевий і гелієвий методи почали застосовувати раніше, ніж інші. В їх основі лежить процес перетворення радіоактивного урану і торію в інертний газ гелій і свинець

(U 238 → 8Не 4 + Pb 206; U 235 → 7Не 4 + РЬ 207;

Th 232 → 6 He 4 + Pb 208).

Для визначення абсолютного віку використовують мінерали, що містять більше 1% урану або торію, що зустрічаються в магматичних породах. Свинцевий метод вживають частіше, ніж гелієвий, так як він точніше.

Аргоновий метод заснований на розпаді радіоактивного калію і перетворення його в інертний газ аргон (До 40 → Аг 40). Він був розроблений радянськими вченими в 1949 р. і в даний час являє ся основним. Цей метод можна застосовувати для визначення віку магматичних і осадових порід, так як первинні калієві мінерали у великій кількості поширені в магматичних (польові шпати, слюди) і осадових породах (глауконіт). На відміну від гелію аргон краще зберігається в кристалічній решітці мінералів.

Стронцієвий метод заснований на радіоактивному розпаді рубідію (Rb 87 → Sr 87). Цей метод застосовується тільки для визначення віку стародавніх, докембрійських порід, оскільки період напіврозпаду Rb 87 дуже великий (50 млрд. років).

Радіовуглецевий метод заснований на вивченні радіоактивного ізотопу вуглецю С 14 у рослинної тканини (зазвичай в деревині). Цей ізотоп утворюється в атмосфері з азоту N 14 під впливом космічних променів і засвоюється живими організмами. Після відмирання організма.проісходіт розпад З 14 з певною швидкістю, що і дозволяє визначити абсолютний вік поховання організму і вміщають його порід. Період напіврозпаду З 14 приблизно дорівнює 5,5-6 тис. років, тому цей метод використовують для визначення віку молодих четвертинних відкладень і в археології (коли вік об'єктів дослідження не перевищує 50-70 тис. років).

Радіометричні методи визначення абсолютного віку гірських порід швидко розвиваються і удосконалюються, область їх застосування безперервно розширюється. Найбільшу цінність вони мають для вивчення древніх, докембрійських відкладів. В останні роки широке застосування радіометричних методів призвело до повного перегляду стратиграфії докембрію.

Незважаючи на велике значення, радіометричні методи все ще є допоміжними по ряду причин. По-перше, невелика ще точність визначення (помилки становлять 3-5%), по-друге, далеко не у всякій гірській породі можна знайти мінерали з радіоактивними елементами, по-третє, радіометричні методи дуже складні й дорого коштують. Зазначені недоліки знімають цінність цих методів і поки не дозволяють зробити їх універсальними робочими методами геохронології.

2. Методи відновлення фізико-географічної обстановки минулих геологічних епох (основи палеогеографії)

Іншим важливим завданням історичної геології є відновлення фізико-географічної обстановки, у якій утворилися породи. У процесі вирішення цього завдання геолог відновлює палеогеографічні особливості минулих епох: характер древнього рельєфу на суші або на морському дні, обриси берегової лінії, розподіл опадів на морському дні або в зниженнях рельєфу на суші, клімат, глибину моря, солоність і температуру морської води, склад органічного світу і т. д. Всі ці та багато інших палеогеографічні питання вирішують за допомогою фаціального аналізу.

Фаціального аналізу - метод відновлення фізико-географічної обстановки минулого за допомогою всебічного вивчення осадових гірських порід. Назва цього методу походить від терміна «фація», введеного в геологію швейцарським ученим А. Гресслі в 1838 р. Вивчаючи юрські відкладення в Юрських горах, Гресслі встановив, що добре простежуються тут на великій відстані верстви зберігають один і той же літологічний склад і подібний комплекс скам'янілостей не на всьому своєму протязі, а тільки в межах певної ділянки. Частина шару гірської породи, яка на всій ділянці свого поширення має один і той же склад і подібний комплекс скам'янілостей, Гресслі і назвав фаціей. Фации зазнають змін у міру руху по шару, ці зміни називаються фаціальні.

