Курс лекций ассистента кафедры географии Литвиновой Н.А.

Палеогеография как наука

1 Предмет и объект изучения палеогеографии

2 Структура палеогеографии как комплексной науки

1

Слово «палеогеография» в переводе с греческого языка означает – описание древней Земли и, следовательно, является синонимом понятия «древняя география». В вопросе геологической либо географической наукой является палеогеография ряд авторов придерживаются различных точек зрения.

1. Палеогеография – геологическая наука о древних физико-географических условиях, существовавших на поверхности Земли. Все методы палеогеографических исследований – геологические, так как познание древней географии возможно лишь на основе изучения сохранившихся до настоящего времени геологических образований. Изначально в России термин «палеогеография» впервые употребил Н.А. Головкинский (1870 г.) как синоним понятия «геологическая география», а за рубежом Т. Хант (1872 г.) считал, что палеогеография – это географическая история древних геологических периодов.

2. Палеогеография – это наука, изучающая географическую оболочку геологического прошлого, ее строение, состояние и историю развития. Исходя из этого определения задачей палеогеографии является – пространственно-временное изучение строения, состава, структуры и закономерностей развития древней географической оболочки Земли.

Исследователи придерживались различных точек зрения о палеогеографии как науке:

1. Н.М. Страхов, Ю.А. Жемчужников, В.В. Белоусов, А.А. Богданов относили палеогеографию к исторической геологии;
2. Л.Б. Рухин считал палеогеографию самостоятельной геологической наукой, тесно связанной с литологией, исторической геологией и географией;
3. Б.П. Жиженко считал палеогеографию синтетической наукой, которой присущи свои собственные методы анализа;
4. М.Ф. Веклич отмечал самостоятельность палеогеографии и близость ее задач с физической географией.
5. По К.К. Маркову палеогеография – часть общей физической географии, имеющая самостоятельные научные задачи и методы их решения.
6. В. И. Славин, Н.А. Ясаманов и Г.И. Лазуков поместили палеогеографию на стыке геологических и географических наук.

Задачи палеогеографии обширны и разноплановы, при этом выделяют общие и специальные задачи палеогеографии.

Общие задачи исходит из предмета исследования в целом. Они связаны с исследованием древней географической оболочки в ее совокупности. Специальные задачи связаны с анализом ее отдельных компонентов, а также с разработкой различных методов исследования древней географической оболочки.

Современное положение палеогеографии позволяет считать ее самостоятельной наукой. Она имеет свой объект исследования и систему методов изучения. В палеогеографии еще не создана общая теория. В настоящее время она находится на стадии поступления обильного фактического материала, его синтеза и обобщений регионального и тематического характера.

Палеогеография родственна, но не тождественная физической географии. Л.Б. Рухин отмечал, что главное их отличие заключается в том, что географ непосредственно изучает поверхность Земли, а палеогеограф из-за неполноты геологической летописи обычно лишен возможности анализировать детали древних ландшафтов и реконструирует лишь их устойчивые компоненты.

Главные различия между палеогеографией и физической географией – временной аспект и методические приемы анализа. Физическая география изучает современное состояние географической оболочки географическими методами, а палеогеография – древнюю геологическую оболочку геологическими методами.

С исторической геологией и геотектоникой палеогеографию сближает сходство рассмотрения предмета исследования в геологическом времени. Тем не менее предметы изучения этих наук различны – геологическая обстановка прошлого и древняя географическая оболочка.

Тесно связана палеогеография с литологией, особенно с ее разделом, посвященным изучению условий накопления осадков посредством формационно-фациального анализа. Традиционно палеогеография близка палеонтологии, поскольку при анализе использует различные палеофаунистические и палеофлористические методы.

Т.о. палеогеография находится на стыке трех наук – геологии, географии и биологии. Особенно тесно связана с физической географией, исторической геологией, геотектоникой, литологией, палеонтологией и палеоэкологией.

2.

Н.М. Страхов разделил палеогеографию на:

• собственно палеогеографию, занимающуюся пространственными реконструкциями;
• биономию, занимающуюся восстановлением физико-географических условий прошлого.

А.А. Величко вычленил из палеогеографии новое направление -- эволюционную географию.

Лев Борисович Рухин подразделил палеогеографию на:

• общую;
• региональную.

Дробная тематическая классификация палеогеографии была предложена М.Ф. Векличем, В.И. Славиным, Н.А. Ясамановым.

По целевым задачам палеогеография подразделяется на:

• общую (рассматривает прошлое географической оболочки в целом);
• частную (занимается анализом конкретных палеогеографических аспектов; состоит из компонентной, региональной и исторической палеогеографии);
• прикладную (сфера применения палеогеографических данных для практических задач). В ней выделяют следующие направления: поисковое, прогностическое, охраноприродоведческое, экологическое, геоэкологическое.

История возникновения и становления палеогеографии

1 Предыстория палеогеографии.

2 Современный этап развития палеогеографии

1

Как наука палеогеография возникла в середине 18 в. Необходимыми предпосылками были:

1. Разработка относительной геохронологической шкалы на основе данных биостратиграфии;
2. Появление учения о фациях (швейцарский геолог А. Гресли, 1838 г.), согласно которому одновозрастные отложения, представленные разнообразными типами осадочных пород, отражают разную физико-географическую обстановку их накопления;
3. Обоснование английским геологом Ч. Лайелем метода актуализма, позволяющего восстанавливать физико-географические условия прошлых геологических эпох путём аналогии с современными условиями.

Задолго до появления палеогеографии как науки, человек обращал внимание на остатки древних организмов. Он старался понять, что означают раковины, кости, окаменелые стволы деревьев и др. предметы, заключенные в породе. Уже в античное время некоторые ученые понимали, что это остатки некогда живших организмов. Такой точки зрения придерживался уже Аристотель (384-322 г. до нашей эры).

В эпоху Возрождения правильные суждения о природе окаменевших остатков организмов высказывались Леонардо да Винчи (1452-1519 гг.) и др. Однако это были лишь отдельные мысли, ученые не имели даже приблизительного представления о древности этих окаменелостей. До конца 18 в. господствовало убеждение, что сотворенная Богом жизнь всегда была неизменной. Некоторые ученые, объясняя происхождение встречающихся в горных породах окаменелостей, рассматривали их как свидетельство самозаражения жизни из сырого и теплого ила под влиянием силы природы. По их мнению, окаменелости – это своего рода переходные формы между живой и неживой природой. Другие ученые, окаменелости считали фигурными камнями.

Иммануил Кант (1724-1804 гг.) – первый в науке выдвинул мысль о Вселенной как о развивающейся системе. М.В. Ломоносов внес вклад в развитие естественных наук.

В течение продолжительного времени после работ И. Канта и М.В. Ломоносова палеогеографические представления разрабатываются представителями различных естественнонаучных дисциплин: геологами, биологами, географами. Появляется новая наука – натуральная история или естественная история. Первым профессором в России естественной истории был Матвей Иванович Афонин (1739-1810 гг.). Более 10 лет Афонин изучал естественные науки в Германии и Швеции, в том числе под руководством Карла Линнея. 17 мая 1766 года защитил диссертацию «О применении естественной истории в жизни общества».

Ярким представителем этого направления естествознания в МГУ был Карл Францевич Рулье (1814-1858). Он обращал особое внимание на взаимосвязь всех элементов природы, на непрерывность движения. Рулье был одним из первых российских пропагандистов и популяризаторов естественных наук. Он активно читал публичные лекции, основал и редактировал научно-популярный журнал «Вестник естественных наук» (1854-1860). Рулье создал российскую научную школу зоологов-эволюционистов (Н. А. Северцов, А. П. Богданов и др.). Рулье создал основу для развития эволюционной палеонтологии. Он ввёл сравнительно-исторический метод исследования органического мира.

Английский геолог Вильям Смит (1769-1839) впервые составил стратиграфическую колонку, а затем геологическую карту разных частей Англии по принципам используемым в настоящее время.

Французский натуралист Ж.Б. Ламарк (1744-1829) уделял большое внимание изучению ископаемых беспозвоночных и опубликовал ряд важных палеонтологических работ.

Французский ученых Жорж Кювье (1769-1832) проводил классические исследования ископаемых позвоночных животных. Кювье сумел восстановить облик многих вымерших позвоночных, зачастую только по фрагментам их скелетов. Изучая кости, найденные в окрестностях Парижа, он впервые научно доказал, что в прошлом существовали многие животные, отличающиеся от ныне живущих, что в ходе геологической истории происходила неоднократная смена органического мира. Ж.Кювье неверно полагал, что виды животных неизменяемы, он отвергал эволюцию органического мира и не смог правильно объяснить процесс и причины изменения организмов в геологической истории. В 1812 г. Ж.Кювье выдвинул широко распространенную в первой половине 19 в. теорию катастроф.

