Сучасні геохронологічні таблиці. Шкала геохронологічна та історія розвитку живих організмів. Палеозойська та мезозойська ери

- Це сукупність усіх форм земної поверхні. Вони можуть бути горизонтальними, похилими, опуклими, увігнутими, складними.

Різниця висот між найвищою вершиною на суші, горою Джомолунгмою у Гімалаях (8848 м), та Маріанською западиною у Тихому океані (11 022 м) становить 19 870 м.

Як формувався рельєф нашої планети? В історії Землі виділяють два основні етапи її формування:

• планетарний(5,5-5,0 млн років тому), який завершився формуванням планети, утворенням ядра та мантії Землі;
• геологічний, який розпочався 4,5 млн років тому і продовжується досі. Саме цьому етапі сталося утворення земної кори.

Джерелом інформації про розвиток Землі протягом геологічного етапу насамперед є осадові гірські породи, які у переважній більшості сформувалися у водному середовищі і тому залягають шарами. Чим глибше від земної поверхні лежить шар, тим раніше він утворився і, отже, є більш давнімпо відношенню до будь-якого шару, який розташований ближче до поверхні і є молодшим.На цьому простому міркуванні ґрунтується поняття відносного віку гірських порід, що лягло в основу побудови геохронологічної таблиці(Табл. 1).

Найтриваліші часові інтервали в геохронології зони(Від грец. aion -століття, епоха). Виділяють такі Зони, як: криптозою(Від грец. cryptos -прихований і zoe- Життя), що охоплює весь докембрій, у відкладеннях якого немає залишків скелетної фауни; фанерозою(Від грец. phaneros -явний, zoe -життя) - від початку кембрія до нашого часу, з багатим органічним життям, у тому числі скелетною фауною. Зони не рівноцінні за тривалістю, тож якщо криптозою тривав 3-5 млрд років, то фанерозою — 0,57 млрд років.

Таблиця 1. Геохронологічна таблиця

Епоха. літерне позначення, тривалість	Основні етапи розвитку життя	Періоди, літерне позначення, тривалість	Найголовніші геологічні події. Зовнішність земної поверхні	Найбільш поширені корисні копалини
Кайнозойська, KZ, близько 70 млн років	Панування покритонасінних. Розквіт фауни ссавців. Існування природних зон, близьких до сучасних, при неодноразових усуненнях кордонів	Четвертинний, або антропогеновий, Q, 2 млн років	Загальне підняття території. Неодноразові заледеніння. Поява людини	Торф. Розсипні родовища золота, алмазів, дорогоцінного каміння
		Неогеновий, N, 25 млн років	Виникнення молодих гір у областях кайнозойської складчастості. Відродження гір у областях усіх давніх складчастостей. Панування покритонасінних (квіткових) рослин	Буре вугілля, нафту, бурштин
		Палеогеновий, Р, 41 млн років	Руйнування мезозойських гір. Широке поширення квіткових рослин, розвиток птахів та ссавців	Фосфорити, буре вугілля, боксити
Мезозойська, MZ, 165 млн років		Крейдовий, К, 70 млн років	Виникнення молодих гір у областях мезозойської складчастості. Вимирання гігантських плазунів (рептилій). Розвиток птахів та ссавців	Нафта, горючі сланці, крейда, вугілля, фосфорити
		Юрський, J, 50 млн років	Освіта сучасних океанів. Спекотний, вологий клімат. Розквіт рептилій. Панування голонасінних рослин. Поява примітивних птахів	Кам'яне вугілля, нафта, фосфорити
		Тріасовий, T, 45 млн років	Найбільше за всю історію Землі відступ моря та підняття материків. Руйнування домозозойських гір. Великі пустелі. Перші ссавці	Кам'яні солі
Палеозойська, PZ, 330 млн років	Розквіт папоротей та інших спорових рослин. Час риб та земноводних	Пермський, Р, 45 млн років	Виникнення молодих гір у областях герцинської складчастості. Сухий клімат. Виникнення голонасінних рослин	Кам'яні та калійні солі, гіпс
		Кам'яновугільний (карбон), С, 65 млн років	Широке поширення заболочених низовин. Спекотний, вологий клімат. Розвиток лісів з деревоподібних папоротей, хвощів та плаунів. Перші рептилії. Розквіт земноводних	Велика кількість вугілля та нафти
		Девонський, D, 55 млн ліг	Зменшення схиляли морів. Спекотний клімат. Перші пустелі. Поява земноводних. Численні риби	Солі, нафта
	Поява на Землі тварин та рослин	Силурійський, S, 35 млн років	Виникнення молодих гір у областях каледонської складчастості. Перші наземні рослини
		Ордовицький, О, 60 млн років	Зменшення площі морських басейнів. Поява перших наземних безхребетних тварин
		Кембрійський, Е, 70 млн років	Виникнення молодих гір у областях байкальської складчастості. Затоплення просторів морями. Розквіт морських безхребетних тварин	Кам'яна сіль, гіпс, фосфорити
Протерозойська, PR. близько 2000 млн років	Зародження життя у воді. Час бактерій та водоростей		Початок байкальської складчастості. Потужний вулканізм. Час бактерій та водоростей	Величезні запаси залізняку, слюда, графіт
Архейська, AR. понад 1000 млн років			Найдавніші складчастості. Напружена вулканічна діяльність. Час примітивних бактерій	Залізні руди

Зони поділяються на ери.У криптозої розрізняють архейську(Від грец. archaios- Початковий, найдавніший, aion -століття, епоха) та протерозойську(Від грец. proteros -більш ранній, zoe - життя) ери; у фанерозої - палеозойську(Від грец. Стародавній і життя), мезозойську(Від грец. теsos -середній, zoe - життя) і кайнозойську(Від грец. kainos -новий, zoe - життя).

