Механизм формирования секвенций

Формирование секвенции, а также слагающих ее компонентов авторами гипотезы объясняется с позиций эвстатических изменений уровня моря во взаимосвязи с тектоническим погружением территории осадконакопления.

Формирование конуса выноса на морском дне происходит во время быстрого падения уровня моря.

Склоновые конусы формируются в конечную стадию падения уровня моря или в начальную стадию подьема.

Клин образуется также либо в конечную стадию падения уровня моря, либо в начальную стадию подъема.

Отложения трансгрессивного седиментационного ряда — во время быстрого подъема уровня моря.

Отложения верхней седиментационной системы — во время завершающей стадии эвстатического подъема уровня моря, относительно равновесного стояния и ранней стадии падения уровня моря.

Таким образом, подразделение осадочных толщ на секвенции, парасеквенции и латеральные седиментационые ряды обеспечивает методологическую основу для анализа и «породно-временных» соотношений. Секвенции и ограничивающие их поверхности подразделяют осадочную толщу на генетически связанные комплексы, разделенные хроностратиграфическими поверхностями. Границы парасеквенций, групп парасеквенций и секвенций, часто встречающиеся в терригенных разрезах, связаны со значительными перерывами в осадконакопления и, в большинстве случаев, фации выше этих границ не имеют никаких физических и временных связей с нижележащими фациями. Эти поверхности создают хроностратиграфическую основу для корреляции и картирования отложений. Интерпретация латеральных седиментационных рядов кроме корреляционного значения играет важную роль при прогнозировании возможных фациальных переходов. Пачки парасеквенций и сами парасеквенций являются хорошей основой для более детальной корреляции отложений.

В этом разделе, а также и в предыдущих много раз упоминаются понятия, производные от слова «хроностратиграфия». Вот, что пишет по этому поводу С. В. Мейен: «Шиндевольф [Schindewolf], прав, что термин «хроностратиграфия есть чистый плеоназм (как старый старик или синяя синька). В литературе этот термин употребляется в разных смыслах с самого начала. Эта многосмысленность удерживается и поныне. Под хроностратиграфическими подразделениями подразумевают, с одной стороны подразделения, отложившиеся в течение определенного интервала единого планетного времени. С другой стороны, хроностратиграфическими называют подразделения МСШ, если речь идет именно об осадках, а не о самом интервале времени. Сами интервалы времени тогда выделяются в геохронологические единицы. Наконец, иногда хроностратиграфическими называют не только планетарные, но и местные подразделения...

...В смысле временного единства все стратоны являются хроностратиграфическими подразделениями. Поэтому сохранять понятия «хроностратиграфическая шкала» и «хроностратиграфическое подразделение» можно лишь в качестве эквивалентов соответственно МСШ и стратона МСШ».

 

Хроностратиграфические подразделения177

Термин был предложен Д. Л. Степановым в 1954 г., в связи с отсутствием в советской геологической литературе обозначения для соответствующего понятия. В американской и западноевропейской геологической литературе эта категория стратиграфических подразделений обозначается термином chronostratigraphic units.

Главная особенность хроностратиграфических единиц заключается в том, что в основу их выделения и разграничения положены не какие-либо физические их свойства, а соответствие определенным подразделениям геологического времени. Таким образом, характерной чертой хроностратиграфических единиц является наличие у каждой из них своего эквивалента в геохронологической шкале (шкале времени). Следовательно, хроностратиграфические единицы представляют собой подразделения земной коры, которые охватывают все отложения, образовавшиеся в течение определенного промежутка времени. Будучи материальными единицами, представляющими толщи горных пород, хроностратиграфические подразделения различаются, однако, только на основе времени их образования, независимо от объективных физических свойств этих отложений.

Теоретически границами хроностратиграфических подразделений должны служить изохронные (одновозрастные) поверхности, не зависящие от литологического состава отложений и их палеонтологической характеристики. Однако в таком понимании границы, а следовательно, и сами хроностратигрэфические единицы представляют собой в значительной мере лишь отвлеченное понятие — идеал, к которому на основе существующих методов геологической синхронизации можно лишь в той или иной мере приблизиться.

 

177 Еще раз напомним — хроностратиграфические подразделения (chrono-startigraphic units) — подразделения г. п., рассматриваемые в зарубежной литературе исключительно как свидетельства определенных интервалов геологического времени. Термин считается излишним, т. к. любое правильно выделенное стратиграфическое подразделение является одновременно и «хроностратиграфическим». Однако термин получил в настоящее время очень широкое распространение, поэтому возвращаемся к этим понятиям вновь.