Карл Максимович Бэр (1792-1876 гг.) в своих трудах по биологии («История развития животных», «О развитии жизни на Земле») излагает собственные воззрения по вопросу о развитии жизни на Земле. Он считал, что организмы по мере своего развития усложнялись; развитие организмов происходило в связи с общим развитием природы; жизнь первоначально возникла в воде, затем распространилась постепенно и на сушу.

Вклад в развитие палеогеографии внес Дмитрий Иванович Соколов (1788-1852). Он основал курс геологии в России. В 1839 г. этот курс геологии вышел в печать в трех частях. Во второй части излагается картина естественной истории Земли, появления и развития жизни.

В зарубежной науке первой половины 19 в. следует отметить труды А. Гумбольдта. В них также подчеркивается идея развития природы. В своей работе «Космос» А. Гумбольдт описывает общую картину Вселенной, в особенности Земли, и высказывает свои взгляды на развитие природы.

В 1859 г. была опубликована книга Ч. Дарвина «Происхождение видов». Ч. Дарвин (1809-1882) создал обоснованную теорию эволюции организмов. Главной причиной преобразований животных он считал естественный отбор в борьбе за существование, выживание наиболее приспособленных к неорганической среде и окружающему сообществу организмов.

В последней четверти 19 в. появляются одна за другой классические геологические и географические работы. Это труды австрийского геолога Эдуарда Зюсса: «Происхождение Альп» (1875 г.), «Лик Земли» (1883-1909).

В России в 1887 г. появляется труд Александра Петровича Карпинского «Очерк физико-географических условий Европейской России в минувшие геологические периоды». Карпинский прилагал к своему труду серию географических картосхем.

К концу 19 в. накопился колоссальный материал, требовавший систематизации и обобщения.

В основу палеогеографии положено составление различного рода палеогеографических карт.

Первые палеогеографические карты, появившиеся в 1860-х гг., изображали распределение древних морских бассейнов на месте современных материков. Таковы карты юрского периода (мировая и Европейской России) Ж. Марку (1860), мелового периода Северной Америки Дж. Дана (1863), серия палеогеографических карт Европейской России для ряда последовательных геологических периодов Герман Адольфович Траутшольда (1877), А. П. Карпинского (1880), Александра Александровича Иностранцева (1884). Наибольшую известность получили карты, составленные Карпинским (1887 и 1894), который сделал на основе их анализа важнейшие выводы о закономерностях движений земной коры в пределах Русской равнины, увязав их с развитием смежных горных систем.

Мировые палеогеографические карты отдельных периодов и эпох публиковались на рубеже XIX-XX вв. французскими геологами А. Лаппараном и Эмилем Огом, австрийским геологом Мельхиором Неймайром, русским учёным И. Д. Лукашевичем; на этих картах делалась попытка восстановить распределение суши и моря не только на материках, но и в пределах современных океанов на основе экстраполяции данных по обрамляющей суше. Немецкий геофизик А. Вегенер в 1912 г., положив начало мобилизму в геологии, изобразил на серии карт предполагаемый процесс распада гипотетического суперконтинента Пангеи и образования Атлантического и Индийского океанов.

В начале XX в. от обобщённых палеогеографических схем для отдельных периодов и эпох начали переходить к более детальным картам небольших регионов, составляемым для геологии веков или ещё более узких интервалов времени (карты Николая Ивановича Андрусова для неогеновых бассейнов Черноморско-Каспийской области, Алексея Петровича Павлова для раннемеловых бассейнов Европейской России, Андрея Дмитриевича Архангельского для позднего мела Поволжья и Туркестана). Исследования Андрусова положили начало палеоэкологическому, а Архангельского – сравнительно-литологическому направлениям в палеогеографии. В 1910 г. Чарлзом Шухертом была впервые опубликована большая серия палеогеографических карт Северной Америки, неоднократно переизданная по более новым материалам. Чтение курса палеогеографии в вузах (Мюнхенский университет, Э. Даке, 1912) и публикации первых руководств по палеогеографии утвердили положение палеогеографии как самостоятельной науки.

2

С 30-х годов в. начался этап детальных палеогеографических исследований, основанных на применении разнообразных методов; составляются крупномасштабные карты, публикуются монографии и руководства не только по палеогеографии в целом, но и по отдельным ее разделам. В начале этого этапа В.П. Батуриным было заложено новое направление в палеогеографии, основанное на изучении минерального состава обломочных частиц. В 1930 г. опубликованы работы «Палеоклиматология» Ф. Кернера-Марилауна и «Движение материков и климаты прошлого Земли» Борис Леонидович Личкова, а в 1950 г. – «Климаты прошлого» Мартина Шварцбаха и К. Брукса.

Введение в программу вузов специального курса по палеогеографии, выход в свет в 1959 г. фундаментального труда Л.Б. Рухина «Основы общей палеогеографии» способствовали развитию палеогеографии в СССР. Огромное значение для развития палеогеографии имели созданное Николаем Михайловичем Страховым учение о климатических типах литогенеза и появление работ К.К. Маркова, Б.П. Жижченко и В.И. Попова.

Быстрота накопления и объем фактического материала настолько были велики, что составление палеогеографических карт для значительных территорий стало невозможным для одного исследователя. Так, в составлении «Атласа литолого-палеогеографических карт СССР» масштаба 1:7 500 000 приняли участия сотни авторов.

Александр Евгеньевич Ферсман (1883-1945) внес вклад в развитие палеогеографии. В 1912 г. Ферсман стал профессором Московского университета, где читал первый в мире курс геохимии. Уже став профессором, А. Е. Ферсман продолжает изучать богатства Крыма: исследовал соляные озера полуострова, керченские железорудные месторождения, грязевые вулканы, месторождения крымской глины. Написал более 1500 статей и печатных работ по кристаллографии, минералогии, геологии, химии, геохимии, географии, аэрофотосъемке, астрономии, философии, искусству, археологии, почвоведению, биологии.

Борисяк Алексей Алексеевич (1872-1944) с 1896 работал в Геологическом комитете, где до 1932 г. возглавлял палеонтологический отдел. 1911-1930 – был профессором и заведующим кафедрой исторической геологии Ленинградского горного института. С 1930 по 1944 был директором созданного по его инициативе Палеонтологического института АН СССР. Стоял во главе советской школы палеонтологии позвоночных, развивая её в духе исследований В. О. Ковалевского. Основные труды посвящены учению о фациях, вопросам общей палеонтологии, изучению юрских моллюсков, палеонтологии позвоночных и особенно млекопитающих (непарнокопытных — носорогов, лошадей и др., а также хоботных). Публикации: «Курс палеонтологии», ч. 1-3; «Курс исторической геологии»; «Основные проблемы эволюционной палеонтологии», «Севастопольская фауна млекопитающих» и др.

Георгий Федорович Мирчинк (1889-1942) участвовал в исследованиях верхнемеловых и нижнетретичных отложений фосфоритовых областей Белоруссии и Украины. Они завершились рядом статей, из которых особенно интересной является «Исследование фосфоритных залежей Могилевской губернии» (1919 г.). В ней дана новая, более совершенная стратиграфия палеогена северного крыла Украинской впадины. Дальнейшее направление научной деятельности Г. Ф. Мирчинка было связано с изучением четвертичного покрова СССР. Позднее Г. Ф. Мирчинк уделял большое внимание проблеме синхронизации морских и континентальных четвертичных отложений. Почти одновременно он выдвинул ряд идей в области четвертичной тектоники, которая заняла важное место в его исследованиях 30-х годов. В последние годы жизни интересы Г. Ф. Мирчинка вышли за рамки четвертичной геологии и он обратился к проблемам развития структур земной коры. 23 июня 1941 г. Г. Ф. Мирчинк был арестован. Его арестовали в рабочем кабинете Геологического института АН СССР. О его дальнейшей судьбе семье так и не удалось узнать до его смерти. По сообщению Московского отделения НКВД, он умер 10 апреля 1942 г. в Саратовской тюрьме, не дождавшись конца следствия, еще не осужденный.

Дмитрию Васильевичу Наливкину (1889-1982) принадлежат труды по стратиграфии, палеонтологии, палеогеографии палеозоя и полезным ископаемым.