Ери розділені на менш тривалі відрізки часу - періоди, встановлені лише фанерозою (див. табл. 1).

Основні етапи розвитку географічної оболонки

Географічна оболонка пройшла довгий та складний шлях розвитку. У цьому розвитку виділяють три якісно різних етапи: добіогенний, біогенний, антропогенний.

Добіогенний етап(4 млрд - 570 млн років) - найтриваліший період. У цей час відбувався процес збільшення потужності та ускладнення складу земної кори. До кінця архею (2,6 млрд років тому) на великих просторах вже сформувалася континентальна кора потужністю близько 30 км, а в ранньому протерозої відбулося відокремлення протоплатформ і протогеосинкліналей. У цей час гідросфера вже існувала, але обсяг води в ній був меншим, ніж зараз. З океанів (і то лише до кінця раннього протерозою) оформився один. Вода в ньому була солоною і рівень солоності, швидше за все, був приблизно таким, як зараз. Але, мабуть, у водах древнього океану переважання натрію над калієм було ще більшим, ніж зараз, більше було і іонів магнію, що пов'язано зі складом первинної земної кори, продукти вивітрювання якої зносилися в океан.

Атмосфера Землі цьому етапі розвитку містила дуже мало кисню, озоновий екран був відсутній.

Життя, швидше за все, існувало від початку цього етапу. За непрямими даними, мікроорганізми мешкали вже 3,8-3,9 млрд років тому. Виявлені залишки найпростіших організмів мають вік 3,5-3,6 млрд. років. Однак органічне життя з моменту зародження і до кінця протерозою не грала провідної, визначальної ролі в розвитку географічної оболонки. Крім того, багатьма вченими заперечується присутність органічного життя на суші на цьому етапі.

Еволюція органічного життя в добіогенний етап протікала повільно, проте 650-570 млн років тому життя в океанах була досить багатою.

Біогенний етап(570 млн - 40 тис. ліг) тривав протягом палеозою, мезозою і майже всього кайнозою, за винятком останніх 40 тис. років.

Еволюція живих організмів протягом біогенного етапу була плавної: епохи порівняно спокійної еволюції змінювалися періодами швидких і глибоких перетворень, під час яких вимирали одні форми флори і фауни і набули широкого поширення інші.

Одночасно з появою наземних живих організмів стали формуватися ґрунти у нашому сучасному уявленні.

Антропогенний етапрозпочався 40 тис. років тому і продовжується в наші дні. Хоча людина як біологічний рід з'явився 2-3 млн ліг тому, її вплив на природу тривалий час залишався вкрай обмеженим. З появою людини розумної ця дія значно посилилася. Сталося це 38-40 тис. років тому. Звідси бере відлік антропогенний етап у розвитку географічної оболонки.

Геохронологічна таблиця- це один із способів уявлення етапів розвитку планети Земля, зокрема життя на ній. У таблицю записують епохи, які поділяються на періоди, вказується їх вік, тривалість, описуються основні ароморфози флори та фауни.

Часто в геохронологічних таблицях ранні, т. е. старіші, ери записуються внизу, а пізніші, т. е. молодші, – вгорі. Нижче представлені дані про розвиток життя на Землі у природному хронологічному порядку: від старих до нових. Таблична форма опущена задля зручності.

Архейська ера

Почалася приблизно 3500 млн. (3,5 млрд.) років тому. Тривала близько 1000 млн років (1 млрд).

У архейську епоху виникають перші ознаки життя Землі – одноклітинні організми.

За сучасними оцінками вік Землі становить понад 4 млрд. років. До архею була катархейська ера, коли життя ще не було.

Протерозойська ера

Почалася приблизно 2700 млн. (2,7 млрд.) років тому. Тривала понад 2 млрд. років.

Протерозою – епоха раннього життя. У шарах, що належать цій ері, знаходять рідкісні та нечисленні органічні залишки. Однак вони належать всім типам безхребетних тварин. Також швидше за все з'являються перші хордові – безчерепні.

Палеозойська ера

Почалася близько 570 млн. років тому, тривала понад 300 млн. років.

Палеозою – давнє життя. Починаючи з нього процес еволюції вивчений краще, тому що залишки організмів з верхніх геологічних шарів доступніші. Звідси прийнято докладно розглядати кожну еру, відзначаючи зміни органічного світу кожному за періоду (хоча свої періоди виділяють й у археї й у протерозої).

Кембрійський період (кембрій)

Тривав близько 70 млн. років. Процвітають морські безхребетні, водорості. З'являється безліч нових груп організмів – відбувається так званий кембрійський вибух.

Ордовікський період (ордовик)

Тривав 60 млн років. Розквіт трилобітів, ракоскорпіонів. З'являються перші судинні рослини.

Силур (30 млн років)

• Розквіт коралів.
• Поява щиткових – безщелепних хребетних.
• Поява рослин псилофітів, що вийшли на сушу.

Девон (60 млн років)

• Розквіт щиткових.
• Поява кістеперих риб та стегоцефалів.
• Поширення суші вищих спорових.

Кам'яновугільний період

Тривав близько 70 млн років.

