Р Е Ф Е Р А Т

на тему:

Загальні відомості про склад і вік Землі. Геохронологія

ВІК ЗЕМЛІ ТА ЇЇ ГЕОЛОГІЧНИХ ОБ’ЄКТІВ

З початку зародження цивілізації людину постійно цікавив вік Землі,
тривалість і послідовність геологічних подій. Перші наукові спроби
визначення віку Землі приймались, починаючи з XVII століття, коли Н.
Стенон запропонував проводити визначення відносного віку гірських порід
на основі аналізу пластів осадових порід і на виявленні серед них більш
молодих або більш давніх без врахування віку порід в роках.

Першу спробу вирішити цю проблему визначенням абсолютного віку Землі
намагався зробити у XVII ст. великий І. Ньютон. За його розрахунками вік
нашої планети складав всього 6000 років. Пізніше французький
природознавець Ж. Бюффорн, виходячи з припущення про первинний
вогняно-рідинний стан Землі, визначив час, необхідний для її застигання.
Він складав 75 тисяч років. Це значення, котре базувалось на
експериментальних даних заміру швидкості охолодження нагрітих металічних
куль, Ж. Бюффон приймав як мінімальний вік нашої планети.

З часом робились спроби визначення віку Землі, виходячи із сучасної
швидкості накопичення соляних відкладів в морях та океанах. Вони
дозволили приблизно оцінити вік Землі в 90-350 млн. років.

Ці та інші спроби вирішити цю проблему базувались на сучасній природній
одиниці часу, котра прийнята людством і складає на добу 86400 с. Однак
геологічні дані дають підставу вважати, що в давні часи тривалість доби
була меншою від сучасної. Зокрема, визначення кількості добових кілець,
які наростають на скелетах коралів, показало, що в девонському періоді
(приблизно 380 млн. років тому) в році було 400±7 діб, що відповідало
тривалості доби дещо менше 22 годин.

З наведених даних видно, що в основу визначення віку Землі та її
геологічних тіл покладено досить приблизні допущення, а тому оцінка віку
з цих позицій надзвичайно умовна і не може відображати всієї
послідовності геохронологічних подій в їх розвитку. Тому геохронологія
подій в історії розвитку Землі, її вік, а також історія розвитку і вік
земної кори – геосфери, в межах котрої зосереджена основна діяльність
людства, є предметами скурпульозного вивчення вченими на протязі
останніх століть, оскільки ці питання мають надзвичайно важливе
теоретичне і практичне значення.

Зараз в історії формування і розвитку Землі виділяють два великих,
нерівнозначних по своїй тривалості етапи – догеологічний і геологічний.

Догеологічний етап, котрий також ще називають космічним або планетарним,
охоплює проміжок часу від моменту виникнення Землі як планети до початку
формування земної кори. Його історія не може бути відновлена
геологічними методами, і наші знання про цей етап базуються на загальних
уявленнях про розвиток Землі як однієї з планет Сонячної системи.

Основним змістом догеологічної еволюції Землі було розшарування первинно
однорідної речовини на оболонки або геосфери, котре завершилось
формуванням твердого тіла Землі та її атмосфери.

Геологічний етап охоплює відрізок часу від початку формування земної
кори до сьогодення, коли на земній кулі почали вже проявлятися дві
основні групи процесів – ендогенні та екзогенні.

З появою екзогенних процесів поверхня Землі стає ареною розвитку
процесів руйнування, транспортування продуктів руйнування і формування
товщ осадових гірських порід. Поєднання дій екзогенних і ендогенних
процесів робить можливим наступне перетворення осадових порід в процесі
метаморфізму, магматизму та вулканізму в інші види порід, що поступово і
постійно змінює будову земної кори. В результаті формується неоднорідна
за складом земна кора сучасного стану.

Складний, довготривалий процес розвитку земної кори можна відновити на
основі вивчення її речовинного складу, форм залягання мінеральних мас,
структурних форм різних геологічних тіл, залишків тваринного і
рослинного світу, котрі збереглися при захороненні в мінеральних масах
земної кори.

Для достовірного визначення складних поєднань гірських порід і
структурних форм земної кори і щоб зробити з цього практично важливі
висновки і рекомендації необхідно вміти визначати послідовність
утворення складових земної кори і геологічних об’єктів, в першу чергу
гірських порід.