Марков Константин Константинович (1905-1980) до 1937 работал в Ленинградском университете, участвовал в исследованиях Геологического института и Института географии АН СССР, где с 1938 г. возглавлял отдел геоморфологии. С 1940 г. профессор, с 1946 г. заведующий кафедрой палеогеографии МГУ (ныне – общей физической географии и палеогеографии), в 1945-55 гг. декан географического факультета МГУ. Участвовал в экспедициях на северо-запад Ленинградской области и в Карелию, на Памир и Тянь-Шань, во многие районы Европейской части СССР, на острове Врангеля, Кольский полуостров, Кавказ, в Западную и Восточную Сибирь, трижды в Антарктиду (1955-60). Принимал также участие в океанических экспедициях. Путешествовал по ряду стран зарубежной Европы и США.

Основные труды: фундаментальные исследования четвертичного периода на территории СССР, по внедрению исторических принципов в географические исследования, по общей теории физической географии и геоморфологии, соотношению пространств, и временных закономерностей (метахронность географических явлений); по внедрению аналитических методов в практику географических исследований (спорово-пыльцевой, палеонтологический, диатомовый и другие виды анализа).

Рухин Лев Борисович (1912-1959) основные труды посвятил литологии и палеогеографии. При исследовании осадочных горных пород один из первых использовал статистические методы. Заложил основы изучения гранулометрического состава для установления генезиса древних песков. В работе «Основы литологии» Рухин рассмотрел стадии и условия образования осадочных горных пород, охарактеризовал методы фациального анализа, выделил основные типы осадочных формаций, установил закономерности их образования и распределения.

Методы палеогеографических исследований и летоисчисление Земли

1 Основные группы палеогеографических методов

2 Методы определения абсолютного возраста

3 Методы исследования органического мира прошлых геологических эпох

1

Методы делятся на общие и частные. К общим методам палеогеографии относятся: сравнительно-географический, фациально-генетический, исторический, метод актуализма.

Сравнительно-географический – основной метод географических исследований. Его сущность – в широких пространственных сопоставлениях природных условий, отыскании черт их сходства и различия, выявлении однотипных связей между компонентами природы.

Метод актуализма используется для установления определенной тенденции развития природных компонентов во времени на основе сравнения полученных характеристик с современными географическими аналогами.

Фациально-генетический метод применим при изучении не только отдельных фаций и генетических типов отложений, но и предполагает выявление закономерных изменений признаков осадков по простиранию. Он позволяет установить области, различающиеся по проявлениям тектоники и рельефа, а также коррелировать отложения в ряду водораздел-склон-приемный бассейн или суша-береговая зона-глубокое море. Д.В. Наливкин учение о фациях называл естественным введением в палеогеографию. Фация является продуктом древнего физико-географического ландшафта, исследуя который можно воссоздать физико-географические условия ее формирования.

К частным методам относятся: геохимический, геофизический, геоморфологический, литологический, археологический, палеонтологический, палеопедологический, картографический, палеоэкологический, ландшафтный, климатологический.

Сбор материала для палеогеографических исследований осуществляется с помощью полевых методов. Во время полевых исследований изучаются рельеф и древние отложения, отбираются образцы для камеральной аналитической обработки.

Геоморфологический метод позволяет изучать внешние черты рельефа, описывать их элементарные формы, распространение, связи с литологическими комплексами, гидрографической сетью, климатом и другими факторами, выявлять генезис и возраст рельефа, составлять геоморфологические карты и пояснительные записки к ним.

Геохимический метод применяется для определения химических элементов в горной породе. Характер миграции атомов, или их геохимическая подвижность, зависит от физико-химических свойств элементов и внешних условий их миграции. Поскольку физико-химические свойства элементов практически постоянны, геохимическая специализация различных типов осадков, выраженная в различной тенденции элементов к накоплению, контролируется почти исключительно внешними условиями миграции. При равных физико-химических условиях каждый элемент будет занимать в ряду миграционной способности строго определенное положение. Изменение внешних физико-химических условий влечет за собой изменение миграционной способности элементов и перестройку ряда их геохимической подвижности. Ряд геохимической подвижности элементов в пределах данного геологического тела всегда отражает условия формирования этого тела. Отсюда следует принципиальная возможность выявления в разрезе на основе геохимических исследований различных по условиям формирования типов отложений.

Геохимическое изучение осадочных пород включает в себя: 1) опробование; 2) подготовку проб к аналитическим исследованиям и аналитическое определение содержания элементов в пробах; 3) математическую обработку первичной геохимической информации и интерпретацию полученных результатов. Поскольку при обработке первичной геохимической информации используются методы математической статистики, минимальное число проб из каждого выделенного стратиграфического подразделения должно быть не менее 30. В противном случае надежность получаемых результатов резко снижается.

Для аналитического определения содержания элементов в породах и минералах наиболее широко используются различные полуколичественные и количественные методы эмиссионного и рентгеноспектрального анализов. В последние годы все более широкое применение находит и количественный атомно-абсорбционный анализ некоторых элементов (К, Na, Pb, Ca, Mg, Sr, Au и др.). Полученную этими методами первичную геохимическую информацию рекомендуется регистрировать на магнитном носителе и статистически обрабатывать по унифицированным программам с использованием ЭВМ. Простейший графический способ изображения геохимической информации – в виде кривых распределения по разрезу концентраций отдельных химических элементов.

Литологические методы имеют свои специфические формы применения. Гранулометрический анализ заключается в расчленении горной породы на фракции с зернами неодинаковой величины и определении процентного содержания каждой из них. Он позволяет судить о структуре исходной материнской породы, условиях разрушения и переноса продуктов, ее распад. Минералогический анализ дает возможность устанавливать физические свойства минералов, их количественное соотношение. Минералогический анализ применим для решения ряда палеогеографических проблем: восстановления древних климатических условий, эпох вулканической деятельности, направления движения ледников, характера течения рек, установления областей сноса и др. Анализ крупнообломочного материала нацелен на выяснение путей движения горных и покровных ледников в областях былого и современного оледенения, расчленение моренных и морено-подобных отложений, реконструкцию особенностей среды осадконакопления.

Палеонтологические методы направлены на выявление палеогеографических, фациальных, палеоклиматических условий антропогена. Эти методы предполагают сбор и описание различных окаменелостей животных и растений.

Археологический метод основан на исследования остатков поселений людей и орудий труда.

Палеопедологический метод основан на том, что почвы являются индикаторами физико-географической обстановки времени их образования. Методика изучения ископаемых почв аналогична методике исследования современных.

2

Пьер Кюри во Франции и Эрнест Резерфорд в Великобритании предложили использовать радиоактивный распад химических элементов для определения абсолютного возраста горных пород и минералов. Принцип, положенный этими учёными в основу определений абсолютного возраста, используется до сих пор. Измерение возраста производится по содержанию продуктов радиоактивного распада в минералах. Процесс распада радиоактивных элементов происходит с постоянной скоростью. В результате радиоактивного распада появляются атомы устойчивых, уже нераспадающихся элементов, количество которых увеличивается пропорционально возрасту минерала. При этом принимается как достаточно обоснованное положение, что скорость радиоактивного распада в истории Земли всё время оставалась постоянной.

Разные элементы распадаются с различной скоростью. Распад таких элементов, как уран, торий, калий и некоторых других, происходит очень медленно, на протяжении нескольких млрд. лет. Например, любое количество урана (238U) распадается наполовину за время, равное 4,51109 млрд. лет, тория (232Th) за 1,411010 млрд. лет. Эти долгоживущие элементы обычно и используются для определения абсолютного возраста горных пород и минералов.

Накопление продуктов радиоактивного распада в течение времени, положенное в основу определений абсолютного возраста, выражается формулой:

D=Р(еlt -1),

где D - число атомов нерадиоактивного вещества, возникших за время t;

Р - число атомов радиоактивного элемента в настоящий момент;

е - основание натуральных логарифмов;

l - константа распада, которая показывает, какая часть атомов радиоактивного элемента распадается за единицу времени (год, сутки, минуты и т.д.) по отношению к первоначальному количеству.

Иногда скорость распада выражают периодом полураспада (T) - временем, в течение которого любое количество вещества распадается наполовину. Отношение D/P является функцией возраста (t) минерала. Так:

Отсюда возраст образца минерала (t) может быть вычислен по формуле:

Истинный возраст может быть определён в том случае, если отношение D/P изменяется только от радиоактивного распада, т. е. минерал представляет собой замкнутую систему.

Основные типы радиоактивного распада, используемые для определения возраста, следующие:

238U®206Pb + 84He,

235U®207Pb + 74He,

232Th®208Pb + 64He,

®40Ar

40K + e®Ca + b

87Rb®87Sr + b,

187Re®187Os + b.

В зависимости от конечных продуктов распада выделяют следующие методы ядерной геохронологии: свинцовый (уран-торий-свинцовый), гелиевый, аргоновый (аргон-калиевый), кальциевый, стронциевый (стронциево-рубидиевый) и осмиевый. Наиболее широкое применение из них получили свинцовый, аргоновый и стронциевый.