Из приведенного определения сущности хроностратиграфических подразделений следует, что хроностратиграфическая шкала неразрывно связана с параллельной ей геохронологической шкалой. Подразделениями этой шкалы являются геохронологические единицы, с которыми параллелизуются хроностратиграфические подразделения. Таким образом, геохронологическая единица охватывает время образования отложений соответствующего хроностратиграфического подразделения. Поскольку геологическое время не материально, геохронологические единицы, хотя и основаны на реально соответствующих стратиграфических подразделениях, не являются стратиграфическими подразделениями.

Поскольку основное назначение хроностратиграфических подразделений состоит в определении начала, конца и продолжительности геологических событий, они в совокупности должны составлять определенную шкалу со строгой градуировкой. Эта градуировка представляет собой фиксированное положение границ всех хроностратиграфических подразделений. В свою очередь фиксация границ хроностратиграфических подразделений в современном ее понимании осуществляется с помощью точки глобального стратотипа границы (ТГСГ) и зон (хронозон). Последние, несмотря на свой провинциальный или поясной характер, дают возможность путем различного рода приемов последовательно прослеживать достаточно изохронные поверхности в пределах смежных палеозоогеографических провинций, областей и поясов.

 

 

Глава 9. ГЕОХРОНОМЕТРИЯ

Все охарактеризованные ранее, а также еще не рассмотренные методы стратиграфических исследований (или методы относительной геохронологии) не способны дать реальное представление об абсолютном возрасте тех или иных осадочных, вулканогенных или интрузивных образований, не позволяют оценить продолжительность времени их формирования. Относительная геохронология дает возможность судить лишь о последовательности геологических событий (раньше — позже). Время их действия и продолжительность можно установить, только используя радиогеохронологические методы или, как их еще называют, методы определения абсолютного возраста.

Все методы стратиграфии так или иначе связаны с понятием времени. Однако в подавляющем большинстве этих методов определение времени образования или степени синхронности каких-либо толщ относительно, т. к. базируется на выяснении соотношения с подстилающими и перекрывающими слоями или на сопоставлениях с эталонными разрезами. Принципиально возможно и количественное определение возраста слоя, выраженное в годах (с учетом, разумеется, возможных изменений продолжительности года в геологической истории). Для этого необходимо лишь наличие какого-либо процесса, равномерно и непрерывно происходящего во времени, обладающего достаточной продолжительностью и оставляющего хорошо просматриваемые следы в геологических образованиях. Таким процессом явился для геологов радиоактивный распад. В 1905 г. Э. Резерфорд указал, что, судя по содержанию гелия и урана в кристалле, им проанализированном, возраст последнего составляет не менее 500 млн. лет (напомним, что в то время продолжительность геологической истории принималась не более чем 200 млн. лет). Вскоре американский исследователь Б. Болтвуд, используя отношения свинца и урана, установил возраст минералов из каменноугольных (340 млн. лет) и девонских (370 млн. лет) отложений, а также определил возраст ряда до-кембрийских пород различных континентов, который составил по его данным 1025-1640 млн. лет. Становление радиометрической хронометрии (радиологических методов) обычно связывается с именем выдающегося американского геолога Артура Холмса, который впервые стал систематически применять численные данные для определения возраста минералов и определения продолжительности стратиграфических подразделений.

В основе радиологической хронометрии лежит самопроизвольный распад неустойчивых изотопов ряда элементов. В результате количество атомов этих элементов в минералах сокращается и вместо них появляются устойчивые изотопы дочерних элементов¹⁷⁸. По соотношению материнского и дочернего изотопов в минерале, зная скорость распада неустойчивого элемента, можно судить о возрасте минерала и соответственно о возрасте изверженной породы, в которой он заключен, или о возрасте осадочной породы, если анализируются аутигенные минералы типа глауконита. Разумеется, метод корректен лишь при двух допущениях.

1. Следует полагать, что скорость радиоактивного распада оставалась неизменной в течение всей геологической истории. Действительно, экспериментальные данные (в частности, наблюдения за скоростью распада при температуре 7000 °С, давлении более 200 бар, в сильном магнитном поле и при бомбардировке космическими лучами показывают постоянство скорости распада).

Общефизические представления, в частности несопоставимость энергетических уровней ядерных реакций и обычных термодинамических процессов, также приводят к заключению об отсутствии внешних факторов, способных повлиять на скорость спонтанного ядерного распада. Петрографические материалы показывают, что радиусы ореолов одинаковы в породах любого возраста; это также является подтверждением постоянства скорости радиоактивного распада. Таким образом, современные данные позволяют с высокой степенью вероятности полагать, что в течение последних 10 млрд. лет скорость радиоактивного распада изотопов не менялась.

