Билет № 6

№ 1 Палеомагнитный метод в стратиграфии, его возможности и ограничения. Сейсмостратиграфический метод и основные принципы его применения.

Магнитостратиграфический (палеомагнитный) метод основан на естественнойостаточной намагниченности горных пород, фиксирующей магнитное поле времени и места ее образования. В нем используется тот факт, что в истории Земли многократно происходили инверсии магнитного поля, когда векторы первичной намагниченности менялись на 180°, т. е. северный магнитный полюс становился южным и наоборот.Вектор первичной намагниченности длительное время сохраняется в горных породах и на основании его определения удается сопоставлять отложения и устанавливать их возраст. Палеомагнитный метод основан на том, что горные породы, содержащие ферромагнитные минералы, образовались в магнитном поле Земли и, обладая свойством магнитной восприимчивости, запечатлели положение векторов магнитного поля, существовавшего в момент их образования. Это свойство называют остаточной намагниченностью. С изменением положения слоев горных пород относительно магнитного поля или изменения положения самого магнитного поля часть «врожденной» намагниченности сохраняется. Это естественная остаточная намагниченность или палеомагнетизм. Остаточная намагниченность сохраняет направление (полярность) того магнитного поля, в котором произошло намагничивание. Установлено, что в истории Земли многократно происходила смена полярности магнитного поля, когда северный и южный полюсы менялись местами. Смена полярности сохранилась в изменении остаточной намагниченности пород. В настоящее время разработана шкала смены таких эпох. Палеомагнитный метод является дополнительным методом геохронологического расчленения напластований горных пород. Этот метод особенно важен для расчленения магматических и осадочных горных пород.

Сейсмостратиграфия. В послевоенные годы эффективные поиски месторождений нефти и газа проводились в бассейнах, выделяемых с помощью сейсморазведки. Во второй половине 70-х годов геофизические исследования нефтегазоносных осадочных бассейнов до глубин 10 км и более позволили выявлять не только структурные, но и стратиграфические и литологические ловушки нефти и газа. В дальнейшем интерпретация сейсморазведочных данных дала возможность определять особенности вещественного состава пород, залегающих на глубине, расшифровывать последовательность напластований и геологический возраст. Такая разносторонняя геологическая интерпретация сейсмических данных по предложению группы американских геофизиков (П. Вейл, Р. Митчел, Р. Тодд) получила название сейсмической стратиграфии. Методика основывается на прослеживании и регистрации отражающих границ внутри толщи осадочных пород по профилю. Запись границ, которые обычно соответствуют поверхностям напластований или существенного изменения физических свойств (хотя это и не обязательно), проводится в прямоугольной системе координат на равномерно движущейся ленте. Она представляет собой акустико-геологический (сейсмостратиграфический) разрез во временном масштабе, который в общем виде соответствует графическому изображению геологического (стратиграфического) разреза.

№2 Основы фациального анализа

Фациальный анализ. Нередко методы восстановления палеогеографических обстановок отождествляют с фациальным анализом, понимая под ним метод восстановления древней географической обстановки по горным породам и содержащимся в них окаменелостям.

Фация – это комплекс отложений, отличающихся составом и физико-географическими условиями образования от соседних отложений того же стратиграфического уровня.

Общим понятием, не имеющим стратиграфического содержания, является генетический тип. Генетический тип – это более широкий комплекс отложений, образованных в определенных физико-географических условиях (элювиальный, делювиальный, пролювиальный, аллювиальный, прибрежно-морской и т. д.). В пределах суши наряду с денудационными процессами происходят образование кор выветривания и накопление осадков в различных по генезису, размерам и форме впадинах. Формирование осадков идет в долинах рек, в озерных котловинах, в зонах распространения ледников и в областях наземной вулканической деятельности. Континентальные осадки характеризуются неустойчивым вещественным составом, различной мощностью, структурами и текстурами и сильной изменчивостью в латеральном направлении. Основные типы пород – обломочные и глинистые, реже присутствуют биогенные (угли) и хемогенные (известняки и соли). Для континентальных отложений характерна связь с зональным типом климата. В нивальном типе климата основными источниками осадочного материала являются физическое выветривание и транспортировка обломочного материала льдом, талыми водами и ветром. Низкие температуры обусловливают практически полное отсутствие биогенных осадков и химической переработки материала.В гумидном типе климата наряду с процессами механической дезинтеграции исходных пород принимают участие биологические и химические процессы. Перенос материала осуществляется в виде растворов, взвесей и перекатыванием по дну рек. Осаждение происходит как в процессе переноса, так и, особенно, в конечных бассейнах стока. Легкорастворимые соединения выносятся в крупные внутриконтинентальные и морские бассейны. Осадки гумидной области разнообразны: это галечники, пески, алевриты, глины, карбонаты, лигниты и бурые угли. Аридный тип литогенеза характеризуется отсутствием осадков, обогащенных органическим углеродом, присутствием легкорастворимых солей и соединений. Большим распространением, наряду с полимиктовыми неотсортированными отложениями, пользуются хемогенные, в частности карбонаты, гипсы и соли. Континентальные отложения могут быть сгруппированы: элювиальные, речные, озерные, болотные, ледниковые, пустынные и вулканогенные. Каждая из перечисленных групп включает несколько генетических типов, связанных между собой. Большим распространением среди осадочных толщ пользуются отложения морского происхождения. Они характеризуются устойчивым составом на значительной площади и обилием разнообразных морских органических остатков. На состав и строение морских фаций большое влияние оказывают климат, гидрохимический и гидродинамический режимы морских бассейнов, характер подводного рельефа и окружающей суши, состав и объем твердого стока, вулканизм и тектонические условия.

Фациальный анализ осуществляется путем исследования отдельных разрезов и осадочных пород определенного стратиграфического интервала, а также прослеживания найденных изменений и закономерностей на площади. Важнейшими критериями при фациальном анализе являются:

1. Тип и вещественный (химический и минеральный) состав пород (осадков), включая аутигенные минералы, конкреции и особенности цемента.

2. Гранулометрия породы, ее цвет, структура, состав обломков, их окатанность, характер поверхности напластования и размыва, следы перерывов в осадконакоплении, ориентировка обломочных компонентов и органических остатков,присутствие подводно-оползневых деформаций и нептунических даек.

3. Текстурные особенности – типы и характер слоистости, изучение цикличности и ритмичности осадочных и осадочно-вулканических толщ.

4. Формы залегания пород, их мощности; характер переходов в другие породы.

5. Палеонтологические особенности (состав, сохранность и распределение фауны и флоры; соотношение между отдельными группами и сообществами, следы жизнедеятельности организмов, степень сохранности следов роющих животных и их особенности).

6. Наличие минералов – индикаторов солености и газового режима водоемов,

геохимические особенности осадочных толщ.

7. Кислотно-щелочные и окислительно-восстановительные условия (Eh, pH, содержание окисных и закисных форм железа).

8. Определение соотношения изотопов кислорода, стронция, серы, углерода, палеотермометрические данные,, присутствие вулканогенного и метеоритного материала.

№ 3 Классификация тектонических движений, их свойства и особенности проявления

Тектонические движения классифицируются по времени проявления (современные, новейшие и древние), по направленности (вертикальные и тангенциальные) и по своей интенсивности (эпейрогенические и орогенические).

Орогенические движения, свойственные складчатым областям, отличаются интенсивностью, большими амплитудами, вызывают сложные дислокации горных пород и сопровождаются активным магматизмом.

Эпейрогенические колебательные движения проявляются в устойчивых платформенных областях. Отличаются незначительными амплитудами и формируют пологие простые структуры.

Современные движения изучаются инструментально, новейшие, преимущественно с помощью геоморфологических методов по особенностям рельефа. Наиболее сложная задача – это изучение древних движений.

При восстановлении характера и интенсивности тектонических движений исходят из полноты стратиграфического разреза, а также из анализа особенностей залегания, литологического состава и мощностей толщ горных пород. Важнейшим результатом орогенических движений являются угловые несогласия.

Важнейшим результатом эпейрогенических движений являются изменение характера осадконакопления (что запечатлевается в вещественном составе отложений) и стратиграфические несогласия. При анализе разрезов на основе литологических и палеонтологических признаков в общих чертах восстанавливаются условия осадконакопления во времени (например, континентальных морскими), можно сделать вывод о трансгрессиях и регрессиях моря, в основе которых обычно лежат эпейрогенические движения отрицательного знака или положительного. Эпейрогенические движения положительного знака могут привести к тому, что процессы осадконакопления сменяются процессами размыва. В результате этого из разреза выпадает толща слоев соответствующего возраста. При последующих погружениях более молодые отложения располагаются на размытой поверхности более древних, т.е. образуется стратиграфическое несогласие. Анализ стратиграфических несогласий является важным моментом при восстановлении эпейрогенических движений.

Билет №7

№1 Среда обитания, формы и условия сохранности организмов в ископаемом состоянии. Методы изучения ископаемых

В зависимости от полноты сохранности и своеобразия остатков выделяют следующие категории ископаемых: субфоссилии, эуфоссилии, ихнофоссилии, копрофоссилии, хемофоссилии.

Субфоссилии (лат. sub — под, почти) представлены ископаемыми, у которых сохранился не только скелет, но и слабоизмененные мягкие ткани. Для растительных остатков используют термин «фитолеймы» (греч. phyton — растение; leimma — остаток).

Эуфоссилии (греч.эу – настоящий) представлены целыми скелетами или фрагментами скелетов и их дискретными элементами, а также отпечатками и ядрами. Скелеты являются основными объектами палеонтологических исследований. Скелетные остатки имеют минеральный или органический состав. Это раковины и скелеты животных, оболочки бактерий и грибов, а также органические остатки листьев, семян, плодов, спор и пыльцы. Особо следует сказать о фитолеймах, представленных в различной степени обугленными остатками листьев, древесины, семян, плодов, спор и пыльцы.

Ихнофоссилии (греч. ichnos — след) представлены следами жизнедеятельности ископаемых организмов. Чаще всего они сохраняются в виде отпечатков, реже в виде слабообъемных образований. К ихнофоссилиям относят следы ползания и зарывания членистоногих, червей, двустворок; следы выедания, норки, ходы и следы сверления губок, двустворок, членистоногих; следы передвижения позвоночных.

Копрофоссилии(греч. kopros — помёт, навоз) состоят из продуктов жизнедеятельности ископаемых организмов. Они имеют объемный характер, сохраняясь в виде валиков, желваков, конкреций, холмиков, столбиков и даже пластовых тел.

К хемофоссилиям (греч.сhemie – химия) относят органические ископаемые молекулы бактериального, цианобионтного, растительного и животного происхождения. Хемофоссилии сохраняют химический состав биомолекул, позволяющий определить систематическое положение исходного организма, но не его морфологию. Изучение химического и таксономического разнообразия хемофоссилий тесно связано с проблемами возникновения и развития жизни, а также с происхождением горючих ископаемых, особенно нефти.