Свинцовый метод основан на исследованиях радиогенного свинца в минералах (уранините, монаците, цирконе, ортите). Он является наиболее достоверным, поскольку решение задачи о возрасте урано-ториевого минерала достигается по трем независимым уравнениям:

Pb, U и Th обозначают содержание в минералах изотопов свинца, урана и тория; l1, l2 и l3 - константы распада изотопов 238U, 235U, 232Th.

Если разделить уравнение (1) на (2), то получится уравнение:

Это уравнение даёт наиболее близкие к истинным значения возраста, что связано с малой его зависимостью от возможных потерь урана и свинца минералом на протяжении его геологической жизни. Оно позволяет вычислить возраст только по одному измеренному отношению 207Pb/206Pb, поскольку в настоящее время отношение 235U/238U равно 137,7 и практически во всех минералах и горных породах одинаково. Совпадение значений возраста, полученных по всем четырём уравнениям, свидетельствует о хорошей сохранности исследованного минерала, правильности проведённых анализов и достоверности вычисленного абсолютного возраста. Измерение изотопного состава свинца производится на масс-спектрометре.

Однако чаще различные уравнения дают разные значения возраста одного и того же минерала. В этом случае для установления истины прибегают к построению диаграммы в координатах 206Pb/238U: 207Pb/235U (см. ниже). На неё наносят кривую OA (конкордия), вычисленную теоретически для разных возрастов, и прямую OB (изохрона), на которую ложатся результаты измерений для нескольких исследованных одновозрастных минералов. Истинным возрастом считается значение на пересечении кривой OA с прямой OB.

Может быть вычислен также возраст обычных свинцовых минералов, если известен изотопный состав Pb. Обычный свинец состоит из смеси четырёх изотопов 204Pb, 206Pb, 207Pb, 208Pb, из которых 204Pb не связан с радиоактивным распадом и его содержание условно принимается за единицу. Остальные изотопы порождаются и постепенно накапливаются в результате радиоактивного распада урана и тория, причём темп прироста того или иного изотопа определяется соответствующей константой распада. Поэтому свинец разных эпох имеет различный изотопный состав: свинец более древних эпох содержит пониженное количество изотопов с массами 206, 207, 208, а в свинце более молодых эпох количество их увеличено относительно 204Pb. Возраст, вычисленный по изотопному составу рудного свинца, принято называть модельным возрастом, поскольку он справедлив лишь для такой модели (системы), в которой отношение Pb: U: Th изменяется во времени только вследствие радиоактивного распада. В действительности имеют место как совпадения модельного возраста с истинным для ряда месторождений, так и существенные расхождения, которые становятся более частыми в молодых геологических формациях.

С помощью различных палеогеографических методов удалось построить геохронологическую шкалу развития Земли.

На основании радиологических данных о древних породах, можно сделать вывод – возраст Земли превышает величину 3,8 млрд. лет и до этой даты в прошлом наша планета успела пройти определенный этап развития. На возраст Земли косвенно указывают метеориты. Каменные метеориты содержат торий, уран, калий, рубидий и самарий в количествах, достаточных для геохронологических методов. Возраст всех исследованных метеоритов находится в пределах 4,5-4,6 млрд. лет.

3

Ископаемые остатки растений и животных или следы их жизнедеятельности называются окаменелостями, или ископаемыми. Окаменелости встречаются преимущественно в морских осадочных породах, значительно реже в континентальных.

Выделяются три основных этапа образования ископаемых: накопление органических остатков, захоронение и фоссилизация.

1. Накопление органических остатков. После гибели организма при участии бактерий и кислорода происходит разложение и разрушение его мягких тканей и скелета. Некоторые органические остатки рассеиваются и разносятся водой, а некоторые сохраняются на месте обитания в прижизненном положении. В некоторых местах отмечаются значительные скопления погибших организмов (танатоценозы).

2. Захоронение. При благоприятных условиях танатоценоз покрывается осадком, который ограничивает доступ кислорода и соответственно ограничивает дальнейшее разрушение органических остатков, хотя процессы разрушения продолжаются при участии анаэробных бактерий.

3. Фоссилизация. Третий этап связан с превращением рыхлых осадков в горные породы (литификация), с одновременным превращением органических остатков в окаменелости (фоссилизация). В дальнейшем происходит либо дальнейшее уничтожение органических остатков либо их сохранение. К числу процессов, способствующих сохранению органических остатков относятся:

• окаменение (поры и пустоты раковин, костей, растительных тканей заполняются минеральным веществом);
• перекристаллизация (первичное вещество, имевшее некристаллическую структуру приобретает кристаллическое строение);
• минерализация (первичное вещество скелета замещается другим минеральным веществом).

Палеонтологический материал собирается и подвергается исследованию. Собранные ископаемые в лабораториях подвергаются предварительной технической обработке. Вначале они освобождаются от окружающей их породы различными методами препаровки.

От глины и песка ископаемые очищаются водой, лишние куски плотной породы удаляются отпиливанием или откалыванием. Очистка производится при помощи зубил, долот, игл и других инструментов. Случайно отбитые от скелета кусочки подклеиваются специальным клеем.

В некоторых случаях препаровка осуществляется струей газа, который под давлением направляет на породу тонкий порошок корунда. При препаровке все шире находит применение ультразвук.

Химическая препаровка в лабораторной практике имеет большое значение. Для освобождения от породы скелетов применяют щелочи и кислоты. Во избежания порчи скелета, обнаженная раковина или кость периодически замачивается в воде, просушивается и пропитывается раствором лака или пластмассы.

Рентгеноскопия и применения рентгеновских снимков палеонтологических объектов позволяют устанавливать взаимное расположение частей скелета до препаровки, указывают направления препаровки и позволяют обнаружить часто скрытые в породе органические остатки со всеми их деталями строения.

Обработанные и подготовленные к изучению окаменелости приобретают только тогда свое значение, когда они будут определены. Для определения используется разнообразная литература, а также сравнение с коллекционным материалом.

При изучении органического мира минувших геологических эпох и периодов применяется палеонтологический метод. Палеонтологический метод впервые применил Смит при составлении шкалы осадочных образований Англии и при составлении геологической карты Англии, Уэллса и юга Шотландии.

Палеогеографические реконструкции и интерпретации

1 Понятие «суша» и «область сноса» в палеогеографии

2 Выявление погребенных форм и особенностей реконструируемого рельефа

3 Реконструкция расположения древних рек, выявление особенностей древних бассейнов

4 Выявления древнего климата

1

В географическом аспекте палеогеографические реконструкции важны как средство познания истории становления современных ландшафтов и как основа, позволяющая делать прогнозы относительно их будущего и в какой-то мере давать рекомендации по рациональному использованию естественных ресурсов.

Фактической основой палеогеографических реконструкций служат доступные для изучения геологические объекты, а методологической – использование принципа актуализма.

Говоря об ограниченности применения принципа актуализма в палеогеографии, нельзя не напомнить следующее. Использование принципа актуализма предполагает, что современная эпоха геологически «нормальная», т.е. что она типична для большей части геологической истории Земли. Однако это не так. В настоящее время, как подчеркивал Р.В. Фейрбридж, Земля переживает межледниковую стадию четвертичного периода в фазе убывания «ледниковой» эпохи, которая весьма редко проявлялась в прошлом. Поэтому на протяжении последнего миллиона лет климат характеризуется как исключительный и нетипичный по сравнению с климатами, предшествовавшими ему. Например, согласно данным изучения палеотемператур изотопным методом температура в глубоководных частях океана в палеогеновый период была по меньшей мере 8 С. Сейчас же почти повсюду в таких же условиях она около 1-2 С. Существуют оценки, что во время геологически «нормального» палеоклимата в средних широтах температура воды в океане и воздуха была выше на 10С, в экваториальной зоне – на 3-5 С, а в полярных областях – на 20 С, чем в наше время.

Сложность палеогеографических реконструкций обусловлена не только ограниченной возможностью использования принципа актуализма, но и тем, что часто разные геологические процессы могут приводить к одинаковому результату.

В связи с ограниченной возможностью использования актуалистического метода при палеогеографических реконструкциях особое значение приобретает применение метода аналогии для геологических объектов, возникших примерно в одно и тоже или геологически близкое время. Он используется как при наличии сходства у определенных объектов, так и при различиях между ними.