2. Все устойчивые изотопы свинца, стронция, аргона, азота образовались в анализируемом минерале только за счет распада исходных неустойчивых изотопов. Проверка этого допущения непосредственными анализами практически невозможна. Единственный путь контроля заключается в параллельном измерении возраста различными методами и последующем анализе расхождений, если они возникают.

Долгое время самой значительной трудностью определения возраста с помощью радиоактивного распада являлось относительное несовершенство аналитических методов. Однако в последние годы широкое внедрение масс-спектрометрии¹⁷⁹ не только значительно повысило точность измерений, но и позволило перейти к массовым анализам.

Измерение возраста проводится по содержанию в породах и минералах материнских и дочерних продуктов радиоактивного распада. Возраст t устанавливается в единицах астрономического времени (обычно в миллионах лет) и вычисляется по формуле:

t = 1/l ln(N₀/N_t), (1)

где t — абсолютный возраст в годах; N₀— исходное количество материнских атомов; N_t — количество тех же атомов, сохранившихся за период времени t; l — константа распада, отвечающая для каждого изотопа числу атомов, претерпевающих распад за единицу времени.

178 Основной закон радиоактивного распада — количество распавшихся атомов за единицу времени пропорционально первоначальному числу атомов: No - NpKl, где No ~ первоначальное число атомов; Nt — число атомов по истечении времени t, Я — постоянная радиоактивного распада; е — основание натуральных логарифмов (е = 2,71828182).

179 Масс-спектрометрия — вид физического анализа вещества, основанный на разделении пучка ионизированных частиц по массам в специальном анализаторе. Масс-спектрометрия дает возможность исследовать спектры масс, уточнять массовые числа атомов и обнаруживать новые изотопы, а также позволяет измерять относительные распространения изотопов в различных объектах. В геологии масс-спектрометрия применяется как основной метод изотопных исследований во всех случаях аномальных отношений распространенностей изотопов элементов в горных породах, минералах, рудах и водах.

180 сс-частицы, несут заряд 2е — представляют собой ядра атомов гелия.

181 (3-частицы несут отрицательный заряд е— представляют собой поток быстрых электронов.

 

Масс-спектрометрия позволяет сразу производить оценку соотношения материнских Р и дочерних D изотопов, в связи с чем уравнение (1) может быть преобразовано к виду:

t = 1/l ln(1 - D/P). (2)

Измерение констант распада является очень сложным процессом. Они постоянно уточняются, а для некоторых изотопов до сих пор принимаются условно.

Для более четкого представления о характере ядерного распада вводят понятие периода полураспада Г, который равен тому промежутку времени, в течение которого любое первоначальное количество радиоактивного вещества уменьшается наполовину. Связь между константой Я и периодом полураспада Т выражается следующим образом:

N = N/2e^lT; 2 = e^lT; T = ln2/l=0.693/l

При измерении возраста минералов используются следующие естественные типы ядерных превращений: b – распад, электронный захват, s – распад и спонтанное осколочное деление тяжелых ядер.

Здесь же хотелось бы напомнить, что излучение радиоактивных веществ состоит из трех компонентов:

альфа-лучей (a-частиц180);

бета-лучей (b-частиц181);

гамма-лучей (l-лучи).

Превращение атомов химических элементов при b-распаде определяется правилом сдвига: образующийся при распаде новый элемент занимает в таблице Д. И. Менделеева следующую клетку вправо от родоначального b-активного элемента. В-активность атомных ядер можно рассматривать как распад одного ядерного нейтрона на протон и электрон (плюс нейтрино).

Явление электронного захвата как бы противоположно р-распаду. Оно заключается в самопроизвольном поглощении орбитального электрона ядром атома.

Для определения возраста используются преимущественно следующие типы радиоактивного распада:

Эти типы распада положены в основу наиболее широко распространенных методов радиометрической хронометрии: калий-аргонового, калий-кальциевого, рубидий-стронциевого, свинцового (уран-торий-свинцового), самарий-ниодимового и рений-осмиевого.

Основными методами определения возраста древних геологических образований считаются свинцовый, рубидий-стронциевый и калий-аргоновый методы. Последний наиболее широко распространен.

Возраст молодых геологических образований (до 60 000 лет) определяется радиоуглеродным, радиево-иониевым и др. методами.