Фации можуть бути копалинами, представленими гірською породою, і сучасними - у вигляді ще не ущільненого осаду. Серед копалин і сучасних фацій виділяють два головних типи: морські і континентальні. Кожна фація формується на певній ділянці морського дна або суші в певних фізико-географічних умовах. Тому, вивчаючи ту чи іншу фацію, можна відновити не тільки місце, а й умови її формування: клімат, глибину морського дна, температуру, солоність морської води і т. д. Вивчаючи кілька одновікових фацій, можна зробити висновки про фізико-географічних умовах часу накопичення цих фацій на всій площі їхнього поширення.

При фаціального аналізу докладно вивчають склад осадової породи (літологія) і з'ясовують умови її утворення, а також склад викопної фауни і флори і з'ясовують умови їх проживання. Тому фаціального аналізу розпадається на дві частини: літологічний аналіз - метод відновлення палеографічній обстановки по породам і біономіческій аналіз - метод відновлення палеографічній обстановки по скам'янілостям. При проведенні фаціального аналізу геологи широко використовують принцип актуалізму - принцип відновлення процесів і явищ минулих епох з допомогою прямої аналогії з процесами та явищами сучасності. Цей принцип стали використовувати ще на початку минулого століття. У Росії його застосовував Д. І. Соколов, а в Західній Європі - Ч. Лайєль. Вивчаючи сучасні фації, геологи використовують отримані дані для розшифровки умов формування копалин фацій. Використовуючи дані про сучасні геологічних явищах для пояснення явищ геологічного минулого, потрібно завжди враховувати безперервний розвиток і зміна природи. Чим далі від нас геологічне минуле, тим важче провести аналогію між сьогоденням і минулим, тим істотніше повинна бути поправка в остаточні результати палеогеографічних висновків.

3. Основи фаціального аналізу морських відкладень

Літологічний аналіз. При проведенні літологічного аналізу геолог перш за все повинен відновити картину розподілу опадів на морському дні. Для цього йому необхідно знати закономірності накопичення опадів у сучасних морях і океанах.

Моря і океани - головні області осадконакопичення. Джерелами накопичення опадів є знесення з суші, вулканічна діяльність і космічний пил. Щоб зрозуміти закономірності розподілу опадів на морському дні, необхідно брати до уваги два перші джерела: знесення з суші і вулканічну діяльність. Головним джерелом є знос з суші, він відбувається повсюдно і в колосальних розмірах. Річки виносять у моря й океани величезну кількість уламкового і розчиненої речовини. Наприклад, річний винос Амазонки становить 3787 км 3, Конго - 1260, Міссісіпі - 600, Волги - 255 км 3 зваженого матеріалу. Усі моря і океани щорічно отримують за рахунок річок близько 12,5 млрд. т зваженого і близько 5 млрд. т розчиненої речовини. Ці цифри вражають своєю величиною.

Винесений річками матеріал осідає в межах шельфу, в зоні накопичення теригенних опадів (що відбулися за рахунок розмиву суші, від латинського слова terra - земля). Теригенні опади закономірно розподіляються по морському дну: біля берега відкладаються галька і грубі піски, далі від берега - дрібні піски, потім піщанистий глина і нарешті в більш віддалених від берега місцях тонкі глинисті опади. Тут же накопичуються хемогенние і органогенні опади, але в процентному відношенні їх дуже мало в порівнянні з теригенними. У залежності від зносу з суші зона поширення теригенних опадів в різних морях і океанах має різну ширину, але вона є всюди зоною максимального накопичення опадів. Великі простори океанічного дна є зоною накопичення пелагічних опадів. Тут випадають з товщі морської води хемогенние і органогенні осадки, то як теригенні сюди не досягають.

Викладена схема розподілу літологічних типів опадів на морському дні проста і зрозуміла. Проте вона є ідеалізованою, тому що в переважній більшості випадків розподіл опадів сильно порушується через цілий ряд причин, які геолог повинен враховувати при фаціального аналізу.