Для вияснення названного вище в геології існують два різних напрямки:
абсолютне і відносне літочислення. Відносне визначає вік геологічних
об’єктів і послідовність їх утворення стратиграфічними методами;
абсолютне – встановлює час виникнення гірських порід, проявлення
геологічних процесів, їх тривалість в астрономічних одиницях (роках)
радіологічними методами.

Відносний вік геологічних об’єктів та методи його визначення

Визначення віку гірських порід являє собою важливу і складну проблему,
вирішення якої дозволяє встановити тривалість і послідовність
геологічних процесів.

Методи визначення відносного віку гірських порід базуються на їх
порівняльному аналізі та виявленні більш давніх і більш молодих порід.
Ці методи не дозволяють встановити тривалість геологічного процесу в
абсолютних одиницях часу, але з високою точністю визначають відносний
вік сумісно залягаючих порід. Зараз розроблено і успішно застосовується
декілька таких методів, основними з котрих є стратиграфічний,
палеонтологічний та петрографічний методи.

Стратиграфічний метод

Стратиграфічний метод (від латинського стратум – шар) базується на
вивченні взаємного співвідношення шарів (пластів) простягання комплексу
пластів і окремих горизонтів по площі та встановлення послідовності їх
утворення в часі.

В природі відклади переважно накопичуються шарами, що залягають один на
одному. Тому нижній шар завжди більш давній від розташованих над ним
шарів. Це правило справедливе для непорушеного (первинного) залягання
шарів, тобто залягання, яке сформувалось в процесі осадкоутворення.
Однак первинне залягання може бути зміненим наступними тектонічними
рухами, в результаті чого шари можуть зім’ятися в складки, розірватися і
переміститися один відносно одного.

Виходячи з наведеного вище можна зробити висновок, що стратиграфічний
метод можна застосовувати тільки в тому випадку, коли в розрізі кожний
вищележачий пласт залягає узгоджено на нижчележачому пласті без розмиву
і пов’язаний з останнім поступовим переходом. Таке узгоджене залягання
дає підстави вважати, що формування вищележачого пласта проходило
відразу після накопичення підстелюючого пласта, тобто, коли вся товща
утворилась в процесі безперервного осадконакопичення. Якщо ж на контакті
двох пластів спостерігаються сліди розмиву, базальні конгломерати та
ін., то це дає підстави вважати, що між періодами відкладання окремих
пластів пройшло розмивання раніше відкладених порід.

Рисунок 1 – Поперечний геологічний розріз Долинського нафтового
родовища. Умовні позначення: 1 — стратиграфічні границі; 2 — тектонічні
порушення; 3 — водонафтовий контакт.

Визначити час розмиву і його тривалість надзвичайно трудно, але сам
факт наявності перерви в осадко-накопиченні встановлюється досить
достовірно. В районах, де пласти гірських порід зім’яті в складки
складної конфігурації, вияснити співвідношення порід надзвичайно трудно.
Як приклад, можна навести дані розповсюдження пластів одного або різного
віку Скибових зон Карпат і Передкарпатського прогину (див. рис. 1).

В закиданих тут в процесі насуву складках пласти більш давніх порід
залягають вище молодих. В таких умовах можна легко помилитись при
визначенні послідовності утворення і залягання порід.

Крім того, слід відмітити, що в передгірських прогинах і міжгірських
западинах широко розвинуті плікативні та диз’юнктивні дислокації.
Зім’яття, дроблення і переміщення порід на значні відстані сильно
змінюють початкові умови залягання порід. В результаті стає неможливим
застосування стратиграфічного методу для визначення і простеження
комплексу пластів по площі і розрізу. Тому користуватися цим методом
можна тільки в рівнинних районах, які характеризуються горизонтальним
або пологим заляганням пластів. В районах складної геологічної будови
цей метод можна застосовувати при вивченні одиноких або близько
розташованих розрізів, коли можна візуально прослідкувати розповсюдження
окремих пластів. В таких випадках визначити відносний вік товщі пластів
можна тільки за допомогою палеонтологічного та петрографічного методів.

Палеонтологічний метод

Органічний світ Землі за час її геологічного розвитку безперервно і
безповоротно змінювався. Тому кожному відрізку геологічного часу
відповідали тільки характерні для нього рослини і тварини, котрі були
найбільш широко розповсюджені у цей період. Дане положення дало
можливість встановити, що одновікові відклади близького походження
повинні вміщувати подібні комплекси органічних залишків. Таким чином, на
основі органічних залишків можна порівнювати між собою пласти в потужній
товщі на основі їх палеонтологічної характеристики.