Далеко не во всех случаях радиохронометрические методы могут позволить определить достоверное время образования пород. Исходный результат этих сложнейших исследований почти всецело определяется характером анализируемой пробы — степенью сохранности в ней анализируемых элементов (Аг, Sr и т. п.), которая должна быть выявлена в процессе предварительного изучения. Только самые жесткие требования к подбору проб позволяют получать надежные результаты.

 

9.1. Калий-аргоновый¹⁸² (калий-кальциевый) метод

Используется для датировки главным образом магматических и метаморфических пород по минералам, содержащим калий: слюдам, полевым шпатам, роговым обманкам, пироксенам. Возраст осадочных пород определяется достаточно уверенно лишь по глауконитам.

В основе метода лежат превращения радиоактивного изотопа ⁴⁰К. 89 % атомов ⁴⁰К испускают b-частицу (электрон) и превращаются в ⁴⁰Са, а 11 % атомов захватывают электрон и превращаются в ⁴⁰Аг.

Вычисление возраста в настоящее время производится по заранее составленным графикам и таблицам. В настоящее время Международной комиссией по геохронологии предложены следующие значения констант распада калия:

lв = 4.962-10^–10 лет^–1 (константа bраспада ⁴⁰К);

lе = 0.581-10^–10 лет^–1 (константа электронного захвата ⁴⁰К).

В настоящее время возраст пород калий-аргоновым методом определяют только по мономинеральным фракциям; валовые пробы пород рассматриваемым методом не анализируют. При этом результат, полученный только по одному минералу, не может считаться достаточно надежным. Уверенно судить о возрасте геологических объектов можно лишь в том случае, когда радиологические датировки (в пределах точности анализа), полученные для двух-трех сосуществующих минералов, примерно совпадают. Радиологический возраст считается надежным при совпадении датировок, полученных по таким парам минералов, как биотит — калиевый полевой шпат, биотит — амфибол, амфибол — пироксен, амфибол — плагиоклаз.

Истинное время образования горных пород и минералов может быть определено лишь в том случае, если они на протяжении всего своего существования представляли собой замкнутые системы, исключающие возможность дифференцированных потерь или обогащения. Различные наложенные процессы (прогрев, катаклаз183, диафторез184 и т. п.) обычно приводят к искажению возрастных значений, получаемых радиологическими методами, особенно калий-аргоновым.

182 Погрешность определения возраста, как показало систематическое изучение межлабораторных проб, составляет ±4 %.

183 Катаклаз — [катакЛа^ш (катаклаэо) — разрушаю] нарушение внутреннего строения и частичное раздробление г.п. при дислокационном метаморфизме.

184 Диафторез — [греч. диафтора — разрушение], регрессивное минералогическое преобразование, происходящее в процессе приспособления магматических и метаморфических пород к новым условиям более низких ступеней метаморфизма.

Калий-кальциевый метод применяется не так широко из-за широкого распространения и рассеяния кальция в биосфере, состоящего на 96,97 % из изотопа ⁴⁰Са. Это мешает выделению той части кальция в минерале, которая является радиогенной.

 

9.2. Рубидий-стронциевый метод¹⁸⁵

185 Погрешность анализа составляет ±3 %.

 

Основан на радиоактивном распаде изотопа рубидий-87 и превращении его в радиогенный изотоп стронция 87. Природный рубидий состоит из двух изотопов с массами 85 и 87 с относительным распространением соответственно 72,15 % и 27,85 %. Изотоп ⁸⁵Rb является стабильным. Стронций состоит из четырех стабильных изотопов (с распространенностью, %) — ⁸⁴Sr (0,56); ⁸⁶Sr (9,86); ⁸⁷Sr (7,02) и ⁸⁸Sr (82,56).

Рубидий-87 распадается очень медленно с периодом полураспада 4.88∙10¹⁰ лет, что соответствует константе 1.42∙10^–11 лет^–1, которая применяется в настоящее время по рекомендации Международной комиссии по геохронологии. Изотопные соотношения, которые используются при масс-спектрометрических измерениях, таковы: ⁸⁵Rb/⁸⁷Sr = = 2,59265, ⁸⁶Sr/⁸⁷Sr = 0,1194, ⁸⁴Sr/⁸⁶Sr = 0,056584.

В породе или минерале находится первичный стронций, который должен быть учтен при геохронологических исследованиях. Согласно радиоактивному распаду рубидия получается:

(⁸⁷Sr)₀ = (⁸⁷Sr)_p + ⁸⁷Rb (e^lt – 1),

где ⁸⁷Rb — современное количество радиоактивного рубидия в минерале (породе), (⁸⁷Sr)₀ ^—общее количество стронция, (⁸⁷Sr)_p — первичный стронций, находящийся в системе до накопления радиогенного стронция. Результаты анализов масс-спектрометрических измерений выражаются в изотопных отношениях:

[⁸⁷Sr/⁸⁶Sr]₀ = [⁸⁷Sr/⁸⁶Sr]_p + [⁸⁷Rb/⁸⁶Sr] (e^lt – 1).