• Розквіт земноводних.
• Поява перших плазунів.
• Поява літаючих форм членистоногих.
• Зниження чисельності трилобітів.
• Розквіт папоротеподібних.
• Поява насіннєвих папоротей.

Перм (55 млн)

• Поширення плазунів, виникнення звірозубих ящерів.
• Вимирання трилобітів.
• Зникнення кам'яновугільних лісів.
• Поширення голонасінних.

Мезозойська ера

Епоха середнього життя. Почалася 230 млн. років тому, тривала близько 160 млн. років.

Тріасовий період

Тривалість – 35 млн років. Розквіт плазунів, поява перших ссавців та справжніх кісткових риб.

Юрський період

Тривав близько 60 млн років.

• Панування плазунів та голонасінних рослин.
• Поява археоптериксу.
• У морях багато головоногих молюсків.

Крейдяний період (70 млн років)

• Поява вищих ссавців та справжніх птахів.
• Широке поширення кісткових риб.
• Скорочення папоротей та голонасінних.
• Поява покритонасінних.

Кайнозойська ера

Епоха нового життя. Почалася 67 млн ​​років тому, триває відповідно стільки ж.

Палеоген

Тривав близько 40 млн років.

• Поява хвостатих лемурів, довгоп'ятів, парапітеків та дріопитеків.
• Бурхливий розквіт комах.
• Триває вимирання великих плазунів.
• Зникають цілі групи головоногих молюсків.
• Панування покритонасінних рослин.

Неоген (близько 23,5 млн років)

Панування ссавців та птахів. З'явилися перші представники роду Люди (Homo).

Антропоген (1,5 млн років)

Поява виду людини розумної (Homo Sapiens). Тваринний і рослинний світ набуває сучасного вигляду.

Дуже важливою характеристикою гірських порід є їх вік. Як було показано вище, від нього залежить багато властивостей гірських порід, у тому числі інженерно-геологічні. З іншого боку, з урахуванням вивчення, передусім, віку гірських порід історична геологія відтворює закономірності розвитку та освіти земної кори. Важливим розділом історичної геології є геохронологія – наука про послідовність геологічних подій у часі, їх тривалість та супідрядність, які вона встановлює завдяки визначенню віку гірських порід на основі використання різних методів та геологічних дисциплін. Виділяється відносний абсолютний вік гірських порід.

Оцінюючи відносного віку розрізняють древні і молоді гірські породи, виділяючи час будь-якої події історії Землі стосовно часу іншого геологічного події. Відносний вік простіше визначати для осадових порід при непорушеному (близькому до горизонтального залягання) їх заляганні, а також для вулканічних і рідше метаморфічних порід, що перешаровуються з ними.

Стратиграфічний (стратум – шар) метод заснований на вивченні послідовності залягання та взаємини шарів осадових відкладень, виходячи з принципу суперпозиції: кожен вищележачий пласт молодший за нижній. Він застосовується для товщ з непорушеним горизонтальним заляганням шарів (рис. 22). Цей метод обережно слід застосувати при складчастому заляганні шарів, попередньо потрібно визначити їх покрівлі та підошви. Молодим є шар 3 , а шари 1 і 2 - Стародавніші.

Литолого - петрографічний метод заснований на вивченні складу та будови порід у сусідніх розрізах свердловин та виявленні одновікових порід – кореляції розрізів . Осадові, вулканічні і метаморфічні породи однакових фацій і віку, наприклад, глини або вапняки, базальти або мармур, матимуть схожі текстурно-структурні особливості та склад. Стародавні породи, як правило, бувають більш зміненими та ущільненими, а молоді – слабо зміненими та пористими. Важче використовувати цей метод для малопотужних континентальних відкладень, літологічний склад яких швидко змінюється простяганням.

Найважливішим методом визначення відносного віку є палеонтологічний (біостратиграфічний ) метод , заснований на виділенні шарів, що містять різні комплекси викопних залишків вимерлих організмів. В основі методу лежить принцип еволюції : життя Землі розвивається від простого до складного і повторюється у розвитку. Наука, яка встановлює закономірність розвитку життя Землі шляхом вивчення залишків копалин тварин і рослинних організмів – скам'янілостей (фоссилій), що містяться в товщах осадових порід, називається палеонтологія. Час утворення тієї чи іншої породи відповідає часу загибелі організмів, останки яких виявилися похованими під шарами вище опадів, що накопичилися. Палеонтологічний метод дозволяє визначати вік осадових порід по відношенню один до одного незалежно від характеру залягання шарів та зіставляти вік порід, що залягають на віддалених один від одного ділянках земної кори. Кожному відрізку геологічного часу відповідає певний склад життєвих форм чи керівних організмів (рис. 23–29). Керівні копалини організми (форми ) жили протягом нетривалого відрізка геологічного часу на великих площах, як правило, у водоймах, морях та океанах. Починаючи з другої половини ХХ ст. активно почали застосовувати мікропалеонтологічний метод, у тому числі й суперечливо. - пилковий, для вивчення організмів невидимих ​​на око. На основі палеонтологічного методу складено схеми еволюційного розвитку органічного світу.

Таким чином, на основі перерахованих методів визначення відносного віку гірських порід до кінця ХІХ ст. була складена геохронологічна таблиця, що включає підрозділи двох шкал: стратиграфічні і відповідні їм геохронологічні.