В основі палеонтологічного методу лежить закон, згідно з котрим в
природі не може існувати зворотна еволюція органічного світу. Організм
ніколи не може вернутися до передпредкового стану навіть тоді, коли він
знаходиться в умовах, близьких до умов існування його предків. Тому
однозначно стверджується, що в історії розвитку організмів не може бути
повторення однакових видів рослин і тварин.

Можливість широкого використання палеонтологічного методу як найбільш
надійного при визначенні відносного віку гірських порід базується на
збереженні органічних залишків в осадових породах, які складають верхню
частину земної кори. Ці залишки зустрічаються переважно у вигляді
окаменілостей скелетних частинок організмів (раковин, панцирів, кісток),
частково або повністю заміщених мінеральними сполуками кремнозему або
кальциту (див. рис. 2).

Визначення відносного віку гірських порід можливе тільки в тому випадку,
якщо вони вміщують залишки найбільш характерних для даного шару порід
викопних організмів, котрі жили в період його формування. Тому кожному
відрізку геологічного часу відповідає певний вид, рід, клас, сімейство
тваринних або рослинних організмів, котрі є визначальними при визначенні
віку порід і називаються керівними викопними залишками.

Рисунок 2 – Розчленування і співставлений розрізів свердловин за
допомогою

палеонтологічного методу, а – в умовах постійного літологічного складу;

б – при різких змінах складу одновікових товщ; в — при порівнянні з
еталоном.

1 – піски; 2 – вапняки; 3 – глини; 4-11 – органічні залишки різних
тварин.

Під керівними викопними залишками маються на увазі органічні залишки, що
належали групам, котрі існували короткий проміжок часу, але зуміли за
короткий термін розселитися на значній території в великій кількості.
Відповідно до цього керівні викопні рештки повинні мати широке
горизонтальне і вузьке вертикальне розповсюдження, зустрічатися часто і
в великій кількості, добре зберігатися і легко розпізнаватися. Більшість
вимерлих організмів повністю відповідає цим вимогам.

При палеонтологічному методі використовують як видимі неозброєним оком
залишки організмів (макропалеонтологічний метод), так і мікроскопічні
залишки, котрі розрізняються тільки під мікроскопом
(мікропалеонтологічний метод) у вигляді дуже простих мікроорганіз мів.

Крім цих двох методів широко застосовується споропильцевий метод,
об’єктом вивчення якого є мікроскопічні рослинні залишки у вигляді спор
спорових рослин і зерен квіткового пилку сім’яних рослин. Ці рослинні
залишки побудовані з надзвичайно стійкої речовини, а тому дуже добре
зберігаються у викопному стані.

Таким чином, за палеонтологічними залишками можна досить легко і надійно
розчленувати монотонну товщу порід на ряд самостійних стратиграфічних
горизонтів. Особливо важливе значення він має при стратиграфічному
розчленуванні флішевих відкладів, коли вся монотонна товща порід
виражена порівняно однаковим складом порід на значній території. Тому
палеонтологічний метод в цих умовах дозволяє надійно порівнювати не
тільки сусідні, але й досить віддалені розрізи незалежно від складу і
умов залягання гірських порід.

Петрографічний метод

Розчленування товщі порід і встановлення відносного віку петрографічним
методом полягає у виділенні інтервалів шарів або груп шарів, які
відмінні від підстеляючих або перекриваючих інтервалів пластів за
кольором, речовинним складом, структурними і текстурними особливостями,
включеннями, піщанистості, глинистості та іншими петрографічними
показниками. Потім в розрізі встановлюють найбільш помітні, відмінні від
інших шари і пачки шарів. Наприклад, серед ритмічного чергування
темно-сірих аргілітів і глинистих сланців зустрічаються пласти роговиків
або туфітів, а серед монолітної товщі пісковиків – прошарки
конгломератів, доломітів чи строкатих аргілітів (див. рис. 3).

Такі шари і пачки шарів, які встановлені в окремих відслоненнях або
свердловинах, можуть спостерігатися на значних площах, наприклад,
роговикові горизонти верхньо- і нижньоменілітовій підсвиті олігоцену,
сланцевий горизонт бистрицької та строкатий горизонти манявської свит
еоцену. Такі горизонти отримали назву маркуючих горизонтів. За їх
допомогою вдається співставити розрізи між собою і побудувати зведений
розріз для окремої площі, району або навіть цілого певного регіону.