Основными в палеогеографии являются понятия «область сноса» и «область осадконакопления». По своему смыслу они исключают друг друга: в тот или иной момент геологического времени в определенном участке земной поверхности могла существовать либо область сноса, либо область осадконакопления, какой-нибудь третий вариант быть не мог. Сложность вызвана тем, что при палеогеографических реконструкциях приходится всегда иметь дело с отложениями, сформировавшимися в течение какого то, часто значительного, отрезка времени, за которое в отдельных местах земной поверхности могли неоднократно чередоваться процессы осадконакопления и размыва. Кроме того, как уже указывалось, и сам процесс осадконакопления часто сопровождается в какой-то мере уничтожением ранее отложенных осадков. Обычно не бывает и значительных по площади зон размыва, в пределах которых не происходило бы отложения осадочного материала.

Под областью сноса принято понимать достаточно длительно существующую зону размыва, поставляющую обломочный материал в область осадконакопления. Области сноса представляют собой обычно участки земной коры, испытывающие устойчивое поднятие.

При отсутствии растительного покрова рыхлый осадочный материал, образующийся при разрушении пород в наземных условиях, легко подхватывается поверхностными водами или ветром, которые уносят его от места возникновения. Этот материал может многократно отлагаться в тех или иных местах суши. Однако без закрепления его растительностью отложение обычно неустойчиво, так как под действием текучих вод и ветра материал переотлагается до тех пор, пока не попадает на дно водоемов. Лишь там, как правило, он входит в геологический разрез.

Необходимым условием для заключения о существовании в каком-то районе в определенное время в прошлом области сноса является отсутствие в нем отложений соответствующего возраста. Это необходимое, но не достаточное условие, поскольку уничтожение тех или иных отложений могло произойти и в более позднее время.

2

Древний рельеф относительно редко сохраняется в ископаемом состоянии. Среди известных форм погребенного рельефа преобладают прежде всего речные долины, реже вулканические конусы, дюны и складчатые хребты. Наличие погребенного рельефа устанавливается путем изучения геологических обнажений, бурением и геофизическими работами. При этом изучение древнего рельефа всегда сочетается с исследованием древних тектонических движений, т.к. крупные формы рельефа отражают особенности тектонического режима того или иного участка земной коры.

Погребенный рельеф образуется чаще всего в результате эрозии рек и абразии моря, но эти процессы не могут выработать идеально ровные поверхности из-за различной прочности пород, достаточно устойчивого существования рек и мест развития крупных временных потоков. Поверхности древних пенепленов обычно образуются вследствие длительной эрозии рек, но естественно, что при сколь угодно длительном существовании рек всегда будут оставаться более возвышенные (водораздельные) и пониженные участки, в которых располагаются русла. Сильнорасчлененный древний рельеф суши с большими относительными превышениями редко захоронятся в геологических разрезах. Однако захоронение относительно небольших или сглаженных положительных форм древнего рельефа суши либо древних речных (иногда громадных по размеру) долин не представляет собой большой редкости.

В палеогеографии принято различать два типа древнего рельефа: погребенный и реконструируемый. Погребенный – это рельеф, захороненный под более молодыми отложениями, сохранившийся благодаря этому до современной эпохи и доступный для изучения. Реконструируемый – это рельеф, уже уничтоженный к настоящему времени или недоступный для изучения. При реконструкции рельефа определяется лишь его средний облик, для погребенного же рельефа возможно в той или иной мере изучение его конкретных форм.

Осадконакопление всегда начинается в наиболее пониженных участках рельефа суши, независимо от того, происходит ли оно в наземных условиях, речных, озерных или в результате проникновения в пределы суши морских вод. Позже с расширением площади осадконакопления, этот процесс начинает захватывать более новые участки земной поверхности, в том числе и более возвышенные. Поэтому в понижениях древнего рельефа всегда присутствуют более древние горизонты перекрывающих его отложений, отсутствующие на положительных формах рельефа. Чем гипсометрически выше располагался элемент древнего рельефа, тем более молодыми отложениями он перекрывается. Следовательно, использование данных о полноте разреза для суждения о наличии и характере погребенного рельефа является самым простым и надежным методом.

Надежное свидетельство существования погребенного рельефа – притыкание слоев относительно молодых отложений к поверхности более древних. При этом, чтобы не сделать ошибку, необходимо убедиться, что контакт не является тектоническим. Против тектонического контакта могут свидетельствовать: а) признаки выветривания в кровле древних пород, б) обломки или материал в перекрывающих отложениях, характерные для подстилающего комплекса, в) отсутствие следов подвижек по контакту.

Другой отчетливый показатель наличия погребенного рельефа – первичный наклон слоев, возникающий при накоплении осадочного материала на склонах или у подошвы разрушающихся возвышенностей. Особенно он характерен для делювиальных отложений, в меньшей мере для озерных и ледниковых.

Погребенный рельеф может быть представлен в виде изогипс, для чего предварительно строят карту изменения мощностей между поверхностью рельефа и определенным синхронным маркирующим горизонтом. Такая карта как бы зеркально отображает неровности погребенного рельефа.

Поскольку реконструируемый рельеф недоступен для непосредственного наблюдения, выявление его особенностей сводится к выяснению характера областей сноса на основе изучения отложений, образовавшихся за счет их разрушения. При этом наибольшее значение имеет изучение отложений, образовавшихся в непосредственной близости от областей сноса. Следует стремиться выявить ряд особенностей такого рельефа.

1. Определение характера расчлененности и примерной высоты рельефа. О расчлененности судят как по зернистости отложений, образовавшихся вблизи от областей сноса, так и (иногда) по особенностям их состава. Грубозернистость – показатель расчлененности, тонкозернистость – выравненности. О выровненном рельефе свидетельствуют примеси в отложениях продуктов размыва развитых кор выветривания и соляные и карбонатные породы без примеси обломочных частиц, формирующиеся вблизи суши. О характере расчлененности рельефа суши и изменения ее во времени можно в какой-то мере судить и по изменениям зрелости осадочных пород. Для этого используют коэффициент мономинеральности Км, который представляет собой частное от деления количества устойчивых при выветривании породообразующих обломочных компонентов песчано-алевритовой фракции (кварц, обломки кремния и др.) на количество неустойчивых компонентов в тех же породах (полевые шпаты, обломки алюмосиликатных пород и др.). Отложения высокой зрелости имеют максимальные значения Км и указывают на более сглаженный рельеф питающих провинций. Низкозрелые породы характеризуются минимальными значениями Км и указывают на более приподнятый и расчлененный рельеф водосборов. Для подсчета коэффициента обычно достаточно определить в каждом шлифе или в иммерсионном препарате около 150 зерен.

О примерной высоте древнего рельефа иногда судят, основываясь на возможных уклонах и длине рек. Так, уклоны современных равнинных рек обычно 0,4-4, а горных 1-10 м на 1 км. Если известна длина реки, то умножив длину реки в километрах на предполагаемый уклон, можно оценить высоту соответствующего участка области сноса. Однако такие подсчеты не могут претендовать на точность, поэтому обычно получаемые цифры высот должны быть сильно занижены.

2. Определение пород, слагавших положительные формы рельефа. Наиболее достоверные данные дает изучение состава грубообломочных пород, наименее надежные – минерального состава песчаных зерен.

3. Определение возраста пород, слагавших области размывавшегося рельефа. Производится проще всего по данным изучения остатков микрофауны в гальках или по наличию пород, возраст которых известен.

3

Реки – это своеобразные артерии суши, которые осуществляют как перенос основной массы осадочного материала по поверхности суши, так и вынос его в водоемы стока.

В геологических разрезах в основном сохраняются лишь речные отложения низовьев рек, т.е. дельт, образующихся в области устойчивого осадконакопления. Основная же часть реки, как и в настоящее время, располагалась на территории областей сноса и представляла собой транзитную артерию.

Погребенные речные русла (обычно лишь относительно небольшие фрагменты древних речных систем) встречаются сравнительно редко. Обычно реконструируют только примерное расположение древних рек на основе отложений, сохранившихся в геологических разрезах. Основные приемы, используемые для таких реконструкций, следующие:

1. Нахождение среди морских, озерных или наземных отложений дельтовых образований или осадков конусов выноса. Главным признаком, позволяющим отличить осадки фронтальной части дельт от иных: более четкая их слоистость.

2. Наличие признаков отчетливого опреснения среди отложений бассейнов с нормально-морской или повышенной соленостью, обнаруживаемых по изменению остатков фауны или другим показателям, например геохимическим.

3. Изучение состава и размера галек конгломератов и других пород.

4. Наличие отложений крупных озер, возникших в обстановке аридного климата.

При характеристики древних бассейнов определяют рельеф дна водоемов, глубину, устанавливают положение береговой линии, определяют физико-химические свойства водной среды, подвижность вод, направление движения осадков и течений, особенности дна, выявляют условия осадконакопления по особенностям захоронения фауны и флоры.