Вычисление возраста по этому уравнению основано на положении, что количество рубидия в разных частях пород или минеральных фракциях разное. Следовательно, в этих фракциях за геологическое время накапливаются разные количества радиогенного стронция. Но при этом отношение радиогенного стронция к радиогенному рубидию будет отражать геологический возраст. Полученные масс-спектрометрическим методом изотопные отношения 87Sr/86Sr и 87Rb/86Sr в минеральных фракциях наносятся на график с соответствующими координатами. Точки ложатся на одну прямую линию, которая представляет собой изохрону. Изохрона образует угол a с осью абсцисс. Тангенс этого угла равен:

представляет собой отношение, по которому легко вычислить возраст (рис. 32).

Методом изохрон легко вычислить возраст, если в образце отсут­ствует миграция рубидия и стронция, что имеет место в ряде случа­ев¹⁸⁶. Метод изохрон позволяет одновременно выяснить пригодность материала для определения возраста рубидий-стронциевым методом.

Применяется для определения возраста пород и минералов, содер­жащих рубидий (амазонит, лепидолит, биотит, мусковит, микроклин), для датировки возраста докембрийских пород — преимущественно грани-тоидов и их минеральных фракций.

 

9.3. Уран-торий-свинцовый метод¹⁸⁷

Свинцовый метод геохронологии основан на радиоактивном распаде изотопов урана и тория.

Применяется преимущественно для докембрийских пород в двух вариантах. Свинцово-изотопным методом¹⁸⁸ анализируются радиоак­тивные и акцессорные минералы, содержащие уран и торий (уранинит, настуран, монацит, циркон, ортит, колумбит, ксенотим и др.).

¹⁸⁶ На графике это отразится в рассеянии точек, что устраняет возможность построения изохроны.

¹⁸⁷ Иногда метод называют просто «свинцовый».

Возраст урано-ториевых минералов может быть вычислен по четырем изотопным отношениям:

²⁰⁶Pb/²³⁸U ²⁰⁷Pb _/²³⁵U ²⁰⁸Pb _/²³²U ²⁰⁷Pb_/²⁰⁶U

Для вычисления возраста в настоящее время используют следую­щие постоянные распада:

Опыт применения свинцового метода показал, что получаемые возрастные значения по разным изотопным отношениям имеют разную сходимость. Достоверность получаемых величин возраста проверяется тем, что возрастные значения по разным изотопным отно­шениям совпадают. Небольшими расхождениями в пределах 2—5 % можно пренебречь, учитывая, что они вполне допустимы при степе­ни сохранности минералов. При получении возрастных значений по разным изотопным соотношениям мы встречаем два случая — согласованность возрастных значений или их расхождение. Таким образом, свинцово-изотопный метод является самоконтролирующим. В большинстве случаев свинцово-изотопные данные дают расходящиеся (дискордантные) значения возраста, что связано с миграцией радиоактивных изотопов и продуктов их распада за время существования минерала.

Возможность вычисления возраста одной и той же пробы одновремен­но по нескольким изотопным отношениям — главное преимущество свинцового метода по сравнению с другими радиологическими методами.

Для радиоактивных минералов отмечается два типа возрастных аномалий:

 

Первый тип аномалии определяется потерей радиогенного свин­ца, что характерно для циркона и уранинита. Второй тип более свойственен фосфатам — монациту и ксенотиму. Во всех аномалиях для древних (докембрийских) образцов наиболее достоверной величиной будет возраст по отношениям 207РЬ/206РЬ, а для фанерозойских объектов (урановых минералов) по 206Pb/238U и (ториевых минералов) 208РЬ/232Тп.

¹⁸⁸ Погрешность анализа ±5 %.

 

Свинцово-изохронный метод189 используется при датировании породы в целом (различные метаморфические гнейсы и кристаллические сланцы, мраморы, известняки, железистые кварциты) (рис. 33).

Тангенс угла наклона изохроны а характеризует возраст исследуемой группы образцов по одному из изотопных соотношений в зависимости от выбранной системы координат, а отрезок, отсекаемый изохро-ной на оси ординат, соответствует соотношению отдельных изотопов в первичном обыкновенном свинце, захваченном образцами.