Стратиграфічний підрозділ (одиниця) - сукупність гірських порід, що становлять певну єдність за комплексом ознак (особливостей речовинного складу, органічних залишків та ін), що дозволяє виділити її в розрізі і простежити для площі. Кожен стратиграфічний підрозділ відбиває своєрідність природного геологічного етапу розвитку Землі (чи окремої ділянки), висловлює певний геологічний вік і можна порівняти з геохронологічним підрозділом.

Геохронологічна (геоісторична) шкала – ієрархічна система геохронологічних (тимчасових) підрозділів, еквівалентних одиницях загальної стратиграфічної шкали. Їх співвідношення та підрозділ показано у табл. 15.

виділено у Великій Британії, пермська – у Росії тощо. (Табл.16).


Абсолютний вік - тривалість існування (життя) породи, виражена в роках - у проміжках часу, рівних сучасному астрономічному року (в астрономічних одиницях). Він заснований на вимірюванні вмісту в мінералах радіоактивних ізотопів: 238U, 232Th, 40К, 87Rb, 14C та ін, продуктів їхнього розпаду та знання експериментально виявленої швидкості розпаду. Остання характеризується періодом напіврозпаду – часом, протягом якого розпадається половина атомів цього нестабільного ізотопу. Період напіврозпаду сильно варіює у різних ізотопів (табл. 17) та визначає можливості його застосування.

Методи визначення абсолютного віку отримали свою назву від продуктів радіоактивного розпаду, а саме: свинцевий (урано-свинцевий), аргоновий (калій-аргоновий), стронцієвий (рубідієво-стронцієвий) та ін. Найбільш часто використовується калій-аргоновий метод, оскільки ізотоп 40К міститься в багатьох мінералах х), розпадається з освітою 40Ar і має період напіврозпаду 1,25 млрд. років. Виконані за допомогою даного методу розрахунки найчастіше перевіряються стронцієвим методом. У перерахованих мінералах калій ізоморфно заміщається 87Rb, який при розпаді перетворюється на ізотоп 87Sr. За допомогою 14С встановлюють вік наймолодших четвертинних порід. Знаючи, скільки свинцю утворюється з 1 р урану на рік, визначаючи їх спільний вміст у цьому мінералі, можна визначити абсолютний вік мінералу і тієї гірської породи, де він перебуває.

Використання перерахованих методів ускладнюється тим, що гірські породи за своє «життя» відчувають різні події: і магматизм, і метаморфізм, і вивітрювання, під час яких мінерали «розкриваються», змінюються і втрачають ізотопи, що частково містяться в них, і продукти розпаду. Тому термін «абсолютний» вік, що використовується, зручний для вживання, але не є абсолютно точним для віку гірських порід. Точніше використовувати термін «ізотопний» вік. Виробляється систематична кореляція між підрозділами відносної геохронологічної таблиці та абсолютним віком гірських порід, який досі уточнюється та наводиться у таблицях.

Геологи, будівельники та інші фахівці можуть отримати відомості про вік гірських порід щодо геологічних карт чи відповідних геологічних звітів. На картах вік гірських порід показується буквою та кольором, які прийняті для відповідного підрозділу геохронологічної таблиці. Порівнюючи показаний літерою і кольором відносний вік конкретних порід і абсолютний вік уніфікованої геохронологічної таблиці, можна припустити абсолютний вік порід, що вивчаються. Інженери-будівельники повинні мати уявлення про вік гірських порід та його позначення, а також використовувати їх при читанні геологічної документації (карт та розрізів), що складається при проектуванні будівель та споруд.

Особливий інтерес викликає четвертинний період (табл. 18). Відкладення четвертинної системи покривають суцільним чохлом всю земну поверхню, їх товщі містять останки стародавньої людини та предмети її побуту. У цих товщах чергуються і змінюють один одного за площею різні відкладення (фації): елювіальні, алювіальні , моренііфлювіогляціальні, озерно - болотяні. До алювію присвячені родовища розсипного золота та інших цінних металів. Багато пород четвертинної системи є сировиною для будівельних матеріалів. Велике місце займають відкладення культурного шару , що з'являється у результаті діяльності. Вони відрізняються значною пухкістю та великою неоднорідністю. Його наявність може ускладнити будівництво будівель та споруд.

У наших школах та інститутах офіційно викладають ідею про те, що вік нашої Землі обчислюється багатьма мільйонами років. Щоб підтвердити цю точку зору, як наукову, наводиться геохронологічна таблиця з довгими ерами та періодами, які вчені нібито вирахували за шарами осадових порід та їх скам'янілостей у них. Наведу приклад уроку:

"Вчитель: Багато років геологи, вивчаючи гірські породи, намагалися визначити вік Землі. Але ще недавно вони були далекі від успіху. На початку 17 століття архієпископ Арми - Джеймс Ашер, обчислив дату створення світу за Біблією, і визначив її як 4004 до н.

Але він помилявся більш ніж у мільйон разів. Сьогодні вчені вважають, що вік Землі – 4600 мільйонів років. Наука, яка займається вивченням віку Землі за розташуванням гірських порід, називається геологією.

(Геохронологічна таблиця фото №1)

(Геохронологічна таблиця фото №2)

Ці дані учні приймають на віру, довіряючи на слово викладачеві і не перевіряючи, а наскільки правдивою є ця інформація і чи відповідає вона дійсності. Насправді вже давно відомо багато наукових доказів, які геохронологічну таблицю свідчать про недійсну. Є вчені, які мають інший погляд на періоди історії нашої Землі. Наприклад, Геологічна модель Уокера, модифікована Клевбергом:

(Геохронологічна таблиця фото №3)

Я думаю, кожна людина, учень він або вчитель, повинен грунтовно перевіряти ще раз ті офіційні дані, які він отримує і сформувати свої власні переконання, засновані не на упереджених здогадах, але на наукових дослідженнях. Щоб розібратися, які гіпотези вчених ближчі до істини, а які ні, читайте статті з іншою точкою зору на геохронологічну таблицю, ніж офіційна точка зору, що викладається у навчальних закладах.