Однак буває і так, коли деякі маркуючі горизонти, наприклад бентоніти
(глини, які утворились з вулканічного попелу, рознесеного вітром на
значні відстані від діючих вулканів), залягають серед товщ порід різного
літологічного складу. Бувають також випадки, коли одна і та ж за
літологічним складом товща при простяганні на великі відстані може
послідовно змінювати свій вік. Наприклад, пісковики вигодської свити
еоцену на деяких нафтових родовищах Передкарпатського прогину зливаються
з пісковиками вищележачої бистрицької свити або підстелюючої її
манявської свити. В результаті утворюється потужна товща пісковиків
різного стратиграфічного віку.

Рисунок 3 – Приклади застосування петрографічного методу для визначення
послідовності утворення порід: І-III – маркуючий горизонт – шар 6; IV –
зміна

віку шару при переміщенні берегової лінії (а, б, в – різновікові рівні);

V – верхній шар молодший від нижнього; VI – інтрузія 2 молодша інтрузії
1;

VII, VIII – виділення структурних поверхів 1,2 (а – гнейси, б –
пісковики,

в – амфіболіти, г – аргіліти); ІХ-ХІ – виявлення співвідношень з
інтрузією

IX – граніти 2 молодші товщі сланців 1; X – конгломерати 3 з галькою

гранітів, відслонення на задернованому схилі; XI – загальна
послідовність

порід в стратиграфічній колонці.

Базуючись на наведеному вище, можна зробити висновок, що петрографічний
метод можна застосовувати тільки на обмеженій площі. Застосування його в
більш широких масштабах і у віддалених один від одного розрізах може
призвести до ненадійного встановлення відносного віку окремих шарів і
прошарків в одній і тій же товщі порід. Адже доказано, що часто гірські
породи одного і того ж віку мають зовсім різний склад і, навпаки,
одновікові породи можуть відрізнятися за петрографічним складом, що
вказує на різні умови їх формування. Як приклад, можна навести відклади
ямненської свити палеоцену Прикарпаття. Якщо в північно-західній частині
Передкарпатського прогину вони виражені товщею монолітних пісковиків, то
в центральній його частині потужність пісковиків різко скорочується за
рахунок їх заміщення алевролітами та аргілітами, а в південно-східній
частині вони виключно представлені чергуванням аргілітів, вапняків,
доломітів і мергелів з алевролітами.

Недивлячись на вказані недоліки цього методу, він є досить надійним при
порівнянні метаморфічних і магматичних порід. Без його застосування
іноді практично стає неможливим визначення відносного віку порід,
наприклад, гнейсів, кварцитів та ін.

До петрографічного методу відноситься також і мінералогічний метод, коли
окремі шари і пачки шарів (горизонтів) порівнюють за мінералогічними
асоціаціями, ступенем діагенезу і метаморфізму. Застосовуються вони
виключно на обмеженій площі, де при розвитку Земної кори діяли абсолютно
одинакові процеси.

Абсолютний вік геологічних об’єктів та методи його визначення

Відносний вік гірських порід легко визначити в тих випадках, коли
відклади містять викопні рештки тварин або рослин. Однак дуже часто
гірські породи взагалі не містять залишків фауни і флори, а якщо й
містять, то вона непридатна для визначення відносного віку порід. В
результаті відносний вік окремих порід визначити практично неможливо
геологічними методами, а тому в геології їх часто називають «німими»
товщами. Сюди в першу чергу необхідно віднести магматичні і метаморфічні
гірські породи. Для визначення віку магматичних, метаморфічних і
частково осадових порід в останні десятиліття почали широко
застосовувати ізотопні методи. Вони дозволяють визначити абсолютний вік
гірських порід, тобто вік порід, виражений в одиницях часу – роках,
котрий базується на основі сучасного абсолютного літочислення.

Методи ядерного визначення абсолютного віку гірських порід базуються на
тому, що швидкість радіоактивного розпаду елементів постійна і не
залежить від умов, що існували та існують на Землі. Це було доказано
експериментальними даними на основі спостережень за швидкістю розпаду
при температурі 7000°С, тиску понад 2х10 Па, в сильному магнітному полі
та при дії космічного випромінювання.