По одному тільки літологічним складом не можна безпомилково визначити ділянку морського дна, де та чи інша порода утворилася. Тому паралельно з літологічним аналізом проводиться біономіческій аналіз. Це дозволяє зробити правильні висновки про розподіл опадів на дні древніх морів.

У процесі літологічного аналізу геолог проводить багато лабораторних досліджень над осадовими гірськими породами з метою з'ясування умов середовища, в якій відбувалося осадконакопичення. Крім мінералогічного складу, вивчають також структуру і текстуру порід, колір, характер переслаіванія порід, їх потужність, перерви в осадконакоплении і т. д. Лабораторні спостереження дозволяють судити про глибину морського басейну, про солоності і температурі води, про швидкість осадконакопичення, про склад розмивається гірських порід на прилеглому суходолі, про вулканізм і т. д. Важливе значення мають породи та мінерали - індикатори, утворення яких пов'язане з певними умовами середовища. Таких індикаторів чимало. Наприклад, глауконіт і фосфорит свідчать про мілководному морському басейні нормальної солоності; присутність гіпсу і ангідриту - про підвищеної солоності води і спекотному сухому кліматі в області опадонакопичення; велика кількість піриту - про сірководневому зараженні в застійних водах.

Біономіческій аналіз. Головною метою біономіческого аналізу є відновлення палеографічній обстановки за допомогою викопних організмів. Досліджуючи скам'янілості, витягнуті з того чи іншого шару, геолог у процесі біономіческого аналізу відновлює образ життя вимерлих організмів і умови їх проживання, тобто фізико-географічну обстановку того часу, коли вони жили. Для цього йому необхідно знати закономірності розподілу організмів у сучасних морях і океанах. Про ці закономірності вже було розказано в розділі «Органічний світ і середовище існування». Тут же ми зупинимося на короткій характеристиці основ біономіческого аналізу.

При проведенні біономіческого аналізу вивчають бентосні організми, тобто організми, які населяють морське дно. Вони мешкають на певних ділянках морського дна, і за їх складу можна точно встановити ту чи іншу ділянку місцеперебування. Пелагічні організми (планктон і нектон), що живуть у товщі морської води, для біономіческого аналізу не використовуються, тому що після загибелі вони можуть потрапити в осад на будь-якій ділянці морського дна.

Бентосні організми є хорошими показниками середовища проживання. Вони живуть на морському дні у вигляді спільнот - біоценозів, у які входять різні організми, тісно пов'язані один з одним єдиним місцем проживання на морському дні. На величезних просторах морського дна мешкає маса різних біоценозів, склад яких залежить від фізико-географічної обстановки і місця існування. Зі зміною глибини, характеру морського дна, солоності морської води, її температури і т. д. відбувається зміна біоценозів. Таким чином, вивчаючи склад біоценозів, можна встановити не лише місце їх проживання, а й фізико-географічні умови середовища: глибину моря, солоність і температуру морської води і т. д. За біоценозу насамперед встановлюють біономіческую зону: літораль, сублітораль, епібатіаль, батіаль або абиссаль - зону проживання організмів на морському дні.

У викопному стані - в гірській породі - біоценози не можуть зберегтися в повному складі. Деякі організми не перетворилися на скам'янілості, інші після смерті були винесені течіями з місця первісного проживання. Тому в тому чи іншому шарі осадової гірської породи зберігається тільки частина первісного біоценозу у вигляді скам'янілостей. Крім того, в породі зустрічають викопні рештки, які були привнесені морськими течіями з інших ділянок морського дна, а також що впали зверху з товщі морської води різні пелагічні організми. Таким чином, в породі спостерігають дуже різнорідний комплекс скам'янілостей, який не відповідає складу початкового біоценозу. Завданням геолога, який проводить біономіческій аналіз, є відновлення первісного біоценозу. Це завдання не легке, в процесі її вирішення геолог повинен відкинути всі органічні залишки, чужі даній ділянці, і залишити для вивчення тільки скам'янілості, що входили в початковий біоценоз. По відновленому біоценозу визначають біономіческую зону - місце проживання біоценозу, а разом з цим і фізико-географічні умови довкілля. Все це вимагає дуже ретельних спостережень, до правильних висновків наводить спільне використання літологічного і біономіческого аналізів.