Очень показательным примером существования крупных неровностей в рельефе морского дна являются рифовые комплексы. Четким показателем наличия понижений дна древних водоемов являются признаки, указывающие на существование условий застойного режима придонных вод. В результате в образующихся тонкозернистых осадках исчезает донная фауна, начинают возникать выделения сульфидов и из-за обилия сохраняющегося органического вещества осадки приобретают темную окраску. О характере рельефа дна можно также судить по результатам изучения подводных оползней, фаций мутьевых потоков, изменений гранулометрического состава донных осадков.

Морские осадки наиболее богаты органическими остатками, так как водная среда создает наилучшие условия для их захоронения и сохранения в ископаемом состоянии.

Реконструкция береговой линии производится на основе выявления фаций береговых отложений и прибрежных образований, а также характерных для побережий форм рельефа (береговые валы, дюны, остатки волноприбойных уступов), которые иногда сохраняются в ископаемом состоянии.

Установление глубин древних водоемов – очень сложная задача. Гранулометрический анализ донных осадков позволяет определить в какой-то мере глубину древнего водоема. Так, для прибрежной зоны, подверженной воздействию прибоя характерна грубозернистость и плохая сортировка осадков. Для литоральной зоны характерны знаки ряби и песчаные волны. Более глубоководные осадки сложены главным образом глинистыми и кремнистыми породами с нечеткой слоистостью с остатками планктонных организмов.

Однако наиболее точными методами определения глубин водоемов являются биологические критерии, так как организмы обитают на вполне определенных глубинах. Например, о мелководности и подвижности водной среды свидетельствуют находки моллюсков, обладающих массивными раковинами. Коралловые постройки, как правило, формируются на глубине 40 – 60 м. По мере увеличения глубины количество донных форм уменьшается и их скелетные элементы делаются более хрупкими.

Соленость древних водоемов восстанавливается по составу хемогенных осадков и характеру органических остатков. По мере увеличения солености вод происходит последовательное выпадение хемогенных осадков: карбонаты кальция – карбонаты магния – сульфаты – галиты. Использование ископаемой флоры и фауны представляет собой наиболее достоверный способ. Кораллы, радиолярии, головоногие моллюски, морские ежи и лилии – обитают в морях с нормальной соленостью. В бассейнах с пониженной соленостью распространены: брахиоподы, гастроподы, остракоды, харовые водоросли.

Изменения солености водоемов (относительно нормальной) в сторону понижения или повышения обычно приводят к уменьшению как разнообразия видового состава организмов, проявляющемуся иногда в полном исчезновении даже целых классов и типов, так и их размера и появлению карликовых форм. Опреснение, кроме того, часто вызывает упрощение наружной скульптуры раковин. Понижение солености может не только приводить к меньшей массивности известкового скелета организмов, но иногда и замене его скелета хитиновым, что отмечается, например, у фораминифер, мшанок, губок. Ненормальный газовый режим может также вызвать появление карликовых форм и даже полное исчезновение организмов. При появлении на дне водоемов резко восстановительной среды в осадках становится невозможной жизнедеятельность илоядных организмов, которые способствуют уничтожению тонкой слоистости или других текстурных особенностей.

Температурный режим древних водоемов определяется методом фаций-индикаторов, а также с помощью изотопно-кислородного анализа. Признаками теплых водоемов служат: мощные толщи известняков, доломитов, железа, марганца, кораллы, соленосные фации. Признаками холодных вод – кремнистые и гляциально-морские осадки, фораминиферы, диатомовые водоросли.

4

Основными показателями, характеризующими климат, являются температура и баланс влажности. Процессы выветривания тесно связаны с климатической обстановкой. Основными факторами выветривания являются температура, количество атмосферных осадков и органический мир. От температуры зависит скорость химических реакций. В связи с увеличением температуры, скорость химических реакций от полюса к экватору увеличивается. Вода является мощным химическим реагентом. Вода быстро разлагает породообразующие силикаты (кварц, полевые шпаты, слюда). Чем интенсивнее промываются породы атмосферными осадками, тем интенсивнее происходит их химическое разрушение.

В обстановке ледового климата все химические процессы выветривания подавлены; происходит преимущественно лишь механическое выветривание. В умеренном гумидном климате при выветривании широко образуются гидрослюды, иногда с каолинитом; а в жарком – каолинит, происходит накопление свободного глинозема. Показателями жаркого и влажного климата являются – каолинитовые коры выветривания, латеритные коры выветривания, бокситы. Железистые и марганцевые руды являются показателями влажного климата.

В истории формирования руд алюминия, железа и марганца намечают три этапа определенной климатической приуроченности:

• ордовик, силур, девон, карбон (влажные тропики и субтропики);
• пермь, триас, юра, мел (влажные субтропики, иногда умеренные зоны);
• неоген (преимущественно тропическая влажная зона).

В условиях ярко выраженного гумидного климата, даже вблизи от областей размыва, сложенных в значительной мере карбонатными породами, могут формироваться галечные отложения, почти не содержащие обломков карбонатных пород из-за их уничтожения в обстановке кислой среды.

В аридных климатических условиях коры выветривания, зачастую, обогащены карбонатными минералами, монтмориллонитом, содержат даже примесь галогенных минералов.

Довольно широко в палеоклиматологии используются ископаемые остатки древних растений и животных. Индикаторами климата теплых эпох являются вечнозеленые растения и кораллы. Теплый и влажный климат в наибольшей степени способствовал развитию наземной растительности, а понижение температуры воздуха и уменьшение влажности приводили к резкому обеднению ее видового состава. Однако в целом остатки ископаемых организмов позволяет получить лишь качественную оценку климатов геологического прошлого без количественных показателей.

Для растений жаркого влажного климата характерно широкое распространение форм с крупными, нерасчлененными листьями, покрытыми плотной кожицей, с оттянутым концом для лучшего стока воды. В зоне жаркого и влажного климата в древесине незаметны годичные кольца.

У деревьев умеренной влажной зоны листья обычно тонкие и нежные, относительно небольшие, часто с расчлененными краями. Для растений засушливых областей характерно распространение представителей с узкими, мелкими кожистыми листьями, иногда превращенными в колючки или сочными мясистыми листьями. Для растительности сухого климата характерна очень хорошо развитая корневая система.

Большое значение для палеоклиматических реконструкций имеет анализ спорово-пыльцовых комплексов.

Климат обуславливает существенные различия в разнообразии видового состава морских животных. Иногда в теплых водах органический мир по своему таксономическому составу в десятки раз богаче, чем в холодных. Климатические различия нередко сказываются на размере организмов близких форм. Морские беспозвоночные, интенсивно накапливающие в своих скелетных образованиях известь приурочиваются к теплому и жаркому климату. У сходных организмов в разных климатических зонах зачастую несколько различный химический состав раковин. Обычно в известковых скелетных образованиях тропических моллюсков отмечается резкое увеличение содержания магния.

Для решения проблем палеоклиматологии особую роль играет разработанный в 50-х годах американским ученым Г. Юри аналитический метод определения палеотемператур по изотопному составу кислорода. Природный кислород сложен тремя стабильными изотопами 16О,17О и 18О. Если карбонатные скелеты организмов образуются в изотопном равновесии с окружающей средой, то при постоянном составе воды соотношение 18О/16О (изотопный коэффициент) в карбонатном материале будет изменяться в зависимости от температуры. Эта взаимосвязь проверена экспериментально и может служить шкалой геологического термометра.

Наиболее низкий изотопный коэффициент наблюдается у льда ледникового покрова у полюсов, а наиболее высокий – у углекислого газа атмосферы. В природных водах наибольшее относительное количество 18О отмечается у вод высокой солености.

Вариации коэффициента 18О/16О измеряются масс-спектрометрами. В связи с погрешностью измерений чаще всего древние температуры определяются с погрешностью до 1°С.

Значение изотопного метода выявления палеотемператур древних водоемов очень велико. По ряду причин его применение ограничено:

1. Дороговизна аппаратуры;
2. Сложность проведения анализа;
3. Изменение изотопного состава кислорода в кальците вследствие различных процессов разложения раковин;
4. Не все организмы могут отлагать карбонаты кальция с сохранением изотопного равновесия кислорода карбонатов и воды.

Палеогеографические факторы формирования земной коры и рельефа

1 Общее строение Земли как планеты

2 Основные положения тектоники литосферных плит

3 Перемещение литосферных плит в истории Земли

4 Основные закономерности развития земной коры.

1

Земля имеет оболочечное строение. Самая верхняя оболочка Земли – земная кора. От мантии она отделяется поверхностью Мохо. По особенностям строения земная кора подразделяется на океаническую, континентальную и переходные типы – субокеаническую и субконтинентальную.