При формуванні кристалічних ґраток мінералів, які містять радіоактивні
елементи, створюється закрита система, в котрій починають накопичуватися
продукти радіоактивного розпаду. Суть радіологічних методів полягає у
визначенні кількості дочірнього ізотопу, який утворився внаслідок
радіоактивного розпаду материнського ізотопу. Знаючи швидкість цього
процесу, можна оцінити вік мінералу. В 50-х роках нашого століття
завдяки об’єднаним зусиллям геохіміків, фізиків і геологів вдалось
створити першу шкалу абсолютного літочислення історії Землі.

Провідними методами ядерної геохронології є радіовуглецевий,
калій-аргоновий, стронцієвий та свинцево-урано-торієвий метод. Нижче
наводиться характеристика кожного з методів визначення абсолютного віку
гірських порід земної кори.

Радіовуглецевий метод

Використовується в основному для визначення віку найбільш молодих
(четвертинних) відкладів і в археології. Базується він на визначенні
радіоактивного ізотопу вуглецю С в органічних залишках. Цей ізотоп
постійно утворюється в атмосфері з азоту 14 під впливом космічного
випромінювання і засвоюється живими організмами. Після відмирання
організму проходить розпад вуглеводню С з відомою швидкістю, що й
дозволяє визначити час захоронення організму і вміст вміщуючих його
шарів. Ізотоп С розпадається з великою швидкістю, а тому метод можна
застосовувати тільки для відкладів, абсолютний вік котрих не перевищує
50-70 тисяч років.

Калій-аргоновий метод

Широко використовується для визначення віку мінералів, котрі містять
калій. В природі калій складається з суміші ізотопів, в котрій присутній
радіоактивний К. Метод базується на тому, що в процесі самочинного
розпаду калію 11 % атомів К переходять в аргон Аг, а решта 89 % –
в ізотоп Са. Вік відповідних мінеральних утворень переважно визначають
за величиною співвідношення Аr/К. Чим більше це співвідношення, тим
старший об’єкт, який підлягає визначенню.

Метод дозволяє встановити абсолютний вік не тільки інтрузивних і
ефузивних, але й осадових гірських порід. Однах можливості його
застосування обмежуються температурою і тиском. Якщо породи піддавались
нагріванню понад 300°С і високому тиску, то його застосування для
визначення абсолютного віку гірських порід неможливе.

Стронцієвий метод

Метод базується на розпаді рубідію Кb і перетворенні його в ізотоп
стронцію 5г, котрого за всю історію Землі накопичилось трохи більше 7%.
Ізотоп Кb присутній в переважній більшості у вигляді домішок в калієвих
мінералах. Частіше всього це бувають польові шпати, слюди – біотит,
мусковит, лепідоліт. Абсолютний вік гірських порід цим методом
визначають порівнянням співвідношень цих ізотопів з еталоном, котрий має
нєрадіогенне походження.

Стронцієвий метод в основному використовується для встановлення
абсолютного віку вивержених магматичних порід, а також вапняків осадових
гірських порід.

Свинцево-урано-торієвий метод

Даний метод використовується в різних варіантах і на сьогодні він
залишається одним із найбільш досконалих методів визначення абсолютного
віку порід. Базується він на тому, що свинець і гелій є кінцевими
продуктами розпаду урану і торію. Для визначення віку за свинцем
використовують мінерали монацит, циркон, рідше уранініт і ортіт, котрі
зустрічаються в магматичних породах. Вік встановлюється за ізотопними
співвідношеннями, що дозволяє контролювати одержані дані.

Відхилення значень віку, вирахуваного із наведених співвідношень,
переважно невеликі і дозволяють визначити вік гірських порід як середню
величину з трьох замірів.

Перевага свинцево-урано-торієвого методу над іншими методами полягає в
тому, що він дає можливість визначити абсолютний вік вивержених і
метаморфічних порід, для котрих інші методи не дають позитивного
результату.