4. Основи фаціального аналізу континентальних відкладень

Суша є переважно областю розмиву, накопичення опадів на суші відбувається тільки в зниженнях рельєфу. Тут опади різко відрізняються за складом і будовою навіть на коротких відстанях, тобто фаціальні мінливість виражена набагато різкіше, ніж в морі. Крім того, на суші опади розташовуються плямами, а на морському дні накопичуються повсюдно і закономірно. Через швидку фаціальної мінливості для суші ніде не можна побудувати навіть примітивну схему розподілу опадів. Біономіческій аналіз практично проводити неможливо, оскільки органічні залишки зустрічаються дуже рідко. Тому для континентальних відкладень проводиться тільки літологічний аналіз.

Всі сучасні континентальні відклади представляють собою пухкі осадові накопичення, серед яких виділяють кілька фацій, званих генетичними типами: елювіальні, делювіальні, пролювіальниє, алювіальні, озерні, болотні, гравітаційні, льодовикові, еолові відкладення.

Вивчаючи континентальні відкладення, геологи виділяють зазначені генетичні типи. Серед сучасних континентальних відкладень їх встановити неважко, а всередині копалин, перетворених на тверду гірську породу, виділити їх часто неможливо. У цих випадках геологи намагаються виділяти комплекси континентальних фацій і по них встановлювати умови їх утворення (комплекс фацій аридного клімату, гумідного клімату, льодовиковий комплекс, комплекс передгір'їв і т. д.). Велике значення мають скам'янілі рослинні залишки, що зустрічаються в континентальних відкладах. За складом рослинності можна встановити кліматичні особливості минулих епох.

5. Палеогеографічні карти

На палеогеографічних картах узагальнюють всі дані, отримані при проведенні фаціального аналізу, і зображують географію земної поверхні для певного етапу геологічного часу (періоду, епохи, століття). Ці карти можуть бути різних масштабів: дрібні - для всієї земної кулі і для окремих континентів; великі - для будь-якого ділянки земної поверхні. Залежно від масштабу карти на неї показують різні елементи стародавнього ландшафту. На великомасштабних палеогеографічних картах можна показати контури суші і моря, рельєф суші і морського дна, розподіл опадів у море і їх потужності, контури озер і давні річкові долини, розташування вулканів, напрям морських течій, межі кліматичних і біогеографічних зон.

В ідеалі палеогеографічна карта повинна бути аналогом сучасних географічних і літологічних карт. Однак жодна палеогеографічна карта не може відповідати цьому ідеалу. По-перше, палеогеографічні карти завжди мають неточності і білі плями зі знаком питання, що є наслідком неповноти геологічних даних і недосконалістю методів фаціального аналізу. По-друге, на палеогеографічні карти нанесені матеріали, узагальнюючі події за певний відрізок геологічного часу (сотні тисяч і мільйони років), а географічні карти складають для сучасного моменту часу, їх регулярно оновлюють і уточнюють.

Незважаючи на зазначені недоліки, палеогеографічні карти мають велике наукове і практичне значення. Вони надають величезну допомогу при відновленні геологічної історії Землі та окремих її ділянок, дозволяють судити про процеси і явища, що мали місце на поверхні Землі в далекому минулому, і про зміни їх у часі. Детальні палеогеографічні карти є також надійною основою для прогнозу осадових корисних копалин, завжди пов'язаних з певними фациями.

6. Методи відновлення рухів земної кори

Протягом тривалої геологічної історії земна кора зазнавала тектонічні рухи, сліди яких спостерігають повсюдно на поверхні Землі. Ці рухи змінювали первісне горизонтальне залягання шарів, викликали їх нахил, складкоутворення і дроблення. Тектонічні рухи виявлялися в різних ділянках нашої планети, в різний час, з неоднаковою силою. При відновленні геологічної історії необхідно з'ясувати характер цих рухів і встановити час їх прояви.