№ 2 Принципы построения палеогеографических карт

На этих картах изображают физикогеографическую обстановку, существовавшую на определенной территории в течение отдельного этапа геологической истории. Палеогеографические карты строят на современной топографической основе, используя все геологические и палеонтологические факты, которые можно нанести на карту. Ввиду малочисленности подобных фактов палеогеографические карты весьма гипотетичны. Кроме того при их составлении наряду с фактическим материалом авторы используют свои предположения и представления. В связи с этим рекомендуется строить подобные карты в масштабе более мелком, чем у исходных геологических карт, и одновременно строго отделять факты от предположений, имея в виду, что палеогеографические карты используют на практике как основу для прогнозирования поисков полезных ископаемых. Палеогеографические карты составляют в определенной последовательности. Прежде всего в разрезах естественных обнажений и в скважинах устанавливают и выделяют на изучаемой площади стратиграфическую единицу, отвечающую выбранному для составляемой карты историко-геологическому этапу; определяют площади отсутствия пород заданного возраста. Затем выделяют фации и указывают их литологические и палеонтологические особенности. Результатом этого этапа работы является карта фаций. В дальнейшем, проведя фациальный анализ, от фаций переходят к палеогеографии: воссоздают физико-географическую обстановку прошлого не только в области накопления осадков, но и обязательно в области размыва. Таким образом, палеогеографическими картами являются только те, на которых показаны физико-географические условия как в области накопления осадков, так и в области размыва. Часто как конечный результат палеогеографических исследований составляют совмещенные карты фаций и палеогеографии, называя их обычно литолого-палеогео-графическими картами. На них прежде всего выделяют области суши и моря. Реконструкциюдревних морей начинают с восстановления береговой линии —ее положения, конфигурации, а если это невозможно, то выделяют переходную зону от суши к морю, в пределах которой в течение рассматриваемого этапа находилась береговая линия. Затем устанавливают глубину палеобассейна и рельеф дна, обычно выделяя геоморфологические элементы (шельф, континентальный склон) или биологические зоны (литораль, сублитораль и пр.); восстанавливают соленость и среднегодовые темцературы воды, газовый режим бассейна и, наконец характер движения воды (зоны волнения, морские течения, в том числе приливно-отливные, мутьевые и т. д.). Реконструкция древней суши складывается из установления области размыва и аккумуляции осадков. В характеристику суши входят типы рельефа ее поверхности, положение рек (основные направления их течения и места впадения в палеобаесейны), положение озер и болот, направление преобладающих ветров. Если же нет возможности определить характер водных и воздушных течений, то указывают общие направления сноса обломочного материала из зон размыва в зоны аккумуляции. Анализ особенностей палеобассейнов и древней суши позволяет сделать выводы о климате того времени, наметить положение границ климатических поясов.

№3 Применение геофизических методов в тектонике

Современные представления о тектонической структуре Земли во многом базируются на данных геофизики. Рассмотрим некоторые, наиболее существенные результаты использования геофизики в тектонических построениях:

1. С помощью глубинного сейсмического зондирования была установлена слоистая структура Земли и разработана ее модель, где нашли свое место земная кора, верхняя и нижняя мантия, внешнее и внутреннее ядро, и определены их границы.

2. Аналогичным образом установлено существование двух видов земной коры – континентальной и океанической и определено их строение.

3. Открытие зоны пониженной проводимости сейсмических волн в пределах верхней мантии позволило ввести в тектонические построения понятие об астеносфере как зоне пластичного состояния мантийного вещества, которая поднимается до глубин 10-15 км в области океанов и опускается до 200 км под континентами.

4. Многочисленные магнитные съемки с исследовательских судов выявили глобальную систему линейных магнитных аномалий, окаймляющих срединно-океанические хребты. Возраст аномалий закономерно возрастает с удалением от хребтов. С позиций новой глобальной тектоники линейные аномалии возникают при остывании базальтовой магмы, выплавленной на поверхность в центральных рифтовых долинах.

Предполагается, что чередование положительных и отрицательных аномалий обусловлено сменой полярности магнитного поля Земли, а их «удревление» с удалением от хребта свидетельствует о раздвигании океанического дна.

Перечисленные примеры относятся к области глобальных тектоногеофизических построений. Однако в последние годы для оценки интенсивности и направленности региональных тектонических процессов, наряду с анализом осадков и несогласий все шире используются результаты палеомагнитных определений.

Для этого на участках, относительно стабильных в тектоническом отношении, производится определение склонений (D) и наклонений (I) палеомагнитных векторов и вычисляют положение древнего магнитного полюса.

Если в соседней горной области для пород того же возраста будут определены иные значения D, I и палеополюса, то это может служить показателем активных тектонических движений на данном участке. Это могут быть развороты блоков, их наклоны или же изгибы систем складок. Важно заметить, что интенсивность таких смещений определяется количественно, в градусах.

В сочетании с общегеологическими данными палеомагнитные определения могут существенно уточнить не только характер, но и время проявления тех или иных движений.

Билет №8

№1 Определение относительного возраста магматических и метаморфических пород

Определение относительного возраста магматических и метаморфических горных пород осложнено отсутствием палеонтологических остатков. Возраст эффузивных пород, залегающих совместно с осадочными устанавливается по соотношению к осадочным породам.

Относительный возраст интрузивных пород определяется по соотношению магматических пород и вмещающих осадочных пород, возраст которых установлен.

Определение относительного возраста метармофических пород аналогично определению относительного возраста магматических пород.

№2 Палеогеография как наука, ее задачи и теоретическая основа

Палеогеография – наука, изучающая физико-географические условия прошлого или палеогеографические реконструкции древних эпох.

Одна из основных целей исторической геологии – восстановление древних физико-географических обстановок и последовательности их смены во времени. Эта задача решается палеогеографией, данные которой позволяют судить об условиях осадконакопления, климате, источниках сноса обломочного материала и закономерностях размещения стратиморфных полезных ископаемых в определенные отрезки геологического времени.

Предметом палеогеографических исследований являются фации, изучение которых ведется с помощью фациального анализа.

Теоретической основой палеогеографии является принцип актуализма, согласно которому о древних процессах и обстановках судят по аналогии с современными с учетом неизбежных изменений, которые возникали на поверхности Земли в процессе ее развития.

№3Орогенические области. Особенности их строения и развития. Характеристика геоструктурных элементов складчатых областей

Орогенические движения, свойственные складчатым областям, отличаются интенсивностью, большими амплитудами, вызывают сложные дислокации горных пород и сопровождаются активным магматизмом.

Для орогенных областей, охватывающих огромные территории континентов, характерны свои признаки: 1) резкое преобладание восходящих движений земной коры, 2) широкое распространение континентальных отложений, накопившихся в условиях расчлененного горного рельефа, 3) преобладание озерных, лагунных осадков, накопившихся в условиях ненормальной солености (повышенной или пониженной), 4) преимущественно глыбовый тип складчатых структур с неравномерной деформированностью слоев, 5) высокая сейсмичность, 6) перемежаемость продуктов кислого наземного магматизма с лавами основного состава, наличие одновозрастных крупных гранитных массивов, 7) широкое развитие во впадинах грубообломочных отложений — продуктов разрушения растущих горных поднятий — молассовыхформаций.

Если орогеннымрежимом были охвачены области геосинклинальные, где материковый тип коры полностью не был сформирован, орогенез приводит к окончательному формированию коры материкового типа, к ликвидации геосинклинального режима и завершению геосинклинального развития. Такой орогенез может рассматриваться как этап заключительный по отношению к геосинклинальному (эпигеосинклинальный орогенез). В других случаях он накладывается на области с ранее сформировавшейся континентальной корой и может быть после-платформенным, повторноорогенным (эпиплатформенный орогенез).

Билет №9

№1Международная геохронологическая шкала; ее стратиграфические и геохронологические подразделения

Геохронологическая шкала - шкала для установления общепланетарной хронологии геологических событий, включающая временные подразделения (эон, эра, период, эпоха, век, фаза).

Стратиграфические подразделениянеравноценны по своим временным объемам и по пространственной устойчивости. Одни из них фиксируют определенные этапы развития Земли и распространены практически по всей поверхности планеты. Другие прослеживаются лишь в пределах регионов или же в границах локальных территорий. В соответствии с этим признаком выделяются три категории стратиграфических подразделений (единиц): общие, региональные и местные.

Общие подразделения выделяются только по морской фауне планетарного распространения, на их основе создана единая стратиграфическая шкала, которая в нисходящей последовательности включает:

Стратиграфические подразделения Временные аналоги (геохронологические единицы)

Акротема Акрон

Эонотема Эон

Эратема Эра

Система Период

Отдел Эпоха

Ярус Век

Зона Фаза

Звено Пора

Структурную основу общей стратиграфической шкалы для последних 600 млн лет (фанерозойскойэонотемы) составляет 12 систем. Системы и ярусы имеют собственные наименования, отделы, обычно, именуются нижним, средним, верхним, или только нижним и верхним, зоны называют по виду-индексу (органической форме, по которой выделяется данная зона.

Региональные подразделения (горизонт и слои) объединяют толщи одновозрастных пород, формировавшихся в пределах крупных бассейнов. Горизонты могут различаться по литологии, но их выделение ведется по руководящей региональной фауне. Слои представляют собой часть горизонта с характерными ископаемыми остатками или другими признаками (литологическими, геохимическими, геофизическими).

Местные стратиграфические подразделения выделяются на ограниченных участках земной коры преимущественно по литологическим признакам, с привлечением палеонтологических, геохимических, геофизических характеристик. Среди местных подразделений различают комплексы, серии и свиты.

Комплекс – это сложная совокупность геологических тел разного состава и происхождения, отвечающая крупным этапам геологического развития данной территории. Включает осадочные, изверженные и метаморфические породы, которые сформировались в течение единого тектоно-магматического цикла. Комплексы разделены обычно крупными угловыми или стратиграфическими несогласиями, используются чаще в стратиграфии докембрия, где выделяются с учетом степени метаморфизма пород.

Серия – крупная совокупность пород, объединенных какими-то общими признаками: одинаковыми условиями образования (морские, континентальные, глубоководные, мелководные) или же происхождением (вулканогенные, осадочные, метаморфические). Серии нередко разделяются угловыми и стратиграфическими несогласиями.

Свита – совокупность слоев, близких по литологии, которые прослеживаются в пределах структурно-фациальных зон. Мощности свит варьируют от первых десятков до тысяч метров, свиты могут делиться на подсвиты и пачки, палеонтологические различия у разных свит возможны, но необязательны.

При выделении стратиграфических подразделений обычно указывается его эталонный, типовой разрез, называемый стратотипом.

№2Использование данных каротажа для фациального анализа

Фациальные и литологические изменения в разрезах сопровождаются изменениями физических свойств пород – их плотности, электрических и магнитных характеристик. Отсюда сопоставление графиков КС, ПС и гаммакаротажа позволяет судить об особенностях литолого-фациальных изменений одновозрастных отложений, даже при отсутствии каменного материала. В частности при переходе от мелководных песчаных фаций к более глубоководным глинистым отложениям можно ожидать увеличение значений ПС и радиоактивности, при соответственных спадах на графиках КС.

Вариации интенсивности намагниченности пород по разрезу указывают на изменение условий седиментации и включение в размыв новых источников сноса обогащенных магнитными минералами. Резкие изменения величин естественной остаточной намагниченности и магнитной восприимчивости пород зачастую с уровнями стратиграфических перерывов.

Площадные петромагнитные схемы позволяют весьма точно определять контуры областей аккумуляции, пути транспортировки магнитного материала и местоположения источника сноса.

В ряде случаев резкий рост намагниченности осадочных пород в стратиграфическом разрезе обусловлен появлением аутигенных магнитных сульфидов железа (пирротин, грейгит), которые формируются обычно в восстановленной среде глубоководных застойных зон. В таких случаях по вариации петромагнитных кривых можно судить о смене геохимических обстановок в палеобассейнах, которые в свою очередь во многом обусловлены колебательными движениями морского дня. В последние годы для глобальных палеогеографических реконструкций широко используют данные палеомагнетизма. Как известно, магнитный и географический полюсы Земли в настоящее время занимают близкое пространственное положение, можно полагать, что они были близки и в прошлые эпохи. Отсюда, вычисляя координаты палеомагнитных полюсов в определенные отрезки геологического времени, исследователь получает возможность определять с известным допущением положение древних географических полюсов, и сеть древних географических широт. Эти данные в совокупности с геологическим материалами могут быть использованы при построении палеогеографических карт.