Геологам доводиться мати справу з товщами гірських порід, що накопичилися за тривалу геологічну історію планети. Необхідно знати, які з складових досліджувану територію порід молодші, а які древнє, як і послідовності вони формувалися, яких інтервалів геологічної історії належить час їх освіти, і навіть вміти зіставляти за віком віддалені друг від друга товщі гірських порід.

Вчення про послідовність формування та вік гірських порід називається геохронологією. Розрізняються методи відносної та методи абсолютної геохронології.

Відносна геохронологія

Методи відносної геохронології – методи визначення відносного віку гірських порід, які лише фіксують послідовність утворення гірських порід щодо один одного.

Ці методи базуються на кількох простих принципах. У 1669 р. Ніколо Стено сформулював принцип суперпозиції, який проголошує, що в непорушеному заляганні кожен вищележачий шар молодший від нижчележачого. Звернемо увагу, що у визначенні підкреслюється застосовність принципу лише за умов непорушеного залягання.

Метод визначення послідовності утворення шарів, що базується на принципі Стіно, часто називають стратиграфічним. Стратиграфія - розділ геології, що займається вивченням послідовності освіти та розчленуванням товщ осадових, вулканогенно-осадових та метаморфічних порід, що складають земну кору.

Наступний найважливіший принцип, відомий як принцип перетинів, сформульований Джеймсом Хаттоном Цей принцип свідчить, що будь-яке тіло, що перетинає товщу шарів, молодше цих шарів.

Потрібно відзначити і ще один важливий принцип, що говорить, що час перетворення або деформації порід молодший, ніж вік утворення цих порід.

Розглянемо використання цих принципів з прикладу товщ осадових порід, прорваних декількома січними магматическими тілами.

Послідовність подій така. Спочатку відбувалося накопичення осадових товщ нижнього шару (1), потім, послідовно накопичення вищележачих шарів (2, 3, 4, 5), кожен з яких молодший нижче. Накопичення осадових порід у переважній більшості випадків відбувається у формі шарів, що горизонтально лежать, так спочатку залягали і сформовані шари (1-5). Пізніше ці товщі були деформовані (6), і в них впровадилося тіло магматичних порід 7. Потім, знову горизонтально, почалося накопичення вищележачого шару, що залягає на магматичному тілі. При цьому, враховуючи, що шар, що утворюється, лежить на вирівняній горизонтальній поверхні, очевидно, що його накопиченню передувало вирівнювання території - її розмив (8). Після розмивом території накопичився наступний шар (9). Наймолодшим освітою є магматическое тіло 10.
Підкреслимо, що, розглядаючи історію геологічного розвитку території, розріз якої зображений малюнку, ми користувалися виключно відносним часом, визначаючи лише послідовність утворення тіл.

Ще одна велика група методів відносної геохронології –біостратиграфічні методи . Ці методи ґрунтуються на вивченні скам'янілостей - Викопних залишків організмів, ув'язнених у шарах гірських порід: у різновікових шарах порід зустрічаються різні комплекси залишків організмів, що характеризують розвиток флори та фауни в ту чи іншу геологічну епоху. В основі методів лежить принцип, сформульований Вільямом Смітом: одновікові опади містять одні й ті самі близькі залишки викопних організмів. Цей принцип доповнюється ще одним важливим становищем, що свідчить, що викопні флори та фауни змінюють один одного в певному порядку. Таким чином, в основі всіх біостратиграфічних методів лежить положення про безперервність та незворотність зміни органічного світу – закон еволюції Ч. Дарвіна. Кожен відрізок геологічного часу характеризується певними представниками флори та фауни. Визначення віку товщ гірських порід зводиться порівняно знайдених у яких копалин з даними час існування цих організмів у геологічної історії. Як грубої аналогії сутності методу можна навести всім відомі методи визначення віку в археології: якщо при розкопках виявлено тільки кам'яні знаряддя праці, то культура відноситься до кам'яного віку, присутність бронзових знарядь дає підставу для її віднесення до бронзового віку і т.п.

Серед біостратиграфічних методів тривалий час залишався найважливішим методом керівних форм. Керівними формами називають залишки вимерлих організмів, що відповідають наступним критеріям:

• ці організми існували короткий проміжок часу,
• були поширені на значній території,
• їх скам'янілості частини трапляються і легко визначаються.

При визначенні віку серед знайдених у шарі копалин вибираються найбільш для нього характерні, потім вони зіставляються з атласами керівних форм, що описують, якому інтервалу часу властиві ті чи інші форми. Перший із таких атласів був створений ще в середині XIX століття палеонтологом Г. Бронном.

На сьогоднішній день основним у біостратиграфії є метод аналізу органічних комплексів. При застосуванні цього методу висновок про відносний вік будується на відомостях про весь комплекс скам'янілостей, а не на знахідках одиничних керівних форм, що значно підвищує точність.