Тектонічні рухи дуже різноманітні, серед них виділяють два основних типи: коливальні та дислокаційні. Коливальні рухи охоплюють великі території материків і океанічних западин, вони проявляються тривалий час і призводять до перерозподілу морських басейнів і ділянок суші, не викликаючи різких порушень первісного залягання шарів. Наслідком цих рухів є морські трансгресії і регресії - наступу і отступанія морів. Дислокаційні руху порушують структуру земної кори, викликають утворення різноманітних складок, скидів, насувів та інших складчастих і розривних порушень. Обидва типи рухів сильно відрізняються один від одного, тому і методи їх вивчення різні. Для історичної геології важливо відновити характер і час прояву коливальних рухів. Дислокаційні руху є основним об'єктом вивчення іншої геологічної науки - структурної геології.

7. Аналіз геологічних і палеогеографічних карт

Навіть побіжне вивчення геологічної карти дозволяє встановити місця прояви коливальних і дислокаційних рухів. На ділянках тривалих піднять поширені найдавніші породи, там, де виявлялися руху негативного знаку, спостерігаються молоді породи. Зони прояви дислокаційних рухів характеризуються вузькими лінійними структурами і розвитком розривних порушень. Коливальні рухи добре відновлюються шляхом порівняння низки послідовно складених палеогеографічних карт.

Аналіз потужностей верств гірських порід дозволяє судити про величину і швидкості прогинання окремих ділянок земної кори: на ділянках прискореного прогинання накопичуються опади більшої потужності; на ділянках уповільненої прогинання - меншою. Цифрові дані про потужності наносять на палеогеографічні карти; зазвичай їх висловлюють у вигляді ізопахіт - ліній рівних потужностей. За ізопахітам можна встановити швидкість прогинання тієї чи іншої ділянки морського дна або суші.

Аналіз перерв і незгод на геологічних розрізах дозволяє встановити час, характер і площа прояви піднять земної кори. Поверхні перерв і незгод фіксуються в розрізі відсутністю тих чи інших стратиграфічних горизонтів. Інтервал перерви у осадконакоплении відповідає часу прояву підняття.

Аналіз геологічного розрізу (стратиграфічної колонки) є найбільш наочним методом відновлення коливальних рухів. При розгляданні стратиграфічної колонки певної ділянки звертають увагу на наступні ознаки: на присутність або відсутність перерв, на зміну літологічних типів відкладів, на їх потужності і на склад викопної фауни або флори.

Отримані дані про рух земної кори зображують у вигляді палеографічній кривої - графіка коливальних рухів поверхні опадонакопичення або розмиву. Для цього по осі абсцис відкладають час у довільному масштабі. По осі ординат вище нульової лінії (рівня моря) показують сушу, а нижче - біономіческіе зони моря (зазвичай літораль, сублітораль, епібатіаль і батіаль). За отриманими даними на графіку наносять точки для кожного інтервалу геологічного часу. Крива, що з'єднує ці точки, буде палеографічній кривої.

Література

1.Гангнус А. Через гори часу. - М., 1993

2.Музафаров В.Г. Основи геології. - М., 1989

3.Келдер Н. Неспокійна Земля. - М., 1995

4.Ларіонов А.К. Цікава інженерна геологія. - М., 1988

5.Опарін А.І. Життя, її природа, походження і розвиток. - М., 2002

Додати в блог або на сайт

Цей текст може містити помилки.

Геологія, гідрологія та геодезія | Реферат
55.7кб. | скачати


Схожі роботи:
Руйнування і вивітрювання гірських порід
Підготовка гірських порід до виймання
Механіка гірських порід і грунтів
Походження гірських порід і корисних копалин
Властивості гірських порід Процес внутрішньої динаміки Землі
Типи порід колекторів гранулометричний склад порід колекторські властивості тріщинуватих порід
Методи визначення віку землі і Всесвіту
Іонометричне визначення срібла в гірських породах після термохімічного розкладу силікатів
Визначення витрат абсолютного приросту і витрат
© Усі права захищені
написати до нас
Рейтинг@Mail.ru