По скоростным параметрам распространения волн выделение сейсмофаций. Есть целая система тестов, которая позволяет выделить фации прибрежных равнин, дельт, мелководных шельфов, островных поднятий, абиссальных и батиальных равнин.

№3 Классификация тектонических движений, их свойства и особенности проявления

См. Билет №6

Билет №10

№1 Основные и вспомогательные стратиграфические подразделения. Понятие о стратотипической местности

Стратотипическая местность (страторегион) — район, в котором находятся стратотип и разрезы, дополняющие его характеристику.

Основные стратиграфические подразделения

Общие Региональные Местные

Акротема Горизонт Комплекс

Эонотема Слои с географическим названием Серия

Эратема Свита

Система Пачка

Отдел

Ярус

Раздел

Хронозона

Звено

Ступень

Специальные стратиграфические подразделения

Морфолитостратиграфические: органогенные массивы, олистостромы(гравитационные), клиноформы, стратогены.

Биостратиграфические: биостратиграфические зоны различных видов, ареальные зоны, вспомогательные подразделения (слои с фауной или флорой).

Климатостратиграфические: климатрлит, стадиал.

Магнитостратиграфические: магнитозоны различного ранга.

Сейсмостратиграфические: сейсмокомплексы.

№2 Фации и тектонические движения земной коры

Фации - это одновозрастные части одного и того же стратиграфического подразделения, сформировавшиеся в разных условиях (или определенный тип горных пород, возникший в определенных физико-географических и физико-химических условиях). Они бывают континентальные, морские и переходные.

Континентальные фации – фации, образующиеся в условиях водной среды континента или формирующиеся непосредственно в наземных условиях.

Морские фации - толщи осадочных горных пород, содержащие различные отложения: терригенные, хемогенные, органогенные морского генезиса.

Переходные фации – фации, образующиеся в областях, переходных от моря к суше, - лагунах, заливах, эстуариях.

Тектонические движения классифицируются по времени проявления (современные, новейшие и древние), по направленности (вертикальные и тангенциальные) и по своей интенсивности (эпейрогенические и орогенические).

Орогенические движения, свойственные складчатым областям, отличаются интенсивностью, большими амплитудами, вызывают сложные дислокации горных пород и сопровождаются активным магматизмом.

Эпейрогенические колебательные движения проявляются в устойчивых платформенных областях. Отличаются незначительными амплитудами и формируют пологие простые структуры.

Современные движения изучаются инструментально, новейшие, преимущественно с помощью геоморфологических методов по особенностям рельефа. Наиболее сложная задача – это изучение древних движений.

При восстановлении характера и интенсивности тектонических движений исходят из полноты стратиграфического разреза, а также из анализа особенностей залегания, литологического состава и мощностей толщ горных пород. Важнейшим результатом орогенических движений являются угловые несогласия.

Важнейшим результатом эпейрогенических движений являются изменение характера осадконакопления (что запечатлевается в вещественном составе отложений) и стратиграфические несогласия. При анализе разрезов на основе литологических и палеонтологических признаков в общих чертах восстанавливаются условия осадконакопления во времени (например, континентальных морскими), можно сделать вывод о трансгрессиях и регрессиях моря, в основе которых обычно лежат эпейрогенические движения отрицательного знака или положительного. Эпейрогенические движения положительного знака могут привести к тому, что процессы осадконакопления сменяются процессами размыва. В результате этого из разреза выпадает толща слоев соответствующего возраста. При последующих погружениях более молодые отложения располагаются на размытой поверхности более древних, т.е. образуется стратиграфическое несогласие. Анализ стратиграфических несогласий является важным моментом при восстановлении эпейрогенических движений.

№3 Геосинклинали. Строение и развитие геосинклиналей. Отложения геосинклиналей

Согласно классической теории платформы и складчатые области возникают в процессе длительного развития подвижных зон земной коры, именуемых геосинклиналями. Последние возникают на границах океанов и континентов и характеризуются интенсивными тектоническими движениями, магматизмом и складчатостью, накоплением мощных вулканогенных и осадочных толщ, широко развитыми процессами метаморфизма.

На начальных стадиях геосинклинального развития преобладают процессы растяжения и прогибания земной коры и обширные трансгрессии. Во внутренних частях геосинклинальных областей (эвгеосинклиналях) происходят массовые излияния базальтовой магмы, накопление туфов и кремнистых толщ. Во внешних зонах (миогеосинклиналях) идет накопление мощных терригенных и карбонатных толщ. В конце первого, собственно геосинклинального этапа, начинаются воздымания, отступление морей, заложение многочисленных островов, массовые излияния лав среднего состава и внедрение многочисленных интрузий. На втором этапе, в результате активных дислокаций возникают сложные системы складок, породы претерпевают региональный метаморфизм. В результате возникает крупное центральное поднятие, постепенно закрываются прогибы и геосинклиналь превращается в складчатую область.

В орогенную стадию развития территории преобладают процессы эрозии, седиментация сосредотачивается в узких предгорных и межгорных прогибах, где формируются мощные молассовые толщи. Ранниемолассы образуются угленосными и соленосными осадками. Для поздних моласс, возникающих на конечных стадиях орогенного процесса, характерны грубообломочные несортированные осадки.

В орогенную стадию происходит внедрение крупных гранитных интрузий – батолитов. С постепенным затуханием тектонической деятельности подвижная складчатая область переходит в платформенную стадию развития.

Билет 11

1. Геохронологическая таблица, ее роль в изучении земной коры. Индексы и окраска в геохронологии и геологическом картировании.

2. Литологические и биономические особенности континентальных фаций.

Континентальные фации очень разнообразны и изменчивы как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. В континентальных фациях мало органических остатков, в основном это кости позвоночных, пыльца и оболочки спор растений. В них широко распространены окисные соединения железа, придающие осадкам красно-бурую окраску.

Существуют две группы континентальных фаций:

• Флювиальные — образующиеся в условиях воднойсреды (речные,озёрные,болотныеи др.);

• Образующиеся на суше, в наземных условиях (эоловые,гравитационные,элювиальныекоры выветривания,флювиогляциальныеи др.).

ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ФАЦИЙ

• Брекчии в морских условиях образуются в зонах прибоя, возникают так же при разрушении рифовых построек. В наземных условиях формируются при осыпях, обвалах и в руслах временных потоков.

• Конгломераты и галечники накапливаются в руслах рек, дельтах и волноприбойных зонах морей и крупных озер, формируются на глубинах не более 10-15 м.

• Пески накапливаются в зонах морского и озерного мелководья, руслах и дельтах рек и конусах выноса временных потоков. В последнем случае они характеризуются плохой окатанностью и сортировкой зерен и содержат значительную примесь глинистых частиц. Эоловые пески отличаются мелкими, хорошо окатанными зернами однородного состава.

• Глины в неморских условиях образуются в корах выветривания, озерах, поймах и старицах рек. Морские глины формируются на самых разных глубинах – от литорали до абиссали. Их разделение по условиям образования приходится проводить при обязательном учете текстурных, геохимических, минералогических и палеонтологических признаков.

• Известняки являются продуктами морской седиментации, реже накапливаются в лагунах и крупных озерах аридных областей. Для относительно мелководных (40-200 м) зон характерны скопления органогенных известняков.

• Мел состоит из остатков морских микроорганизмов и формируется из карбонатных илов в тепловодных морях на глубинах до 250-300 м.

• Доломиты, гипсы, каменные соли образуются в водоемах повышенной солености – заливах, озерах и лагунах аридных областей.

• Кремнистые породы. В современных океанах кремниевые илы накапливаются лишь в абиссальных зонах на глубинах > 4000 м, где растворяется практически весь карбонатный материал. Материалом для них служат кремниевые оболочки диатомовых водорослей (диатомиты), часть кремнистых пород имеет биогенно-хемогенное происхождение (опоки, трепелы) или возникает за счет растворенного кремнезема, связанного с подводными вулканами.

• Марганцевые и железные руды осаждаются в прибрежно-морском мелководье при смешении морских и речных вод. Известны также озерные железные руды, образование которых происходит в условиях гумидных ландшафтов.

• Угли. Образуются из ископаемых растительных остатков в условиях приморских и озерно-аллювиальных равнин в условиях влажного климата. Морские (паралические) угли образуют относительно тонкие выдержанные пласты; озерно-аллювиальные (лимнические) угли образуют невыдержанные линзы.

БИОНОМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ФАЦИЙ

Ископаемые организмы дают ценную информацию о генезисе вмещающих пород, а также об условиях, в которых протекали процессы осадконакопления.

Наличие костей наземных позвоночных, раковин пресноводных моллюсков и остракод, наземных растений указывает на неморские условия седиментации. В породах морского происхождения присутствуют фораминиферы, аммониты, морские ежи и лилии, брахиоподы, белемниты и пр. В прибрежно-морских фациях наряду с морскими ископаемыми иногда встречаются остатки наземных растений и позвоночных животных, снесенные в океан реками.

О физико-географических условиях палеобассейна свидетельствует характер палеобиоценозов – сообществ древних организмов. Разнообразный видовой состав и обилие фауны свидетельствует в целом о благоприятных физико-химических условиях: нормальной солености, хорошей освещенности и оптимальных температурах палеобассейнов.

Объединенные комплексы с преобладанием узкой группы эврифациальных видов, наличие мелких угнетенных форм указывают в целом на неблагоприятную физико-химическую обстановку: повышенную соленость и мутность воды, дефицит кислорода и т.д.

Весьма информативна в биономическом отношении морфология раковин. Грубые толстостенные формы указывают на мелководную, динамически активную среду обитания. Тонкостенные скульптированные раковины свойственны спокойным глубоководным участкам бассейна.

3. Движения вертикальные или эпейрогенические. Методы реконструкции эпейрогенических движений.

ЭПЕЙРОГЕНИ́ЧЕСКИЕ ДВИЖЕ́НИЯ (эпейрогенез) — медленные поднятия и опускания обширных площадей земной коры, не вызывающие изменений их структуры. Термин был введен в 1890 году американским геологом Г. Джильбертом. Вертикальные движения имеют названия радиальных. Такие движения выражаются в систематическом поднятии (либо опускании) литосферных плит. Зачастую радиальные движения земной коры происходят в качестве последствия сильных землетрясений.

Методами изучения этих движений являются: 'анализ стратиграфического разреза, фациально-палеографический анализ мощностей, анализ перерывов и несогласий, структурный анализ, палеомагнитный, формационный анализы. Они позволяют восстановить вертикальные движения.

1) Анализ стратиграфического разреза позволяет проследить тектонические движения небольшого участка земной коры в течение длительного времени. Исходным материалом для анализа является стратиграфический разрез (колонка), который необходимо исследовать с позиций изменения обстановки накопления пород в их стратиграфической последовательности. Изучая вещественный состав, структурные и текстурные особенности пород, заключенные в них окаменелости, удается выделить типы отложений, которые накапливаются на различных гипсометрических уровнях относительно уреза воды морского бассейна и соответственно охарактеризовать обстановку осадконакопления. Отрицательные тектонические движения в условиях стабильного выноса обломочного материала в бассейн приводят к углублению его дна и смене вверх по разрезу мелководных отложений более глубоководными. Наоборот, положительные тектонические движения приводят к обмелению бассейна и смене по разрезу глубоководных отложений мелководными, наземными и далее размывом ранее накопившихся отложений. Отрицательные тектонические движения способствуют развитию морских трансгрессий, а положительные вызывают регрессию.