Широке застосування радіологічних методів дозволило визначити абсолютний
вік багатьох древніх порід, котрі належать до різних підрозділів шкали
відносного літочислення, і прийти до висновку, що формування земної кори
розпочалось блтзько 4,5 млрд. років тому. Однак поряд з цим необхідно
відзначити, що на всіх континентах нашої планети встановлено гірські
породи, вік котрих змінюється від 3,6 до 3,8 млрд. років. Одночасно вік
древніх гірських порід Місяця досягає 4,5 млрд. років. Якщо допустити
одночасність процесів утворення планет Земної групи, то доводиться
констатувати, що на Землі поки що не встановлено порід, котрі мали б вік
від 4,8 до 3,8 млрд. років. Можливо, що вони знаходяться на недоступних
для вивчення глибинах залягання або зазнали суттєвих змін при проявленні
різних геологічних процесів за тривалий період розвитку Землі як планети
Сонячної системи. За наявними даними вік Землі як планети оцінюється
відрізком часу, рівним в 6,5-7,0 млрд. років.

Одночасно з великим позитивним впливом радіологічних методів на
визначення абсолютного віку гірських порід, необхідно відзначити їх
недоліки, які обмежують їх застосування в наукових і практичних цілях.
Перш за все радіологічні методи не дозволяють розробити більш дрібну
стратиграфічну шкалу. Викликано це відносно невисокою точністю методу,
який допускає відхилення у визначенні абсолютного віку гірських порід в
кращому випадку 3-5%. Так, якщо середня тривалість віку в ордовику
складає біля 10 млн. років, то похибка методів ядерної геохронології для
ордовика досягає 12-15 млн. років. Зрозуміло, що навіть ярусні
підрозділи за допомогою цих методів не можуть бути достовірно
встановленими. Результати абсолютної геохронології можуть лише
доповнити, але не замінити геологічні дані, котрі завжди повинні бути
провідними при визначенні віку гірських порід.

Другим значним недоліком радіологічної геохронології є значна
невідповідність результатів визначення абсолютного віку порід в зв’язку
з накладенням на породи і мінерали метаморфізму. Крім того, в багатьох
гірських породах радіоактивні елементи взагалі відсутні, а тому про
можливість застосування радіологічних методів в них не може й бути мови.

Таким чином, на основі методів ядерної геохронології можна достовірно
визначити тільки тривалість ер і періодів. Більш дрібні стратиграфічні
одиниці повинні визначатись геологічними методами.

Геохронологічна шкала за даними визначення відносного і абсолютного
віків геологічних об’єктів

На основі аналізу розвитку багатогранних форм розвитку органічного світу
на нашій планеті та даних абсолютної геохронології з врахуванням
різновидностей в складі та характері комплексів гірських порід, котрі
послідовно змінюють одні одних по вертикалі, в історії розвитку земної
кори виділено ряд підрозділів, які складають геохронологічну шкалу.

Геохронологічна шкала показує розташування в певній послідовності та
підпорядкованості умовних відрізків часу, на котрі ділиться історія
Землі. Основними підрозділами цієї шкали є ери, періоди та епохи.

Найменування стратиграфічних і геохронологічних одиниць є міжнародними.
Вони були затверджені на II і III сесіях Міжнародного геологічного
конгресу в 1881 і 1900 р.р.

Підрозділи міжнародної стратиграфічної шкали, на базі котрої створено
геохронологічну шкалу, було виділено в країнах Середньої Європи.
Встановлювались вони як регіональні стратиграфічні підрозділи, а тому
відповідають природним етапам розвитку даної території. Початково
вважали, що ці етапи мають планетарне значення. Однак кожному регіону
властивий свій хід геологічних подій. Він може співпадати або бути
близьким до середньоєвропейського, але й може різко відрізнятися. За
правом пріоритету стратиграфічна шкала Середньої Європи прийнята як
міжнародний стандарт, з котрим проводять кореляцію стратиграфічних
підрозділів інших регіонів світу. Виключенням є пермська система та її
яруси, яка встановлена на території Східно-Європейської платформи.

Підрозділи часу в геохронологічній шкалі відповідають певному рангу
стратиграфічних підрозділів. Нижче наведено стратиграфічні і
відповідаючі їм геохронологічні підрозділи:

Стратиграфічні Геохронологічні

Еонотема Еон

Група (еротема) Ера

Система Період

Відділ Епоха

Ярус Вік

Стратиграфічні підрозділи застосовуються для позначення комплексу шарів
гірських порід, а відповідаючі їм геохронологічні підрозділи — для
позначення часу, на протязі котрого ці комплекси шарів накопичувались.