У ході геологічних досліджень стоять завдання не лише розчленовування товщ за віком та віднесення їх до якогось інтервалу геологічної історії, а й зіставлення – кореляції- Віддалених один від одного одновікових товщ. Найбільш простим методом виявлення одновікових товщ є простежування шарів біля від одного оголення до іншого. Вочевидь, що це метод ефективний лише за умов хорошої оголеності. Найбільш універсальним є біостратиграфічний метод зіставлення характеру органічних залишків у віддалених розрізах – одновікові шари мають однаковий комплекс скам'янілостей. Цей метод дозволяє проводити регіональну та глобальну кореляцію розрізів.

Принципова модель використання скам'янілостей для кореляції віддалених розрізів відбито малюнку.

Одновіковими є шари, що містять однаковий комплекс скам'янілостей

Абсолютна геохронологія

Методи абсолютної геохронології дозволяють визначити вік геологічних об'єктів та подій у одиницях часу. Серед цих методів найбільш поширені методи ізотопної геохронології, засновані на підрахунку часу розпаду радіоактивних ізотопів, ув'язнених у мінералах (або, наприклад, у залишках деревини або скам'янілих кістках тварин).

Сутність методу полягає в наступному. До деяких мінералів входять радіоактивні ізотопи. З моменту утворення такого мінералу протікає процес радіоактивного розпаду ізотопів, що супроводжується накопиченням продуктів розпаду. Розпад радіоактивних ізотопів протікає спонтанно, з постійною швидкістю, яка не залежить від зовнішніх факторів; кількість радіоактивних ізотопів зменшується відповідно до експоненційного закону. Беручи до уваги сталість швидкості розпаду, для визначення віку достатньо встановити кількість радіоактивного ізотопу, що залишився в мінералі, і кількість стабільного ізотопу, що утворився при його розпаді. Ця залежність описується головним рівнянням геохронології:

Для визначення віку використовуються багато радіоактивних ізотопів: 238 U, 235 U, 40 K, 87 Rb, 147 Sm та ін Назви ізотопно-геохронологічних методів зазвичай утворюються з назв радіоактивних ізотопів і кінцевих продуктів їх розпаду: уран-свинцевий, калій-аргоновий. Результати визначення віку геологічних об'єктів виражаються у 106 та 109 років, або у значеннях Міжнародної системи одиниць (СІ): Ma та Ga. Ця абревіатура означає, відповідно, «млн. років» та « млрд. років» ( від латів. Mega anna – млн. років, Giga anna – млрд. років).

Розглянемо визначення віку рубідій-стронцієвим ізохронним методом. Внаслідок розпаду радіоактивного ізотопу 87 Rb відбувається утворення нерадіоактивного продукту розпаду – 87 Sr, постійна розпаду становить 1,42*10 -11 років -1 . Застосування ізохронного методу передбачає аналіз кількох зразків, взятих з однієї й тієї геологічного об'єкта, що підвищує точність визначення віку і дозволяє розрахувати вихідний ізотопний склад стронцію (використовується визначення умов формування породи).

У ході лабораторних досліджень визначаються змісту 87 Rb і 87 Sr, при цьому зміст останнього складається з суми стронцію, що спочатку міститься в мінералі (87 Sr) 0 і стронцію, що виник у процесі радіоактивного розпаду 87 Rb за період існування мінералу:

Насправді вимірюються не змісту зазначених ізотопів, які стосунки до стабільного ізотопу 86Sr, що дає точніші результати. Внаслідок цього рівняння набуває вигляду

В отриманому рівнянні є два невідомі: час t і початкове відношення ізотопів стронцію. Для вирішення задачі аналізуються кілька зразків, результати наносяться у вигляді точок на графік у координатах 87 Sr/86 Sr – 87 Rb/86 Sr. У разі коректно відібраних проб усі точки лягають уздовж однієї прямої – ізохрони (отже, мають один і той самий вік). Вік аналізованих зразків розраховується за величиною кута нахилу ізохрони, а початкове стронцієве відношення визначається по перетину ізохронної осі 87 Sr/86 Sr.

Якщо на графіку точки не лягають на одну лінію можна говорити про некоректність підбору проб. Щоб уникнути цього необхідно дотримуватися таких основних умов:

• зразки повинні відбиратися з одного геологічного об'єкта (тобто бути свідомо одновіковими);
• в ІІ наступних породах не повинно бути ознак накладених перетворень, які могли призвести до перерозподілу ізотопів;
• зразки повинні мати однаковий ізотопний склад стронцію під час виникнення (неприпустимо використання різних порід при побудові однієї ізохрони).

Не зупиняючись на методики визначення віку іншими методами, відзначимо лише особливості деяких із них.

В даний час найбільш точним вважається Самарій - неодимовий методприйнятий як стандарт, з яким порівнюються дані інших методів. Це пов'язано про те, що в силу геохімічних особливостей дані елементи найменш схильні до впливу накладених процесів, часто значнийпро спотворюють чи зводять нанівець результати визначень віку. Метод заснований на розпаді ізотопу 147 Sm з утворенням кінцевого продукту розпаду 144 Nd.

Калій – аргоновий метод заснований на розпаді радіоактивного ізотопу 40 К. Цей метод давно й широко використовується визначення віку всіх генетичних типів гірських порід. Він найбільш ефективний при визначенні часу формування осадових порід та мінералів, наприклад, глауконіту. Стосовно магматичних і особливо метаморфічних пород, порушених накладеними змінами, цей метод часто дає «омолоджені» датування, що пов'язано з втратою рухливого аргону.