2) Литолого-палеогеографический анализ. Анализ литолого-палеогеографических карт позволяет судить о направленности движений и распределении прогибов и поднятий на площади. Обычно области аккумуляции отложений соответствует отрицательная структура, области денудации - положительная. В связи с дифференцированностью движений на фоне крупной отрицательной структуры могут выделяться участки относительных поднятий с морскими мелководными отложениями среди более глубоководных. Такой участок представляет собой подводное поднятие - отмель и может соответствовать растущей антиклинальной структуре. Участок распространения относительно глубоководных отложений среди мелководных должен отвечать впадине на дне бассейна.

Обычно характер тектонических движений более отчетливо выявляется при анализе литолого-палеогеографических карт, составленных для нескольких последовательных отрезков времени.

3) Анализ мощностей. На участках ускоренного прогибания накапливаются осадки большей мощности, на участках замедленного прогибания - меньшей мощности, в областях воздымания - мощности равны нулю.

Данные о мощностях одновозрастных отложений наносят на карты; точки равных мощностей соединяют линиями - изопахитами. По картам с изопахитами можно судить о распределении участков относительных прогибов и поднятий. Однако анализ мощностей необходимо совмещать с анализом фациальной обстановки накопления осадка, т.к. он применим только для определенных условий осадконакопления, когда скорость прогибания ложа компенсируется скоростью накопления на нем осадков. В случае декомпенсированного разреза в течение огромных промежутков времени может накопиться незначительный по мощности слой осадка.

4) Анализ перерывов и несогласий. Положительные тектонические движения в стратиграфическом разрезе выражаются сменой относительно глубоководных отложений мелководными, мелководных — прибрежными и континентальными. В таком случае, если эти движения привели к подъему накопившихся осадков выше уровня моря, начинается их размыв. При последующем погружении новая серия осадков ложится на размытую поверхность, которая называется поверхностью перерыва или поверхностью несогласия. Эти поверхности фиксируются выпадением из нормальной последовательности тех или иных стратиграфических подразделений, присутствующих там, где положительные движения не проявлялись. Если отложения выше и ниже поверхности, фиксирующей перерыв в осадконакоплении, залегают с одинаковыми углами наклона (стратиграфическое несогласие), можно говорить о медленных положительных движениях, охвативших большие площади. Если наблюдаются резко отличные углы наклона (угловое несогласие), то ранее накопившиеся осадки к моменту нового погружения и осадконакопления испытали складкообразование, могли быть нарушены разрывами. Глубина размыва подстилающей толщи и продолжительность перерыва в осадконакоплении свидетельствуют об амплитудах тектонических движений, приведших к несогласию между толщами пород. Толщи пород, отделенные от подстилающих и покрывающих отложений поверхностями угловых несогласий, называются структурными этажами. Каждый структурный этаж отвечает естественному историко-тектоническому этапу развития территории, который начался трансгрессией и осадконакоплением во время отрицательных движений и завершился подъемом территории и складчатостью. Каждый структурный этаж характеризуется специфичными формами залегания слоев. Специально для тех, кто хочет забронировать отель по выгодным ценам в считанное время, а главное дешево и качественно, предлагаем посетить интернет-ресурс Ducktour.ру воспользоваться гибкой системой booking.

5) Структурный анализ имеет важное значение при изучении горизонтальных движений, так как позволяет качественно и количественно оценить величину горизонтальных движений во время деформации слоев. Если мысленно распрямить слой, смятый в складки, образовавшиеся при боковом сжатии, протяженность такого выпрямленного слоя будет соответствовать первоначальной ширине прогиба до момента деформации слоя. Разность между суммой длины крыльев складок и суммой ширины тех же складок составит величину горизонтального сжатия слоя. Пользуясь графическим способом или геометрическими формулами, можно оценить амплитуду горизонтальных движений, приведших к образованию складок.

6) Палеомагнитный анализ. Способность горных пород намагничиваться во время своего образования в соответствии с направлением геомагнитного поля и сохранять эту намагниченность позволяет не только создать палеомагнитную геохронологическую шкалу, но и использовать данные палеомагнитного анализа для выявления горизонтальных тектонических движений. Определив среднее направление намагниченности пород определенного возраста, взятых из какого-либо пункта на поверхности Земли, можно рассчитать положение магнитного полюса того времени в координатах. Исследуя породы в их стратиграфической последовательности, по координатам вычерчивается траектория относительного перемещения полюса за время, соответствующее изученному интервалу стратиграфического разреза. Проделав такое же исследование по образцам, взятым из другого пункта, вычерчивается траектория перемещения полюса относительно пункта за тот же период времени.

Если обе траектории совпадают по форме, то обе точки сохранили постоянное положение относительно полюсов. Если траектории не совпадают, то обе точки по-разному изменили свое положение относительно полюса. Так, например, траектории движения Северного полюса, рассчитанные для территории Северной Америки и для Европы за последние 400 млн. лет, существенно отличны. Это позволяет сделать вывод о горизонтальных перемещениях континентов в указанное время.

7) Формационный анализ является методом исследования строения и истории развития земной коры на основе изучения пространственных взаимоотношений ассоциаций горных пород - геологических формаций.

Различают три типа формаций: осадочные, магматические и метаморфические. При изучения формаций выделяют главные (обязательные) и второстепенные (необязательные) члены ассоциации. Главные члены ассоциации характеризуют определенную формацию, т.е. устойчивую ассоциацию, повторяющуюся в пространстве и во времени. По названию главных членов ассоциации дается название формации. Набор второстепенных членов подвержен существенным изменениям. В зависимости от вещественного состава типы формаций делятся на группы. Например, среди осадочных формаций можно выделить группы глинисто-сланцевых, известняковых, сульфатно-галогенных, кремнистых, мелкообломочно-кварцевых, мелкообломочных полимиктовых и др.; среди вулканогенных - группы базальтово-диабазовых (трапповых), липарито-дацитовых, андезитовых формаций и др.

Главными факторами, определяющими формирование устойчивых ассоциаций осадочных горных пород, являются тектонический режим и климат, а магматических и метаморфических пород - тектонический режим и термодинамическая обстановка. В зависимости от тектонического режима выделяются три класса формаций: платформенный, геосинклинальный, орогенный. Большинство осадочных формаций могут служить надежными индикаторами тектонического режима. Например, формации мергелисто-меловые, каолиновых глин, кварцевых песчаников, глинисто-опоковая свидетельствуют о платформенном режиме осад-конакопления, а осадочные флишевые, кремнисто-карбонатные, кремнисто-сланцевые, яшмовые формации являются индикаторами геосинклинального режима. Широкое развитие осадочных грубообломочных формаций указывает на орогенный режим.

Еще более определенное заключение о тектонических режимах можно сделать на основе анализа магматических формаций, если иметь в виду, что ряд пород: основные - средние - кислые щелочные соответствуют последовательности развития магматических извержений при смене геосинклинального режима орогенным и далее платформенным.

Площади распространения определенных формаций контролируются тектоническими структурами, развитием которых обусловлено пространственное ограничение формаций. Поэтому, изучая закономерности распространения формаций в пространстве, мы тем самым устанавливаем размещение тектонических структур во время образования формаций. Эволюция тектонического режима приводит к последовательной смене в разрезе геологических формаций. Располагая данными об условиях формирования комплексов горных пород, сменяющихся по вертикали, можно сделать вывод об изменении тектонического режима.

Так, например, если мощная толща флишевых формаций с характерными тонкими, закономерно ритмично переслаивающимися пластами песчаников, алевролитов и аргиллитов, перекрыта толщей грубообломочных морских и континентальных отложений - молассами, делается вывод, что геосинклинальные условия сменились орогенными. Этот вывод основан на существующих представлениях о тектонических условиях накопления флишевых и молассовых формаций.

Анализ формаций дает возможность классифицировать тектонические структуры, выделяя , их особые типы, например, типы прогибов. Повторяемость типичных формаций в пространственно разобщенных структурах позволяет наметить общую этапность в истории тектонического развития структур, сравнить наборы формаций близких по типу структур разного возраста и т.д.

4. Особенности докембрийского этапа. Стратиграфические единицы докембрия. Главнейшие черты формирования земной коры в архее и раннем протерозое.

См. таблицу по тектонике.

Главнейшие черты формирования земной коры в архее и раннем протерозое.

Охватывает архейский и протерозойский эоны. Начало этапа ~4.5 млрд. лет, верхняя граница- 570 млн. лет. Архей подразделяют на ранний и поздний, а протерозой на: ранне-среднепротерозойскую и позднепротерозойскую эры. Поздний протерозой еще называют рифеем. На рубеже с палеозоем выделяют стратиграфическое подразделение- венд (соответствует периоду).

Развитие гидросферы и атмосферы и органического мира.

Состав первичной гидросферы - HCl, HF, H2S, CO2, SiO2 и др., ph=1-2 (очень кислая среда). На рубеже нижнего и верхнего архея возрастает ph, появляются хлориды K, Na, Mg, Ca. Состав воды - хлоридно-карбонатный.

Состав первичной атмосферы - CO2, H2S, NH4, CH4, HCl. Температура ~65-80о, давление высокое.

Первыми организмами считаются бактерии и сине-зеленые водоросли. Наиболее древние находки найдены в Австралии, возраст их 3.5 млрд. лет.

На рубеже ~ 3.0 млрд. лет (т.е. на границе нижнего и верхнего архея) появляется свободный кислород. Его появление способствует накоплению свободного азота- начинается эволюция атмосферы и гидросферы. К концу докембрийского этапа в атмосфере снижается содержание СО2 и возрастает О2+N2.

Гидросфера становится хлоридно-карбонатно-сульфатной.

На рубеже архея и протерозоя появляются грибы, в рифее - примитивные многоклеточные, а в конце протерозоя начинается развитие бесскелетных организмов- черви, медузы, полипы.

Развитие земной коры рассмотрим как параллельное формирование комплекса пород и структурных элементов.

Предполагают, что в раннем архее в обширных прогибах происходило излияние лав базальтов и образование железокремнистых пород. Это были прообразы геосинклиналей - протогеосинклинали. В результате метаморфизма первичные породы превратились в амфиболиты, гранулиты, гнейсы и др., а затем подверглись гранитизации. В результате этого образовались гранитогнейсовые купола, давшие начало формированию континентальной коры.

В верхнем архее в геосинклинальных условиях продолжается вулканизм и накопление осадочных пород, более разнообразных по составу - конгломераты, аркозовые песчаники, глинистые сланцы и железистые кварциты. Породы претерпели зеленокаменный метаморфизм, внедрение калиевых гранитов и превратились в зеленокаменные пояса, которые совместно с гранитогнейсовыми куполами стали прообразами древних платформ - протоплатформы.

В раннем протерозое формируется 2 типа комплексов пород.

1 тип - сильно метаморфизованные вулканогенные (основного и кислого составов) и осадочные (терригенные) толщи, образующие узкие линейные зоны. Эти зоны подверглись интенсивному смятию и интрузиям магм от основного до кислого состава (Бушвельдский дифференцированный массив в Ю.Африке). К концу раннего протерозоя эти толщи и блоки архейских пород были охвачены мощной гранитизацией и термальной проработкой (образование гранитов-рапакиви). Эти процессы спаяли воедино блоки архейских и раннепротерозойских пород. Таким образом, сформировался фундамент древних платформ, который некоторые геологи рассматривают как единый суперматерик- Пангея I.