От поверхности Мохоровичича до глубины 2 900 км простирается мантия земли. Верхняя мантия – наименее плотная зона. Верхняя ее часть под океанами сложена перидотитами, реже дунитами. Под континентами мантия имеет более сложный характер. Перидотиты из верхней части мантии земли обеднены легкоплавкими компонентами – кремнеземом, щелочами, ураном, торием и другими элементами, которые перемещены в ходе магматической деятельности в земную кору. Особенно сильно «истощена» верхняя мантия под континентами, где сформировалась более мощная земная кора.

На глубине около 400 км начинается быстрое возрастание скорости сейсмических волн, и до глубины 670 км простирается слой Голицына, который выделяют как переходную зону между верхней и нижней мантией – мезосферу или среднюю мантию. Возрастание скорости сейсмических волн в этом слое объясняется увеличением плотности вещества в связи с перекристаллизацией породообразующих минералов под воздействием высокого давления в другие: например, оливина в шпинель, пироксенов в гранат или ильменит.

С глубины 670 км начинается нижняя мантия. На границе раздела нижней мантии и слоя Голицына наблюдается скачок в скорости распространения сейсмических волн, вызванный в основном изменением минералов и возникновением перовскита (CaTiO3) и магнезиовюстита. В нижней мантии происходит изменение химического состава вещества, происходит увеличение содержания железа с глубиной.

На глубине 2 900 км лежит граница нижней мантии и ядра. На этой глубине происходит смена твердого состояния вещества жидким, характерным для внешнего ядра. С глубины около 5 000 км располагается твердое внутреннее ядро. Ядро имеет скорее всего железо-никелевый состав. На границе мантии и ядра выделяется переходный слой мощностью 300 км, в химическом составе которого, вероятно, заметную роль играют оксиды железа. Поверхность ядра является неровной, на ней обнаружены выступы и впадины с амплитудой 5-6 км, которые указывают на активное взаимодействие между мантией и ядром.

Особая роль принадлежит астеносфере, слою, для которого характерны наиболее низкие для мантии скорости сейсмических волн и повышенная электропроводность. В отличие от литосферы астеносферное вещество способно к течению под воздействием избыточных давлений. Астеносфера в вертикальном и горизонтальном отношении не является однородной. Под континентами вязкость значительно выше, чем под океанами.

По данным сейсмического зондирования граница между астеносферой и литосферой находится на глубинах от нескольких единиц до нескольких сотен километров. В осевых зонах срединно-океанических хребтов астеносфера располагается с глубины всего 3-4 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами древних платформ, мощность литосферы составляет 150-200 км, а по некоторым данным 400 км.

На рубеже 19-20 веков считалось, что основным источником внутреннего тепла является энергия радиоактивного распада. Современные оценки теплового потока Земли показывают, что его величина намного превышает радиогенное тепло, которое, по-видимому, обеспечивает лишь около 25 % этого потока. Сейчас ученые утверждают, что важнейшим источником эндогенного тепла является энергия гравитационной дифференциации. Т.е. выделение тепла при перераспределении вещества Земли по плотности.

Одним из источников внутренней энергии является тепло, приобретенное на стадии формирования Земли в результате выделения энергии аккреции протопланетного вещества. Земля во время своего образования испытала существенный разогрев, возможно, приведший к образованию на поверхности или на небольшой глубине «магматического океана».

Астеносфера является главным источником магматической деятельности на Земле. В ней при повышении температуры или понижении давления происходит увеличение содержания расплава и образование очагов магмы основного состава, а при очень высоких температурах – ультраосновного. Коровые очаги имеют более кислый состав магм.

Астеносфере принадлежит ведущая роль в осуществлении горизонтальных перемещений литосферных плит. Основной причиной возникновения течений астеносферного вещества и движения литосферных плит является мантийная конвекция. Конвекция возникает вследствие температур, а следовательно и плотностей. Конвективные течения в мощном слое мантии принимают форму замкнутых ячей. Идеальная ячейка в разрезе вписывается в квадрат, внутри которого происходит конвективное вращение с восходящими и нисходящими ветвями и горизонтальными отрезками. Наряду с моделью общемантийной конвекции в науке активно обсуждаются модели двухъярусной конвекции и многоярусной. Современные научные сведения позволяют предполагать, что в истории Земли происходило чередование общемантийной и двухъярусной конвекции, так же как одноячеистой и двух- или более ячеистой.

В таком чередовании намечается периодичность в 500-600 млн лет, которая отвечает циклам неоднократного повторяющегося формирования и распада суперконтинентов – Пангей.

Литосферные плиты не являются монолитными. В их внутренних частях могут проявляться внутриплитные деформации горных пород и магматизм, которые не связаны с взаимодействием литосферных плит.

2

Основой теоретической геологии начала XX в. была контракционная гипотеза. Согласно ей, Земля остывает подобно испечённому яблоку, и на ней появляются морщины в виде горных хребтов. Развивала эти идеи теория геосинклиналей, созданная на основании изучения складчатых сооружений. Эта теория была сформулирована Джеймсом Даной, который добавил к контракционной гипотезе принцип изостазии. Согласно этой концепции Земля состоит из гранитов (континенты) и базальтов (океаны). При сжатии Земли в океанах-впадинах возникают тангенциальные силы, которые давят на континенты. Последние вздымаются в горные хребты, а затем разрушаются. Материал, который получается в результате разрушения, откладывается во впадинах.

Против этой схемы выступил немецкий учёный-метеоролог Альфред Вегенер. 6 января 1912 г. он выступил на собрании Немецкого геологического общества с докладом о дрейфе материков. Исходной посылкой к созданию теории стало совпадение очертаний западного побережья Африки и восточного Южной Америки. Если эти континенты сдвинуть, то они совпадают, как если бы образовались в результате раскола одного праматерика.

Вегенер не удовлетворился совпадением очертаний побережий (которые неоднократно замечались до него), а стал интенсивно искать доказательства теории. Для этого он изучил геологию побережий обоих континентов и нашёл множество схожих геологических комплексов, которые совпадали при совмещении, так же, как и береговая линия. Другим направлением доказательства теории стали палеоклиматические реконструкции, палеонтологические и биогеографические аргументы. Многие животные и растения имеют ограниченные ареалы, по обе стороны Атлантического океана. Они очень схожи, но разделены многокилометровым водным пространством, и трудно предположить, что они пересекли океан.

Кроме того, Вегенер стал искать геофизические и геодезические доказательства. Однако в то время уровень этих наук был явно не достаточен, чтобы зафиксировать современное движение континентов. В 1930 г. Вегенер погиб во время экспедиции в Гренландии, но перед смертью уже знал, что научное сообщество не приняло его теорию.

В 1920 -1930 гг. идеи Вегенера приобрели много сторонников, главным образом в Европе и Советской России, но начиная уже со второй половины 1930-х годов эти идеи были резко раскритикованы и отвергнуты подавляющим большинством исследователей всего мира. Тектоника плит была забыта на тридцать лет, отступив под натиском геосинклинальной теории. Основная проблема заключалась в том, что никто не мог предложить разумного механизма дрейфа материков.

После смерти Альфреда Вегенера теория дрейфа материков была отвергнута, получив статус маргинальной науки, и подавляющее большинство исследований продолжали проводиться в рамках теории геосинклиналей. Правда, и ей пришлось искать объяснения истории расселения животных на континентах. Для этого были придуманы сухопутные мосты, соединявшие континенты, но погрузившиеся в морскую пучину. Это было ещё одно рождение легенды об Атлантиде. Стоит отметить, что некоторые учёные не признали вердикт мировых авторитетов и продолжили поиск доказательств движения материков. Так дю Туа (Alexander du Toit) объяснял образование гималайских гор столкновением Индостана и Евразийской плиты.

Вялотекущая борьба фиксистов, как назвали сторонников отсутствия значительных горизонтальных перемещений, и мобилистов, утверждавших, что континенты всё-таки двигаются, с новой силой разгорелась в 1960-х годах.

Уже к началу 1960-х годов были получены карты поверхности дна океанов, на которых выделялись, протяженные, опоясывающие Землю, срединно-океанические хребты с резким понижением рельефа в их центральной части, получившие названия океанических рифтовых зон. Американские геологи Роберт Дитц (Robert Dietz) и Гарри Хесс (Harry Hess) независимо друг от друга предположили, что формирование срединно-океанических рифтовых зон происходит в результате спрединга (раздвижения) океанического дна.
Явление спрединга довольно скоро подтвердилось благодаря палеомагнитным исследованиям. Кристаллизуясь в срединно-океанических рифтовых зонах базальтовые магмы, из которых формируется океаническая кора, фиксируют полярность магнитного поля Земли. Среди российских ученых, занимающихся палеомагнитными исследованиями, наибольшую признательность получил Алексей Никитич Храмов. Согласно этой гипотезе, в мантии происходит конвекция со скоростью около 1 см/год. Восходящие ветви конвекционных ячеек выносят под срединно-океаническими хребтами мантийный материал, который обновляет океаническое дно в осевой части хребта каждые 300-400 лет. Континенты не плывут по океанической коре, а перемещаются по мантии, будучи пассивно «впаяны» в литосферные плиты. Согласно концепции спрединга, океанические бассейны структуры непостоянные, неустойчивые, континенты же – устойчивые.