Радіовуглецевий методзаснований на розпаді ізотопу 14 С, що утворюється у верхніх шарах атмосфери внаслідок дії космічного випромінювання на атмосферні гази (азот, аргон, кисень). Після 14 С, як і нерадіоактивний ізотоп вуглецю, утворює вуглекислий газ СО 2 і в його складі залучається до фотосинтезу, опиняючись таким чином у складі рослин і, далі, харчовому ланцюжку передається тваринам. У гідросферу 14 С потрапляє в результаті обміну 2 між атмосферою і Світовим океаном, далі він виявляється в кістках і карбонатних раковинах водних жителів. Інтенсивне перемішування повітряних мас в атмосфері та активна участь вуглецю у глобальному кругообігу хімічних елементів призводить до вирівнювання концентрацій 14 С в атмосфері, гідросфері та біосфері. Для живих організмів рівноважний стан досягається при питомій активності 14 С, що становить 13,56±0.07 розпадів за хвилину на 1 грам вуглецю. Якщо організм вмирає, то припиняється надходження 14С; в результаті радіоактивного розпаду (переходу в нерадіоактивний N 14) питома активність 14 С зменшується. Вимірявши значення активності в пробі та зіставивши її зі значенням питомої активності у живій тканині, нескладно розрахувати час припинення життєдіяльності організму за формулою

///////////////

Радіовуглецеве датування дозволяє визначати вік зразків, що містять вуглець (кістки, зуби, раковини, деревина, вугілля тощо) віком до 70 тис. років. Це визначає його використання у четвертинній геології та, особливо, в археології.

На завершення розгляду методів ізотопної геології слід зазначити, що, незважаючи на отримання «абсолютних», виражених у роках, датувань, ми маємо справу з модельним віком– отримані результати неминуче містять певну помилку і, більше, тривалість астрономічного року під час тривалої геологічної історії змінювалася.

Ще одна група методів абсолютної геохронології представлена сезонно-кліматичними методами. Прикладом такого методу є варвохронологія– метод абсолютної геохронології, заснований на підрахунку річних шарів у «стрічкових» відкладах прилідникових озер. Для прильодовикових озер характерними відкладеннями служать звані «стрічкові глини» - чітко шаруваті опади, які з великої кількості паралельних стрічок. Кожна стрічка – результат річного циклу осадонакопичення в умовах озер, що перебувають більшу частину року в замерзлому стані. Вона завжди складається із двох шарів. Верхній – зимовий – шар представлений глинами чорного кольору (за рахунок збагачення органікою), утвореного під крижаним покривом; нижній - літній - складений більш грубозернистими світлозабарвленими опадами (в основному тонкими пісками або алевро-глинистими відкладеннями), утвореними за рахунок матеріалу, що приноситься в озеро талими льодовиковими водами. Кожна пара таких верств відповідає 1 року.

Вивчення ритмічності стрічкових глин дозволяє як визначати абсолютний вік, а й проводити кореляцію розташованих неподалік друг від друга розрізів, зіставляючи потужності шарів.

На подібному принципі заснований і підрахунок річних шарів в опадах соляних озер, де влітку, рахунок підвищення випаровування, відбувається активне осадження солей.

До недоліків сезонно-кліматичних методів слід віднести їхню неуніверсальність.

Періодизація геологічної історії. Стратиграфічна та геохронологічна шкали

Оперуючи категорією відносного часу, необхідно мати універсальну шкалу періодизації історії. Так, стосовно історії людства, ми вживаємо висловлювання «до н. Аналогічний підхід прийнято і в геології, з цією метою розроблені Міжнародна геохронологічна шкала і Міжнародна стратиграфічна шкала.

Основну інформацію про геологічній історії Землі несуть верстви гірських порід, у яких, як у сторінках кам'яного літопису, відбиті що відбувалися планеті зміни та еволюція органічного світу (остання «зафіксована» у комплексах скам'янілостей, що у різновікових шарах). Шари гірських порід, що займають певне положення в загальній послідовності напластувань і виділяються на підставі властивих їм особливостей (частіше - викопних комплексів), є стратиграфічними підрозділами. Гірські породи, складові стратиграфічні підрозділи, формувалися протягом певного інтервалу геологічного часу, отже, відбивають еволюцію земної кори та органічного світу цей проміжок часу.

- шкала, що показує послідовність і підпорядкованість стратиграфічних підрозділів, що складають земну кору і відображають пройдені землею етапи історичного розвитку. Об'єктом стратиграфічної шкали є верстви гірських порід. Основа сучасної стратиграфічної шкали була розроблена ще в першій половині XIX століття і була прийнята в 1881 на II сесії Міжнародного геологічного конгресу в Болоньї. Пізніше стратиграфічну шкалу було доповнено геохронологічною шкалою.

Геохронологічна шкала- шкала відносного геологічного часу, що показує послідовність і підпорядкованість основних етапів геологічної історії Землі та розвитку життя на ній. Об'єктом геохронологічної шкали є геологічне час.

Шкала геологічного часу (або геохронометрична шкала) є послідовним рядом датувань нижніх кордонів загальних стратиграфічних підрозділів, виражених в одиницях часу (частіше в мільйонах років) і обчислених за допомогою методів абсолютного датування.

Об'єктом геохронологічної шали є геохронологічні підрозділи – інтервали геологічного часу, протягом якого утворилися гірські породи, що входять до складу даного стратиграфічного підрозділу.

Всім стратиграфічним підрозділам відповідають підрозділи геохронологічної шкали.

У цьому майже всі стратиграфічні підрозділи рангу эонотема - система мають єдині загальноприйняті міжнародні назви.