2 тип комплексов пород формировался на обширных впадинах, представлен конгломератами и песчаниками. Этот комплекс пород залегает несогласно на архейских толщах, метаморфизован слабее 1 типа. Все это указывает на формирование платформенного чехла.

В верхнем протерозое происходили события, которые подготавливают последующие этапы формирования Земной коры. В чем это заключается?

На фундаменте древних платформ начинает формироваться осадочный чехол.

Начинается раскол суперматерика Пангея-I. В северном полушарии образовались платформы - Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, а в южном полушарии находилась одна суперплатформа - Гондвана.

Между этими платформами начинают развиваться геосинклинальные пояса - Атлантический, Средиземноморский, Палеоазиатский, Тихоокеанский.

На платформах происходит заложение авлакогенов, заполненных терригенными осадками. Здесь же происходило извержение базальтов.

На рубеже рифея и венда проявился байкальский этап складчатости.

Что можно сказать о палеогеографии докембрия? По отдельным признакам предполагают, что рельеф в докембрии был равнинным или слабо холмистым. Климат: в архее был парниковый эффект и ультрафиолетовое облучение; в протерозое начинает формироваться климатическая зональность, но границы зон и их положение не устанавливаются, в раннем протерозое произошло 2 оледенения, а в венде оледенение было повсеместным.

Образование полезных ископаемых связано с грандиозными по масштабам процессами магматизма и метаморфизма.

Огромные запасы Fe руд сосредоточены в железистых кварцитах (джеспилитах). Это - КМА, Кривой Рог, Канада и т.д.

С метаморфическими комплексами пород связаны месторождения слюд (мусковита и флогопита) в Карелии, Сибири, Индии, Бразилии.

С интрузиями ультраосновного и основного составов связано образование месторождений Платины, Хромита в Ю.Африке (Бушвельдский и Великая Дайка), Cu-Ni - Печенга, Мончегорское, Ю.Африка, С.Америка

С осадочными породами формировались месторождения:

осадочных Fe руд (Бакальская группа, Ю.Якутия и др.),

медистых песчаников (Удокан, Ю.Африка),

Au-конгломератов с U- Витватерсранд, Блайнд-Ривер (Канада),

Mn руды - ЮАР, Гана, Индия

Нефтеносные горизонты Лено-Тунгусской впадины- самые древние вендского возраста.

Итоги развития Земной коры в докембрии

1.Сформировался гранитный слой и началось образование осадочного слоя.

2.Образование устойчивых участков- докембрийских платформ и подвижных геосинклинальных поясов.

3.Изменение химического состава гидросферы и атмосферы.

4.Развитие многоклеточной бесскелетной фауны (преобладали кишечнополостные), появляется возможность использовать биостратиграфические методы определения возраста пород.

5.Особенности осадконакопления- образование железистых кварцитов и доломитов.

Билет 12

1. Типы стратиграфических единиц и критерии их выделения.

Критерии расчленения и определения ранга стратиграфических подразделений основываются на особенностях эволюции земной коры и органического мира, населявшего земную поверхность.

Эволюция земной коры и ее поверхности выражалась в периодичности усиления и ослабления тектонических движений разного ранга, развитии трансгрессии и регрессий Мирового океана, других изменениях физико-географических условий земной поверхности. Факторы, изменяющие состав органического мира и определяющие его этапность, тесно связаны как с собственно биологическим процессом, так и с особенностями расселения и вымирания групп организмов под влиянием изменения условий окружающей среды. Для определения рубежей стратиграфических единиц главное значение должны иметь факторы, обусловливающие эволюцию земной коры. Однако при расчленении разрезов или периодизации событий чаще всего используются более ярко и наглядно выраженные, быстро протекающие и к тому же необратимые проявления эволюции органического мира. Поэтому именно эволюция органического мира составляет основу геологической периодизации.Это связано с тем, что палеонтологические данные многочисленны и многообразны. Они отражают этапы развития органического мира в строго определенное время, в конкретном месте и одновременно показывают необратимость эволюционного развития организмов. В связи с этим палеонтологические данные — не только главная, но и, что самое важное, доступная основа для относительной геохронологии и стратиграфической корреляции. Таким образом, любое стратиграфическое подразделение — от самого крупного, глобального до местного — должно отвечать определенному этапу развития Земли или отдельного ее региона. 'Стратиграфические единицы являются реальными геологическими телами, состоящими из комплекса горных пород, обладающих характерным вещественным составом и сформировавшихся в определенный этап развития земной коры. Между собой эти этапы могут различаться по характеру и продолжительности геологических событий. Стратиграфия и относительная геохронология неразрывно связаны между собой и поэтому стратиграфическую классификацию нельзя рассматривать в отрыве от классификации геохронологической. Обе они отражают один и тот же исторический процесс развития Земли. Тем не менее вследствие неполноты геологической летописи и недостаточного знания всех геологических событий, а также неоднозначности их расшифровки на практике существуют две самостоятельные шкалы: стратиграфическая и геохронологическая. Стратиграфическая шкала отражает последовательность отложений, расчленение их на отдельные стратиграфические единицы, выражает их временной объем и соподчиненность. Геохронологическая шкала показывает длительность и последовательность основных этапов развития земной коры и Земли. Обе эти шкалы свидетельствуют об общем ход& и результатах единого закономерного процесса формирования земной коры. Каждому стратиграфическому подразделению соответствует геохронологическое, и в свою очередь любое стратиграфическое подразделение должно быть хроностратиграфическим. Стратиграфическая шкала базируется на реально наблюдаемой в природе последовательности горных пород в конкретных разрезах, на вещественном составе слоев и напластований, на соотношениях между собой групп слоев и на их пространственных изменениях, на составе и особенностях заключенных в них остатков животных и растений. Основываясь на вещественном составе горных пород, на их структурно-текстурных особенностях, на морфоанатомическом строении ископаемых органических остатков, условиях их нахождения и степени сохранности, геологи от реально наблюдаемых фактов переходят к более широким обобщениям о характере тех или иных явлений и событий, особенностях осадконакопления, среде обитания организмов и условиях их захоронения. Разумеется, геологи не могут напрямую наблюдать особенности древних областей осадконакопления, в частности непосредственно измерять глубину и соленость морского бассейна, температуру и влажность воздуха древних геологических эпох, но могут делать достаточно надежные выводы об этих и других параметрах древней геологической среды на основе тщательного анализа геологического разреза с применением различных современных физических методов исследования горных пород и ископаемых организмов. Отсюда следует, что стратиграфическая шкала базируется, с одной стороны, на исследовании реально наблюдаемых объектов и на их особенностях, т. е. на основе реально существующих фактов, а с другой — на выводах и обобщениях, построенных в результате строгого анализа этих фактов. Вся история Земли представляется как смена эволюционных и революционных этапов. Эта особенность отражается и в периодичности геологических процессов и в эволюции органического мира. Крупным этапам развития Земли соответствуют и этапы развития органического мира. Исходя из этого границы различных по рангу историко-геологических этапов принимают за естественные рубежи, по которым проводят границы выделяемых стратиграфических единиц. Сами эти единицы следуют друг за другом в хронологическом порядке, отражая объективный ход исторического процесса развития Земли.

Существуют следующие критерии геологической пе-

риодизации и выделения стратиграфических единиц:

1) этапность в ходе эволюции органического мира;

2) периодическая изменчивость процессов осадконакопления и денудации;

3) палеогеографические критерии (изменение ландшафтно-климатических условий);

4) степень активности и характер проявления магматической деятельности и процессов метаморфизма;

5) проявление крупных тектонических движений и деформаций.

Перечисленные явления взаимосвязаны и отражают единый процесс развития Земли. Но, как указывалось выше, из всех геологических процессов развитие органического мира наиболее ярко и наглядно отражает необратимость развития Земли. Поэтому в позднем докембрии и фанерозое изменчивость органического мира выступает в качестве основного и объективного критерия при выделении стратиграфических единиц, корреляции разрезов и определении таксономического ранга стратиграфических подразделений.

2. Современные обстановки осадконакопления и группы фаций.

На Земле существует ограниченное число географических обстановок со своими особенностями осадконакопления. Их аналоги удается обнаружить и при палеогеографических реконструкциях. Выделяют три главных типа седиментации: морской, континентальный и переходный.

МОРСКАЯ СЕДИМЕНТАЦИЯ

Морские отложения составляют основную массу современного осадочного материала и чрезвычайно разнообразны в фациальном отношении. На распределение фаций влияет близость береговой линии, рельеф дна, глубина бассейна, геохимическая обстановка и т.д. Все морские фации подразделяют на прибрежные, мелководные, умеренно-глубоководные и весьма глубоководные. Первые две группы фаций сосредотачиваются обычно в пределах подводных окраин материков на глубинах до 200 м (шельфах).

Умеренно-глубоководные фации (200-3000 м) приурочены к материковому склону (батиали), глубоководные (> 3000м) – к области океанического дна (абиссали).

Прибрежные фации (литораль) характерны для зоны действия приливов и отливов. По высоте она достигает 15-16 м, ширина литоральной зоны, в зависимости от рельефа, колеблется от нескольких метров до 3-5 км. Осадки обычно терригенные. У крутых обрывистых берегов это грубообломочный материал с толстостенным прирастающим и присасывающимся бентосом.

При более пологом дне на литорали формируются пески, гравий, мелкие галечники, образуются береговые валы из битой ракуши и растительных остатков. На плоских низменных побережьях накапливаются глинистые илы, возникают мангровые заросли, дающие начало торфяникам.

Мелководные фации. Ширина шельфовых зон может достигать сотен километров, их фации чрезвычайно разнообразны и включают обломочные, хемогенные, органогенные и смешанные осадки, распределение которых определяется положением береговой линии, рельефом дна и гидродинамикой вод (в основном подводными течениями).

Терригенные осадки в прибрежной части шельфа представлены чаще сортированными кварцевыми песками со сложной слоистостью и толстостенной фауной. С удалением от берега начинают преобладать тонкодисперсные осадки – алевриты и глины.

Органогенные осадки (мел, известняки) формируются на глубинах от 40-50 м до 200-300 м из остатков фораминифер, наннопланктона (водорослей), мшанок, кораллов и пр. Непременное условие их образования – чистые воды, отсутствие значительных масс терригенного материала и теплый климат.

Хемогенные осадки (железные и марганцевые руды, фосфориты и пр.) образуются путем коагуляции коллоидов вследствие резкого повышения щелочности среды (рН) в зоне смешения морских и речных вод. Растворенные карбонаты выпадают в осадок при понижении температуры или вследствие повышения концентрации СО.

Умеренно-глубоководные фации батиальной зоны представлены в основном тонкими органогенными и глинистыми илами. На крутых склонах часто возникают подводные оползни, активно действуют здесь и мутьевые потоки, формирующие громадные массы плохо сортированных, «мусорных» осадков. В зонах действия активных придонных течений формируются пески и галечники.

Органическая жизнь батиали бедна, бентосные формы здесь малочисленны, фауна обладает хрупким скелетом с многочисленными шипами, иглами и пр. В илистых осадках сохраняются лишь раковинки наннопланктона. В осадках современных тепловодных зон доминируют организмы с известковым скелетом (фораминиферы, кокколитофториды), в бореальных областях доминирует микрофауна с кремнистым скелетом (диатомеи, радиолярии).