Тектоника плит – современная геологическая теория о движении литосферы. Она утверждает, что земная кора состоит из относительно целостных блоков – плит, которые находятся в постоянном движении друг относительно друга. При этом в зонах расширения (срединно-океанических хребтах и континентальных рифтах) в результате спрединга (англ. seafloor spreading – растекание морского дна) образуется новая океаническая кора, а старая поглощается в зонах субдукции. Теория объясняет землетрясения, вулканическую деятельность и горообразование, большая часть которых приурочена к границам плит.

В теории тектоники плит ключевое положение занимает понятие геодинамической обстановки – характерной геологической структуры с определённым соотношением плит. В одной и той же геодинамической обстановке происходят однотипные тектонические, магматические, сейсмические и геохимические процессы.

За прошедшие десятилетия тектоника плит значительно изменила свои основные положения. Ныне их можно сформулировать следующим образом:

1. Верхняя часть твёрдой Земли делится на хрупкую литосферу и пластичную астеносферу. Конвекция в астеносфере – главная причина движения плит.
2. Литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество мелких. Мелкие плиты расположены в поясах между крупными плитами. Сейсмическая, тектоническая и магматическая активность сосредоточена на границах плит.
3. Литосферные плиты – твёрдые тела, и их движение подчиняется теореме вращения Эйлера.
4. Существует три основных типа относительных перемещений плит

1. расхождение (дивергенция), выражено рифтингом и спредингом;
2. схождение (конвергенция) выраженное субдукцией и коллизией;
3. сдвиговые перемещения по трансформным геологическим разломам.

5. Спрединг в океанах компенсируется субдукцией и коллизией по их периферии, причём радиус и объём Земли постоянны с точностью до термического сжатия планеты.
6. Перемещение литосферных плит вызвано увлечением конвективных течений в астеносфере.

Более 90 % поверхности Земли покрыто 8 крупнейшими литосферными плитами:

• Австралийская плита
• Антарктическая плита
• Африканская плита
• Евразийская плита
• Индостанская плита
• Тихоокеанская плита
• Северо-Американская плита
• Южно-Американская плита

Горизонтальное движение плит происходит за счёт мантийных теплогравитационных течений — конвекции. Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных областей Земли, которые имеют очень высокую температуру (по оценкам, температура ядра составляет порядка 5000 °С) и температуры на её поверхности. Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, и они всплывают, уступая место опускающимся более холодными и потому более тяжёлым массам, уже отдавшим часть тепла земной коре. Этот процесс переноса тепла идёт непрерывно, в результате чего возникают конвективные потоки.

Дивергентные границы или границы раздвижения плит – это границы между плитами, двигающимися в противоположные стороны. В рельефе Земли эти границы выражены рифтами, в них преобладают деформации растяжения, мощность коры пониженная, тепловой поток максимален, и происходит активный вулканизм. В океанических рифтах в результате спрединга формируется новая океаническая кора.

Схема строения срединно-океанического хребта

На океанической коре рифты приурочены к центральным частям срединно-океанических хребтов. В них происходит образование новой океанической коры. Общая их протяжённость более 60 тысяч километров. К ним приурочено множество гидротермальных источников, которые выносят в океан значительную часть глубинного тепла, и растворённых элементов. Высокотемпературные источники называются чёрными курильщиками, с ними связаны значительные запасы цветных металлов.

Конвергентными называются границы, на которых происходит столкновение плит. Возможно три варианта:

1. Континентальная плита с океанической. Океаническая кора плотнее, чем континентальная и погружается под континент в зоне субдукции.
2. Океаническая плита с океанической. В таком случае одна из плит заползает под другую и также формируется зона субдукции, над которой образуется островная дуга.
3. Континентальная плита с континентальной. Происходит коллизия, возникает мощная складчатая область. Классический пример – Гималаи.

Там, где плиты двигаются параллельным курсом, но с разной скоростью, возникают трансформные разломы – грандиозные сдвиговые нарушения, широко распространённые в океанах и редкие на континентах.

3

К началу позднего протерозоя было сформировано по различным оценкам от половины до трех четвертей современного объема континентальной коры. В раннем рифее существовал единый суперконтинент Пангея-1 или Мегагея. Мощно проявлялся кислый наземный вулканизм (Северная Америка – от Техаса до Лабрадора, Южная Америка – западные склоны Гвианского и Центральнобразильского щитов, Северо-Западная Африка, Европа – запад Балтийского щита, Скандинавия; Азия – Центральный Казахстан). Области магматизма тяготели к периферии щитов древних платформ.

Некоторые участки платформ были заняты плоскими впадинами типа синеклиз, заполнявшимися обломочными или карбонатными осадками озерно-аллювиального или мелководно-морского происхождения значительной мощности (до 5-6 км). Наиболее крупными из них были Атабаска в Северной Америке, Виндийская и Куддапахская в Индии, Мак-Артур в Северной Австралии. В конце раннего рифея на ряде платформ возникла сеть рифтов.

С наступлением среднего рифея процессы деструкции суперконтинента Пангеи-1 заметно усилились. Выразилось это в появлении многочисленных новых авлокогенов в Северной Америке, Восточной Европе, Сибири. (Авлакоген – линейно вытянутый, рассекающий фундамент платформ крупный грабенообразный прогиб, ограниченный сбросами и заполненный осадками резко повышенной мощности).

Поздний рифей – эпоха распада Пангеи-1 и начала раскрытия палеозойских океанов. Возник подвижный пояс Прототетис. Пангея-1 раскололась на две части – Лавразию и Гондвану. Затем эти два континента стали подвергаться расколу.

К началу кембрия древние платформы Южной Америки, Африки, Индостана и Антарктиды соединились в мегаконтинент Гондвану, которая просуществовала до начала юрского периода. Это произошло, благодаря замыканию морских, часто глубоководных бассейнов небольшой ширины, существовавших в позднем рифее и венде. Наполнявшие их осадки испытали в конце венда складчатые деформации, метаморфизм, внедрение гранитов. На этом месте возникли складчатые горные системы (Бразилия, от Сахары до Намиба, Аравия). Гондвана занимала положение в низких широтах, простираясь по обе стороны экватора, но в основном в Южном полушарии. Палеоазиатский океан, океан Япетус и Уральский океан отделяли Гондвану от Балтии, Сибири, Гренландии, Лаврентии и Чукотки.

В раннем ордовике Гондванский Мегаконтинент стал смещаться к югу, а от его северной окраины начали откалываться микроконтиненты (Авалония, Арморика). В дальнейшем они сблизились с Северо-Американским континентом. В их тылу произошло раскрытие глубоководного бассейна Реикум. Океан Япетус слился с Реикумом, и продолжал расширяться. Балтия и Сибирь сместились к северо-западу, стал раскрываться Уральский океан. В среднем ордовике Гондвана продолжала смещаться к югу, достигнув полюса. Межматериковые океанские бассейны – Япетус, Палеотетис, Палеоазиатский, Уральский – в среднем ордовике достигли максимальной ширины. В позднем ордовике Южный полюс находился в Северной Африке, которая была охвачена покровным оледенением. Следы ордовикского оледенения известны от Ньюфаундленда и северо-западной Франции до крайнего юга Африки.

В силурийском и девонском периодах проявлялся каледонский орогенез. Возникли и продолжали возвышаться в раннем девоне горные сооружения в Северо-Атлантическом регионе, Северной Гренландии, Центральном Казахстане, Северном Тянь-Шане, Алтае, Саянах, Монголии, Байкальской области, Австралии, южной половине Анд, Южном Китае. Продукты размыва этих сооружений заполняли межгорные и предгорные впадины в виде молассовых толщ, которые впервые с этого времени получили широкое распространение.

Спрединг продолжался в Уральском и Южно-Тяньшаньском бассейнах. На севере европейской части Средиземноморского пояса (Палеотетиса) возникла новая ось спрединга, породившая внешние зоны европейских герцинид – Реногерцинскую, Южно-Португальскую. Лавруссия в раннем девоне располагалась в экваториальных широтах, Казахстания – в тропической зоне, Сибирь, Китай и Корея – в умеренных широтах северного полушария. Гондвана находилась в Южном полушарии в умеренных и высоких широтах.