Найбільш великими стратиграфічними підрозділами є акротеми та еонотеми. Архейську і протерозойську акротеми поєднують під назвою «докембрій» (тобто товщі порід, що накопичилися до кембрійського періоду – першого періоду фанерозою) або «криптозою». Кордоном докембрія та фанерозою служить поява в шарах гірських порід залишків скелетних організмів. У докембрії органічні залишки рідкісні, оскільки м'які тканини швидко руйнуються, не встигнувши поховатись. Сам термін «криптозою» утворено при злитті коріння слів «криптос» - прихованийі «Зое» - життя. При розчленуванні докембрійських товщ на дробові стратиграфічні підрозділи найважливішу роль мають методи ізотопної геохронології, оскільки органічні залишки рідкі або взагалі відсутні, визначаються насилу і, головне, не схильні до швидкої еволюції (однотипні комплекси мікрофауни залишаються незмінними протягом величезних інтервалів).

Еонотеми включають до свого складу ератеми. Ератема, або група- відкладення, що утворилися протягом ери; Тривалість ер у фанерозої становить перші сотні мільйонів років. Ератеми відбивають великі етапи розвитку Землі та органічного світу. Межі між ератемами відповідають переломним рубежам історія розвитку органічного світу. У фанерозої виділяють три ератеми: палеозойську, мезозойську та кайнозойську.

Ератеми, у свою чергу, включають до свого складу системи. Система- Це відкладення, що утворилися протягом періоду; Тривалість періодів становить десятки мільйонів. Одна система від іншої відрізняється комплексами фауни та флори на рівні надродин, сімейств та пологів. У фанерозої виділяються 12 систем: кембрійська, ордовицька, силурійська, девонська, кам'яновугільна (карбонова), пермська, тріасова, юрська, крейдяна, палеогенова, неогенова та четвертинна (антропогенова). Назви більшості систем походять від географічних назв тих місцевостей, де вони були вперше встановлені. Для кожної системи на геологічних картах прийнято певний колір, що є міжнародним, та індекс, утворений початковою літерою латинської назви системи.

Відділ- частина системи, що відповідає відкладенням, що утворилися протягом однієї епохи; Тривалість епох зазвичай становить перші десятки мільйонів років. Відмінність між відділами виявляється у відмінності фауни і флори лише на рівні пологів чи груп. Назви відділів дано за становищем їх у системі: нижній, середній, верхній або тільки нижній та верхній; епохи відповідно називають ранньою, середньою, пізньою.

У складі відділу виділяються яруси. Ярус- відкладення, що утворилися протягом століття; тривалість століть становить кілька мільйонів років.

Поряд з основними підрозділами стратиграфічної та геохронологічної шкал застосовуються регіональні та місцеві підрозділи.

До регіональних стратиграфічних підрозділіввідносяться горизонт та лона.

Небокрай- основний регіональний підрозділ стратиграфічної шкали, що поєднує одновікові відкладення, що характеризуються певним комплексом літологічних та палеонтологічних ознак. Горизонтам надаються географічні назви, що відповідають місцям, де вони найбільш добре представлені та вивчені. Геохронологічним еквівалентом є час. Наприклад, хапровський обрій, поширений узбережжя Таганрозької затоки Азовського моря, відповідає товщі річкових пісків, сформованих наприкінці неогенового періоду. Стратотип (найбільш представницький розріз стратиграфічного горизонту, що є його зразком) цього горизонту розташований у ст. Хапри. Додамо, що термін «горизонт», що вживається без географічної назви, розуміється як шар чи пачка шарів, що виділяються на підставі будь-яких особливостей (палеонтологічних чи літологічних), тобто є позначенням вільного користування.

Лонає частиною горизонту, що виділяється по комплексу фауни та флори, характерного для даного регіону, і відображає певну фазу розвитку органічного світу даного регіону. Назва лони дається за видом-індексом. Геохронологічним еквівалентом лони є час.

Місцеві стратиграфічні підрозділиявляють собою товщі порід, що виділяються за рядом ознак, в основному за літологічним або петрографічним складом.

Комплекс- Найбільше місцеве стратиграфічне підрозділ. Комплекс має дуже велику потужність, складний склад гірських порід, сформованих упродовж якогось великого етапу розвитку території. Комплексу надається географічна назва за характерним місцем його розвитку. Найчастіше комплекси виділяються при розчленуванні метаморфічних товщ.

Серіяохоплює досить потужну і складну за складом товщу гірських порід для яких є якісь загальні ознаки: подібні умови освіти, переважання певних типів гірських порід, близький ступінь деформацій та метаморфізму тощо. Серії зазвичай відповідають єдиному великому циклу розвитку території.

Основною одиницею з місцевих стратиграфічних підрозділівявляє собою оточення. Свитає товщею порід, утворених у певній фізико-географічній обстановці і займають встановлене стратиграфічне положення в розрізі. Головні особливості почту - наявність стійких літологічних ознак по всій площі її поширення і чітка вираженість кордонів. Свою назву оточення отримує за географічним місцезнаходженням стратотипу.

Межі місцевих стратиграфічних підрозділів часто збігаються з межами підрозділів єдиної стратиграфічної шкали.

У процесі роботи геологом часто доводиться використовувати також допоміжні стратиграфічні підрозділи- товща, пачка, шар, поклад, і т. д., звані зазвичай за характерними породами, кольором, літологічними особливостями або характерними органічними залишками (товща вапняків, шари з Matra fabriana і т.п.).