Глубоководные фации абиссальной зоны. Осадки глубоководного (> 3000 м) ложа океана формируются путем осаждения материала из истинных и коллоидных растворов в результате биогенных и химических процессов. Частично материал в глубоководные илы поступает за счет осаждения остатков планктона, в зонах активного подводного вулканизма аккумулируются значительные массы тонкого пеплового материала и металлоносных осадков. В прежние геологические эпохи в зонах активного вулканизма шло активное формирование кремней и яшм. Седиментация в абиссальных зонах идет низкими темпами (1 мм за 1 тыс. лет), широко развиты здесь известковые (на глубинах до 4000 м) и кремнистые илы, глубоководные «красные глины» и железомарганцевые конкреции.

КОНТИНЕНТАЛЬНАЯ СЕДИМЕНТАЦИЯ

На суше, где преобладают процессы размыва, седиментация протекает на ограниченных территориях: в долинах рек, озерах, болотах, пустынях, ледниковых областях, предгорных и межгорных впадинах и в пределах аккумулятивных равнин.

Континентальные фации разнообразны в генетическом отношении, быстро сменяются по простиранию и в разрезе. Мощности континентальных осадков, в большинстве случаев, невелики, но в межгорных впадинах могут достигать нескольких километров. Преобладают среди них терригенные образования, хемогенные о биогенные осадки на континентах крайне редки. Органические остатки в континентальных фациях представлены насушной растительностью, пресноводными и солоноватоводными моллюсками, наземными позвоночными.

Краткая фациально-литологическая характеристика основных генетических типов континентальных осадков приводится ниже.

Элювий. В зонах с умеренно-влажным климатом представлен продуктами механического разрушения материнских пород. В условиях жаркого влажного климата на равнинах формируются мощные коры выветривания.

Аллювий русловых фаций представлен косослоистыми песками, галечниками. Пойменный аллювий образуется обычно алеврито-глинистым, реже мелкозернистым песчаным материалом с горизонтальной слоистостью. В старицах отлагаются глины и торфа.

Пролювий сложен, как правило, плохо сортированным обломочным материалом. В молассах предгорных и межгорных впадин валунный материал нередко погружен в неслоистую алевритово-глинистую массу.

Делювиальные отложения разнообразны по составу. На пологих склонах в пределах равнин формируются супеси и суглинки, на горных склонах – это осыпи щебня и крупных глыб.

Озерные (лимнические) осадки в гумидных областях образованы, в основном, песками, алевритами и глинами. Очень редки озерные мергели, хемогенно-железные и марганцевые руды, переотложенные бокситы. Отмирающие озера заполняются сапропелевыми илами, которые дают начало торфяникам.

В аридных областях озера бессточные минерализованные, в них из перенасыщенных растворов формируются карбонаты, гипсы, соли.

Ледниковые (гляциальные) отложения объединяют сложный комплекс собственно гляциальных, флювио-гляциальных и озерно-гляциальных фаций. Ледниковые морены сложены валунами о обломками плотных коренных пород, погруженных в неслоистую плохо сортированную песчано-глинистую массу. Эти породы принято называть моренными суглинками.

Флювио-гляциальные отложения – это образования краевых частей морен, представленные скоплениями валунно-галечного материала. При удалении от морены водные потоки формируют пески со сложной перекрестной слоистостью. Озерно-ледниковые осадки представлены ленточными глинами с тонкой сезонной слоистостью.

Эоловые отложения слагают барханы в пустынях и прибрежно-морские дюны. Представлены они хорошо окатанными кварцевыми песками.

Седиментация переходных областей

Области перехода от материка к океану обладают особенностями как морской, так и континентальной седиментации. К ним относятся дельты, эстуарии, лагуны.

Дельты – приустьевые участки рек в конечных водоемах стока. В субаквальной (подводной) части дельты, близ береговой линии, доминируют косослоистые пески, которые по мере удаления от берега сменяются алеврито-глинистыми осадками.

Дельтовые фации обогащены растительным дендритом, фауна в них бедна, смешанного аллювиально-морского состава.

Эстуарии – затапливаемые приливами участки речных долин. По набору осадков близки к дельтам. В верхней части эстуариев преобладает аллювий, в нижней – морские осадки.

Лагуны – мелководные удлиненной формы заливы, отделенные от моря песчаными барами или рифами, весьма разнообразны по набору осадков. В лагунах гумидных областей осаждаются пески и алевропелиты, образуются торфяники, иногда железные руды. Фауна в лагунах угнетена, а в аридных зонах вообще отсутствует.

В условиях жаркого сухого климата возникают солеродные лагуны, где в зависимости от растворимости из растворов последовательно выпадают: известняки, доломиты, сульфаты и хлориды.

3. Основные черты геологического строения океанов. Пассивные и активные окраины и их геолого-геофизические характеристики.

В строении океанов выделяют участки по степени тектонической подвижности, которая выражается в проявлениях сейсмической активности. По этому признаку выделяют:

• сейсмически активные области (океанские подвижные пояса),

• асейсмические области (океанские котловины).

Подвижные пояса в океанах представлены срединно-океаническими хребтами. Протяженность их до 20000 км, ширина - до 1000 км, высота достигает 2-3 км от дна океанов. В осевой части таких хребтов почти непрерывно прослеживаютсярифтовые зоны. Они отмечаются высокими значениями теплового потока. Срединно-океанические хребты рассматриваются как участки растяжения земной коры или зоны спрединга.

Вторая группа структурных элементов - океанские котловины или талассократоны. Это равнинные, слабо всхолмленные участки морского дна. Мощность осадочного покрова здесь не более 1000 м.

Другим крупным элементом структуры является переходная зона между океаном и материком (континентом), часть геологов называют её подвижным геосинклинальным поясом. Это область максимального расчленения земной поверхности. Сюда входят:

1-островные дуги, 2 - глубоководные желоба, 3 - глубоководные впадины окраинных морей.

Островные дуги - это протяженные (до 3000 км) горные сооружения, образованные цепочкой вулканических сооружений с современным проявлением андезитобазальтового вулканизма. Пример островных дуг - Курило-Камчатская гряда, Алеутские острова и др. Со стороны океана островные дуги сменяются глубоководными желобами, которые представляют собой глубоководные депрессии протяженностью 1500-4000 км, глубиной 5-10 км. Ширина составляет 5-20 км. Днища желобов покрыты осадками, которые приносятся сюда мутьевыми потоками. Склоны желобов ступенчатые с разными углами наклона. Осадков на них не обнаружено.

Граница между островной дугой и склоном желоба представляет зону концентрации очагов землетрясений и называется зоной Вадати-Заварицкого-Беньофа. 

Подводные окраины материков или переходные зоны в зависимости от особенностей рельефа и геологии делят на два типа - пассивные и активные. Первые включают шельф (материковую отмель), склон и материковое подножье. Вторые построены сложнее, и их рельеф включает островные дуги, отмель, склон и глубоководные желоба. Протяженность подводных окраин составляет примерно 350 000 км.

Материковая отмель (шельф) занимает около 8,6% площади океана. Ширина ее различна и составляет от нескольких десятков до 1000 км. Средняя глубина - 130 м, максимальная может превышать 500 м. Средний уклон дна - 7 - 10'.

Материковые (континентальные) склоны представляют собой высокие (до нескольких тыс. м) уступы, с уклонами 3-6њ (местами до 30-40њ), верхняя граница которых совпадает с краями шельфа (глубина 150-200 м). Склоны пассивных окраин могут быть осложнены террасами, уступами, краевыми плато и каньонами. Склоны активных - более крутые и их высота может достигать 5-7 км, иногда до 10 км (Марианский желоб). Они осложнены продольными хребтами, ступенями, крупными оползневыми телами и уступами.

У основания континентального склона пассивных окраин расположено континентальное подножие - аккумулятивное тело, которое было сформировано слившимися конусами выноса и шлейфами суспензионных потоков, обвалами, оползнями в сочетание с абиссальным (глубоководным) осадконакоплением. В рельефе он представляет собой полого наклоненные поверхности в сторону океана.

В активных окраинах наиболее характерной формой рельефа являются глубоководные желоба, с которыми связаны максимальные глубины океана. Они имеют высокий и крутой островной или континентальный склон и низкий и пологий со стороны открытого океана.

Основное пространство дна Мирового океана с преобладающими глубинами более 3000 м называют ложем океана. Его наиболее древние части имеют доказанный позднеюрский возраст. Площадь ложа океана занимает 70% дна Мирового океана и около 50% площади Земли. Типичные глубины - 4000 - 5000 м. В ложе включаются срединно-океанические хребты и глубоководные котловины, осложненные многочисленными горами, депрессиями и пр.

Активные окраины представляют собой подвижные пояса, в противоположность которым пассивные окраины можно отнести к устойчивым площадям (структурам). Как следует из тектоники плит, пассивные окраины по мере своего развития могут перейти в активные, а последние по завершении развития войдут в состав складчатых поясов (орогенов) будущего.

В строении типичных пассивных окраин всегда выделяется три главных элемента (не считая прибрежной равнины): 1) шельф; 2) континентальный склон; 3) континентальное подножие.

Шельф обычно представляет собой подводное продолжение прибрежной равнины материка, обладает крайне пологим наклоном в сторону моря и имеет изменчивую ширину, достигающую многих сотен километров; наиболее широкий шельф окаймляет арктическое побережье оссии. Внешний край шельфа, называемый его бровкой, лежит в среднем на глубине 100 м, но может спускаться до 350 м (у берегов Антарктиды). Поверхность шельфа представляет обычно аккумулятивную, реже абразионную равнину, но в ее выработке участвуют оба процесса и шельф в общем является зоной активного воздействия волн.

Континентальный склон, как правило, представляет собой сравнительно узкую полосу дна шириной не более 200 км. Он отличается крутым уклоном, в среднем около 4°, но иногда гораздо больше, порядка 35 и даже до 90°. В его пределах глубина океана увеличивается от 100—200 до 1500—3500 м. Границы с шельфом и континентальным подножием бывают выражены в рельефе дна достаточно резкими перегибами, особенно первая.

Континентальное подножие может обладать значительной шириной, до многих сотен и даже тысячи километров (последнее — в Индийском океане). Оно полого наклонено в сторону абиссальной равнины (круче, чем шельф, но много положе, чем склон), и переход к последней знаменуется уменьшением уклона до почти горизонтального; он происходит на глубине около 5000 м. Континентальное подножие сложено мощной толщей осадков; мощность их иногда превышает 15 км, например на североамериканской окраине Атлантики. Это основная область разгрузки обломочного и взвешенного материала, приносимого с суши, область лавинной седиментации, по выражению А.П. Лисицына. Нередко подножие представляет собой слившиеся конусы выноса подводных каньонов и долин, прорезающих континентальный склон (и частично само подножие) и часто представляющих продолжение речных долин суши. Особенно грандиозны такие конусы выноса в Индийском океане — в Бенгальском заливе на продолжении дельты Ганга и Брахмапутры, в Аравийском море — дельты Инда. Отметим также конусы выноса Амазонки и Ориноко, Нигера и Конго в Атлантике и Нила — в Средиземном море. В составе их осадков значительную роль играют турбидиты — продукт отложения из мутьевых потоков и контуриты, отложенные придонными продольными течениями.