Еонотеми – найбільші стратиграфічні підрозділи, утворення котрих
відбувалося на протязі кількох геологічних ер. Сьогодні виділяють дві
еонотеми: фанерозойську (грецьке «фанерос» – дійсний і «зос» – життя),
яка об’єднує палеозойську, мезозойську і кайнозойську групи, та
криптозойську (грецьке «криптос» – закритий, тайний), яка об’єднує
протерозойську та архейську групи.

Групи – великі підрозділи стратиграфічної шкали. Це переважно комплекси
відкладів, котрі утворились на протязі одної ери. Вони охоплюють великі
етапи розвитку земної кори. Границі груп відповідають переломним
моментам в історії розвитку органічного світу на Землі. Це знайшло
відповідне відображення в назвах груп, наприклад, архейська («археос» –
найдавніший), протерозойська («протерос» – первинний), палеозойська
(«палеос» – давній), мезозойська («мезос» – середній), кайнозойська
(«кайнос» – новий).

Групи діляться на системи, котрі об’єднують відклади, утворені на
протязі одного періоду і відрізняються переважно сімействами та групами
органічних форм. Назва систем переважно пов’язана з назвами тих
місцевостей, де відповідні відклади вперше були встановлені та описані,
або ж із складом домінуючих порід. Так, наприклад, девонську систему
названо за назвою графства Девоншир в Англії, пермську – за назвою
Пермської області Російської Федерації, кам’яновугільну – за широким
розповсюдженням в її відкладах кам’яного вугілля, крейдову – за
наявність в ній значних відкладів звичайної письмової крейди та ін.

Розріз, на котрому вперше виділено стратиграфічний підрозділ,
називається стратотипом, а район, де знаходиться стратотип і доповнюючі
його розрізи, має назву стратотипічної місцевості.

Підрозділи стратиграфічної шкали переважно мають ті ж назви, що й
підрозділи геохронологічної шкали. Так, палеозойській ері відповідає
палеозойська група порід, а на протязі юрського періоду утворилась
юрська система відкладів та ін. Однак назви відділів переважно не
співпадають з назвами епох. При тричленному поділі періодів переважно
застосовуються назви – пізня, середня і рання епохи, тоді як притаманні
цим епохам відділи мають назви – верхній, середній і нижній. При
двочленному поділі епохи носять назви – пізня і рання, а відділи –
верхній і нижній, згідно з послідовністю їх залягання в розрізі земної
кори.

Стратиграфічне дослідження в певній місцевості розпочинають на
конкретному розрізі осадових або вулканогенних порід. За допомогою
різних методів виділяють і прослідковують природні геологічні тіла,
вияснюють їх послідовність і зміну по простяганню, складають місцеву
схему стратиграфії.

Основним підрозділом місцевої схеми стратиграфії є свита. Свита об’єднує
однакові або близькі за літолого-фаціальними особливостями одновікові
відклади. Вона відображає певний етап розвитку даної території. Свою
назву свита одержує за географічним місцеположенням стратотипу,
наприклад, стрийська свита (м. Стрий), манявська свита (с. Манява),
вигодська свита (м. Вигода), бистрицька свита (р. Бистриця) та ін.

Свита поділяється на підсвити. Так, менілітова свита ділиться на
нижньо-, середньо-, і верхньо-менілітові підсвити алігоцену. Серія
об’єднує лежачі одна на другій дві або більше свит, котрі
характеризуються загальними ознаками, і отримують свою назву. Комплекс
об’єднує дві або декілька серій і також має свою власну назву. Місцеві
стратиграфічні підрозділи не є тимчасовими, а являють собою реальні
геологічні тіла. їх існування не залежить від того, яким чином вони
співставляються з підрозділами загальної шкали, і замінюватися цими
підрозділами не повинні.

Регіональні стратиграфічні підрозділи встановлюються для геологічного
регіону, великого палеобасейну седиментації або пале-обіогеографічної
області. Основною одиницею тут є горизонт, який являє собою сукупність
одновікових свит. В більшості випадків горизонт називається за однією із
свит.

СПИСОК ЛІТЕРАТУРИ

Нестор Гунька “Геологія та геоморфологія”, Івано-Франківськ, “Факел”,
2002 р.

М. Куровець, Н. Гунька “Загальна геологія”, Львів, ЛДКФ “Атлас”, 1998 р.

М. Куровець, Н. Гунька “Основи геології”, Львів – 1997 р.

Похожие записи