Среди активных окраин четко выделяются два типа: приконтинентальный (или восточно-тихоокеанский) и орстроводужный (или западно-тихоокеанский). Указание на сложность строения этих окраин относится, по существу, лишь к последнему типу, ибо первый построен достаточно просто. В этом типе переход от глубоководного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность зона зона субдукции, к континенту, выражен крутым внутренним склоном этого желоба, являющимся одновременно континентальным склоном и узким шельфом. Ширина всей этой зоны составляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым и надстроенным вулканоплутоническим поясом. Типичный пример современной активной окраины данного типа дает тихоокеанская окраина Южной Америки, вдоль которой протягивается высокая горная цепь Анд; отсюда ее другое название — андский тип.

Второй, островодужный, тип активных окраин включает как минимум следующие элементы: 1) собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но более узкая, хотя встречаются и более широкие окраины, например в районе Охотского, Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей; 2) глубоководная котловина окраинного моря; 3) вулканическая островная дуга; 4) глубоководный желоб; 5) краевой вал океана. Этот тип подводных окраин в современную эпоху наиболее полно развит в западной части Тихого океана, на переходе к материкам Азии и Австралии, включая область Индонезийского архипелага (рис. 11.5). К нему относятся также расположенные между Атлантическим и Тихим океанами Антильско-Карибская область и область моря Скотия (Скоша).

Рассмотрим подробнее строение островодужных окраин по направлению от океана к континенту. Учтем, что краевые валы и желоба одинаково свойственны и приконтинентальному типу активных окраин.

Краевые валы представляют собой пограничные поднятия между глубоководным желобом и абиссальной равниной океана, вытянутые параллельно желобу. Это пологие вздутия океанского ложа высотой в сотни метров, сложеннные типичной океанской корой максимальной мощности. Примером краевого вала может служить вал Сенкевича вдоль Курило-Камчатского желоба. Происхождение валов связываемся со сжатием океанской литосферы при ее погружении в зону субдукции. Склон вала, обращенный к желобу, переходит во внешний склон желоба. Он нередко осложнен сбросовыми уступами, но иногда и надвигами в направлении оси желоба в связи со сжатием литосферы.

Глубоководные желоба — важнейший элемент строения активной окраины, тесно сопряженный с вулканической Дугой. Соответственно в плане желоба также имеют дугообразную форму, протягиваясь на сотни, иногда более 1000 км и сочленяясь, как и дуги, под некоторым углом. Глубина желобов в пределе достигает 11 км, максимально в Марианском желобе (11 022 м — наибольшая глубина всего Мирового океана). Эта глубина в некоторой степени зависит от того, насколько желоб заполнен осадками, а последнее — от интенсивности поступления обломочного материала с суши (рис. 11.6).

4. История геологического развития мезозоя. Стратиграфия и органический мир. Основные структуры.

См. таблицу по тектонике.

Мезозойская эра – эра средней жизни («мезо» – средний, «зоон» – жизнь) названа

так потому, что организмы, населявшие Землю в мезозое, по степени организации зани-

мают промежуточное, среднее положение между архаичными формами палеозоя и ор-

ганизмами, жившими в кайнозое.

Мезозойская группа пород была выделена английским геологом Дж. Филлипсом в

1841 году. Она объединяла так же, как и сейчас, три системы: триасовую, юрскую и

меловую. Продолжительность мезозойской эры 173 млн. лет.

В мезозое, так же как и во все другие этапы развития Земли, главная, ведущая

роль принадлежала тектоническим движениям. Мезозойский киммерийский тектогенез

был очень своеобразным и в значительной мере отличался от каледонского и герцин-

ского. Складкообразовательные движения, распад платформ, образование океаниче-

ских и других впадин сопровождались грандиозными интрузивными и эффузивными

магматическими процессами. Интрузии, преимущественно гранитоидных пород, при-

урочены к киммерийским складчатым сооружениям и другим структурам Тихоокеанско-

го сегмента земной коры. С этими интрузиями связаны месторождения золота, олова,

мышьяка, сурьмы, полиметаллов и цветных металлов. По разломам в области плат-

форм и складчатых сооружений изливалось огромное количество лав основного и

среднего состава, которые образовали потоки и покровы, в том числе и базальтовые

траппы Сибирской платформы, Индии, Африки и некоторых других районов.

С преобразованиями в рельефе, происходившими в результате тектонических

движений, были связаны и значительные изменения климата. В течение всего триасо-

вого периода в пределах Лавразии и Гондваны господствовал сухой, нередко пустын-

ный климат и активно протекали процессы физического выветривания. К юре рельеф

этих материков был в значительной мере выравнен и сглажен. Последовавшее затем

опускание значительных участков Лавразии и Гондваны привело к развитию очень ши-

роких трансгрессий. В результате на этих континентах появляются большие мелковод-

ные моря, что приводит к значительным изменениям климата; он становится мягким,

влажным, теплым и умеренным. На Земле снова появляется пышная растительность и

происходит массовое угленакопление. Широко развиваются процессы химического вы-

ветривания, что приводит к образованию залежей железных руд, бокситов и других

продуктов химического выветривания.

Начинается раннекиммерийский орогенез, охвативший юг азиатской части Пангеи

в результате коллизии первой кулисы киммерийских микроконтинентов и Южного Ки-

тая. На севере европейской части Пангеи формируются складчатые системы Новой

Земли и Таймыра. Продолжается закрытие Монголо-Охотского океана (рис. 2.20).

На западе Пангеи окраины Северной и Южной Америки наращиваются вулкани-

ческими дугами. Коллизия ещё одной вулканической дуги к австралийской окраине

Пангеи завершает формирование Тасманийскои складчатой области.

Гондвана вновь начала разделяться, стал образовываться Атлантический океан.

Уровень моря по всему миру был очень низок. Климат, почти повсеместно теплый, постепенно становился более сухим, и во внутриматериковых областях сформировались

обширные пустыни. Мелкие моря и озера интенсивно испарялись, из-за чего вода в них

постепенно становилась все более соленой.

Динозавры и прочие рептилии стали доминирующей группой наземных животных.

Появились первые лягушки, а чуть позже сухопутные и морские черепахи и крокодилы.

Возникли также и первые млекопитающие, возросло разнообразие моллюсков. Образова-

лись новые типы кораллов, креветок и омаров. К концу периода вымерли почти все аммо-

ниты (рис. 2.21). В океанах утвердились морские рептилии, такие, как ихтиозавры, а пте-

розавры начали осваивать воздушную среду. Возросло разнообразие голосеменных рас-

тений, образовавших обширные леса саговников, араукарий, гинкго и хвойных деревьев. В нижней части леса сформировались ковры из плаунов и хвощей, а также пальмовидных

баннеттитов.

Начало раннемезозойского этапа развития Урала характеризуется усилением

поднятий, прервавшим позднепермскую тенденцию к затуханию тектонической деятель-

ности и пенепленизации территории. Это отразилось в образовании груботерригенных,

существенно конгломератовых толщ селевого, пролювиального облика. Дальнейшее

накопление терригенных аллювиально-озерно-болотных толщ в Зауральской зоне со-

провождалось трапповым магматизмом в раннем триасе. В это время Урал оказался на

периферии гигантского ареала траппового магматизма, охватившего всю Сибирь. В

дальнейшем, в среднем и позднем триасе, магматизм затухал, проявляясь лишь ло-

кально. В течение второй половины триаса происходило также уменьшение интенсивно-

сти поднятий, что проявилось в гранулометрии осадков и резком сокращении масштабов

осадконакопления в Магнитогорской зоне, в которой в среднем триасе формировались

лишь мощные коры выветривания. Средний триас был временем, когда в южной части

Предуральского прогиба соляные купола (гребни) достигли поверхности, и на их месте

стали формироваться мульды, ставшие в дальнейшем областями угленакопления.

Пангея продолжала раскалываться, и море затопило большую часть суши. Про-

исходило интенсивное горообразование. В средней юре начинается раскрытие Атлан-

тического океана. У западной окраины Пангеи возникает ряд энсиматических вулкани-

ческих дуг, при их коллизии с североамериканской окраинои Пангеи в юре – раннем

мелу происходит образование основной части Северо-американских Кордильер. В ре-

зультате коллизии вулканической дуги с Сибирской окраиной Пангеи формируется

Верхояно-Колымская складчатая система. От гондванской части Пангеи рифтом нового

океана Кайнотетис отсекается несколько микроконтинентов будущей Бирмано-

Зондской складчатой системы (рис. 2.22).

В поздней юре (150 млн. л. назад) начинается позднекиммерийский орогенез. К

Южно-Азиатской части Лавразии присоединяется вторая кулиса Киммерийских микро-

континентов. Окончательно закрывается Монголо-Охотский океан, завершается фор-

мирование Монголо-Охотской складчатой системы.

В результате коллизии Гиперборейской плиты с Восточно-Северо-Сибирской ок-

раиной Лавразии, восточнее Верхояно-Колымской складчатой системы формируется

Чукотская складчатая система.

В начале периода климат был повсеместно теплым и сухим, затем стал более

влажным.

Увеличилось количество и стали более разнообразными по видовой принадлеж-

ности морские черепахи и крокодилы, появились новые виды плезиозавров и ихтио-

завров. На суше процветали насекомые, включая предшественников современных му-

равьев, пчел, уховерток, мух и ос. Появилась и первая птица – археоптерикс. Господ-

ствовали динозавры, эволюционировавшие во множество форм – от зауроподов до

более мелких быстроногих хищников.

Климат стал более влажным, и вся суша покрылась обильной растительностью. В

лесах появились предшественники нынешних кипарисов, сосен и мамонтовых деревь-

ев.

Среди осадков юрской системы на территории Южного Урала выделяется не-

сколько характерных генетических типов. В континентальной юре всех районов наблю-

дается фациалъный ряд обломочных пород от грубых галечников через светлые, часто

глинистые пески до серых и синевато-серых бескарбонатных глин, содержащих про-

слои, линзы или мелкие скопления углистого вещества. В районах Оренбургского За-

уралья к этому фациальному ряду обломочных пород добавляются еще красноцвет-

ные глины, отлагавшиеся на мелководных окраинах крупных озерных бассейнов.

Что касается морских юрских осадков, то в них наблюдается большое разнообра-

зие прибрежных и мелководных фаций. Резко выделяется наиболее восточная – бли-

жайшая к берегу зона, в которой все горизонты от среднего келловея до низов нижне-

волжского яруса представлены однообразными серо-зелеными песками и кремнисты-

ми песчаниками с редкими зернами глауконита. Далее к западу среди осадков морской

юры встречаются различные мергелистые пески и мергелистые глины, мергели, пес-

чанистые известняки, ракушняки и многочисленные фосфоритовые слои. Для нижне-

волжского яруса (время максимальной трансгрессии) характерны фации темных биту-

минозных глин с прослоями горючих сланцев.

В раннем мелу (130 млн. лет назад) завершается киммерийская складчатость.

Начинается раскрытие Индийского океана: Индостан отсекается от остальной Гондва-

ны двумя рифтами и с переходом рифтинга в спрединг возникает молодой океан. Риф-

товые системы Атлантического океана проникают в Лавразию и Гондвану. Продолжа-

ется коллизия вулканических дуг к западной окраине Северной Америки. На восточной

окраине Азии в результате аккреции разнородных террейнов формируется Сихоте-

Алиньская складчатая система. Микроконтиненты Бирмано-Зондской складчатой сис-

темы дрейфуют через океан Тетис (2.24).

В позднем мелу (70 млн. лет назад) продолжается раскрытие молодых океанов.

Оси спрединга разделили большинство современных континен тов, но ещё сохра-

няются перемычки между Северной Америкой и Евразией и между Антарктидой и Юж-

ной Америкой. На западе обеих Америк развивается активная окраина андского типа,

здесь происходит складчатость (ларамийский орогенез). В начале эпохи восточная ок-

раина Азии также представляет собой активную окраину андского типа, но здесь над

зоной субдукции формируется краевой вулкано-плутонический пояс. Позже на северо-

востоке Азии начинается образование аккреционной Корякско-Камчатской складчатой

области, микроконтиненты Бирмано-Зондской складчатой системы достигают окраин

юго-восточной Азии, что означает закрытие океана Мезотетис.

Море затопило обширные участки суши. Останки твердопокровных планктонных

организмов образовали на океаническом дне огромные толщи отложений писчего мела

и мелоподобных пород. Поначалу климат был теплым и важным, однако затем насту-

пило весьма заметное похолодание.

В морях возросло количество белемнитов. В океанах господствовали гигантские

морские черепахи и хищные морские рептилии. На суше появились змеи, кроме того,

возникли новые разновидности динозавров, а также насекомых, таких как мотыльки и

бабочки. В конце периода произошло гигантское массовое вымирание: исчезли аммо-

ниты (рис. 2.25), ихтиозавры и многие другие морские животные, а на суше вымерли

все динозавры и птерозавры.

Появились первые цветковые растения, создавшие «взаимооб-служивающие»

связи с насекомыми, которые переносили пыльцу и частично ею питались.

В нижнемеловое время и практически до среднего эоцена западная часть

Уральской системы развивалась в платформенном режиме. Морские трансгрессии

доходили на север до подножий массива Кара-Тау.

Морские отложения этого возраста развиты во всех зонах Предуральской де-

прессии и не обнаруживают заметных фациальных изменений. К сожалению, они со-

хранились только во впадинах в виде очень небольших по площади участков – остан-

цов, когда-то представлявших собой мощный и почти сплошной покров. На их размы-

той поверхности залегают более молодые континентальные образования, отчего

сколько-нибудь полные разрезы морских отложений здесь неизвестны. Поэтому мате-

риала для суждения об изменении (на различных этапах этого геологического време-

ни) границ морей, связанных с эпейрогенетическими колебаниями Русской платформы,

недостаточно.Верхнемеловые трансгрессии, особенно в сантонский и маастрихтский век, омывая Урал, проникали далеко на север в область Предуралья, перекрывая Уфимское

плато и пониженные части склона Русской платформы. Морские осадки этих транс-

грессий ныне сохранились лишь локально в различного типа впадинах, обычно карсто-

вых на Уфимском плато и в Мензелинско-Стерлитамакской зоне. Следы последней

меловой трансгрессии фиксируются только на юге. В датское время, в связи с прояв-

лениями ларамийского орогенеза, территория, занятая морем, резко сократилась, и к

началу кайнозойской эры море покинуло Предуральскую депрессию.

Билет 13

1. Основные методы радиогеохронологии. Значение этих методов для определения последовательности образования пород.

Радиологические (радиогеохронологические) методы

Только эти методы дают реального представления об абсолютном возрасте пород, об абсолютной продолжительности времени их формирования. Они основаны на явлении радиоактивного распада. Радиогеохронологические методы имеют множество ограничений и достаточно большую погрешность – в несколько %, что в масштабе геологического времени оборачивается миллионами лет.

В настоящее время широко применяются разнообразные радиогеохронологические методы: урано-ториево-свинцовый, свинцовый, рубидий-стронциевый, калий-аргоновый, самарий-неодимовый, радиоуглеродный.

Урано-ториево-свинцовый метод основан на использовании трех процессов радиоактивного распада изотопов урана и тория: уран-237→свинец-206 (период полураспада 4510 млн. лет); уран-235→свинец-207 (период полураспада 713 млн. лет); торий-232→свинец-208 (период полураспада 15170 млн. лет). Исходя из продолжительности распада минералы, содержащие эти элементы, используются для определения возраста, путем измерения содержания радиоактивных изотопов урана и тория, радиогенных изотопов свинца, нерадиогенного изотопа свинца (204) и расчета изотопных отношений.

Свинцовый метод – наиболее старый (Б. Болтвуд, 1907) метод. Позволяет определять возраст по изотопам свинца.

Рубидий-стронциевый метод основан на очень медленном распаде изотопа рубидия-87 (период полураспада 47000 млн. лет) и превращения его в изотоп стронция-87. Применятеся для определения возраста докембрийских и палеозойских пород. Возраст пород содержащих только стронций, но без рубидия, оценивается стронциевым методом по отношению изотопов стронция (87 и 86).

Калий-аргоновый метод основан на распаде радиоактивного калия-40, который превращается в аргон -40 (период полураспада 1300 млн. лет). Применяется для датировки слюд, амфиболов, калиевого полевого шпата, глауконита и валовых проб изверженных пород с возрастом от десятков до сотен млн. лет.

Самарий-неодимовый метод основан на распаде изотопа самария-147 (период полураспада 153 млрд. лет). Является наиболее надежным для определения возраста глубокометаморфизированных архейских пород.

Радиоуглеродный метод основан на определении радиоактивного изотопа углерода-14 (период полураспада 5750 лет) в органических остатках или породах с высоким содержание органики. Датирует осадки не древнее 60-80 тыс. лет.

Радиогеохронологические методы имеют наибольшую ценность для датировки магматических и метаморфических пород, лишенных органических остатков. Наилучшие результаты показывают в случаи магматических пород. Возраст осадочных пород обычно определяется косвенно по возрасту прорывающих, перекрывающих, подстилающих интрузий или эффузивов. Для осадочных пород непосредственно используются только радиоуглеродный метод и калий-аргоновый метод (для датировки песчаных пород). Опыт радиометрической датировки магматических и метаморфических пород показал, что наибольший смысл имеет комплексное применение разных методов к одной и той же породе и к разным составляющем ее минералам, а также к породе в целом («по валу»).

2. Значение фациального анализа для поиска полезных ископаемых (нефть и природные горючие газы, бокситы).

3. Подвижные пояса или геосинклинальные области. Структурно-формационные зоны геосинклиналей.

Геосинклиналь, или геосинклинальная область, является одним из главных структурных элементов земной коры и составляет основу, на которой образовывались в последующем другие структурные элементы. В истории геологического развития Земли геосинклинали возникали, развивались и замыкались в различные эпохи, и на их месте формировались складчатые горные сооружения, а затем платформы.

Под геосинклиналями понимаются наиболее подвижные (мобильные) участки земной коры, в которых тектонические движения особенно многообразны по интенсивности, контрастности и направленности. Геосинклинали характеризуются комплексом признаков:

большие скорости колебательных движений земной коры и большой их размах (амплитуда), причем эти движения носят резко дифференцированный характер - одни зоны испытывают восходящие движения, а другие, соседние, - нисходящие,. Т.е. смежные зоны, разделенные разломами, движутся во встречных направлениях.  Большие мощности осадочных горных пород, достигающие 10-15 км для одного тектонического цикла, максимально 20-25 км в длительно опускающихся прогибах. Характерен, кроме того, большой градиент (изменение на единицу длины) мощностей пород, наблюдаемый вкрест простирания геосинклинали (при переходе от прогибающихся участков, где максимальные мощности, к поднимающимся), т.е. изменения могут происходить быстро, резко.  Широкое развитие магматических процессов, проявляющихся как в вулканических извержениях, так и в разнообразных внедрениях магмы в земную кору и в образовании различных интрузивных тел (батолиты, штоки, лакколиты, силлы и др.). Это указывает на значительную проницаемость земной коры в пределах геосинклиналей.  Интенсивный метаморфизм горных пород. Здесь проявляются все типы метаморфизма: региональный, контактный и дислокационный (динамометаморфизм).  Образование рудных скоплений, связанное с внедрением магмы и ее производных (газов, горячих растворов) в трещины и другие разрывные нарушения, а также с процессом метаморфизма.  Интенсивные землетрясения.  Повышенный геотермический градиент (геотермическая ступень снижается до 30-15 м). Это свидетельствует об увеличении идущего с глубины теплового потока в геосинклиналях в сравнении с более устойчивыми участками земной коры.  Интенсивная общая складчатость и образование связанных со складчатостью систем разрывных нарушений. Для геосинклиналей характерна полная линейная складчатость, надвиги, шарьяжи.  Значительное поднятие на заключительном этапе развития геосинклинали и образование на ее месте складчатой горной страны.  Повышенная мощность (60-80 км) земной коры в районах складчатых горных сооружений главным образом за счет увеличения мощности гранитного слоя, формирующегося в процессе развития геосинклинали благодаря региональному метаморфизму и особенно ультраметаморфизму осадочных пород. Вот та совокупность главнейших признаков, которые характеризуют геосинклинальные области. Развитие геосинклиналей.

В развитии геосинклиналей за один тектонический цикл выделяется несколько стадий. В первой стадии геосинклинальная область обычно представляет собой единый покрытый морем широкий прогиб или совсем не расчлененный внутренними поднятиями, или слаборасчлененный. Для этой стадии характерно опускание земной коры и накопление в прогибах мощных терригенных глинистых осадков, приносимых реками с плоских платформенных равнин и островов внутри геосинклинали. Дальнейшее развитие характеризуется тем, что структура единого или слаборасчлененного прогиба усложняется. В нем появляются внутренние поднятия, разделяющие прогиб на более узкие внутренние геосинклинали. Но при этом усложнении преобладает погружение земной коры, хотя возникшие частные геоантиклинали могут подниматься или же опускаться, но с меньшей скоростью, чем смежные прогибы. Всюду идет процесс накопления осадков, достигающий наибольшей мощности во внутренних прогибах. В это время происходит внедрение основной магмы, образуются пластовые интрузии (силлы), местами подводные трещинные излияния лавы.

Вторая стадия характеризуется продолжающимся прогибанием геосинклинали и дальнейшей дифференциацией тектонических движений земной коры. Геосинклинальная область разделяется на ряд поднятий и прогибов, ограниченных крупными разломами. Образуются линейно вытянутые цепи островов, между которыми на месте впадин располагаются моря-проливы. В интенсивно развивающихся прогибах накапливаются мощные своеобразные отложения, называемые флишем. Флиш - это преимущественно морские осадочные образования, для которых характерно чередование трех-четырех разновидностей пород. Каждый такой набор разновидностей слоев называется ритмом. В каждом ритме грубозернистые отложения располагаются внизу, более тонкие вверху. Различают терригенный флиш, в котором ритм может состоять из конгломерата, песчаника, алевролита и аргиллита или же их трех последних. Развит также карбонатный флиш, в котором ритмы снизу вверх могут состоять из обломочного песчанистого известняка, мергеля и аргиллита (уплотненной глины). Мощность каждого ритма обычно измеряется десятками или единицами сантиметров, а мощность всей толщи составляет многие сотни, чаще первые тысячи метров. Многократное повторение ритмов отражает пульсационный характер колебательных движений в геосинклинали, накладывающихся на общее крупное прогибание.

В этой стадии происходит дальнейшее расширение геосинклинали. В прогибы вовлекаются смежные части платформ. Наряду с образованием новых поднятий внутри геосинклинали слои начинают сминаться в складки (ранняя геосинклинальная складчатость). Магматизм проявляется в излияниях не только основной лавы, но и лав среднего (андезитового) состава. Вдоль глубинных разломов внедряются интрузивные тела основной и ультраосновной магмы.

В третью стадию, или раннеорогенную, существенно изменяется направленность развития всей геосинклинальной области. Общее прогибание геосинклинали, которое свойственно было первым двум стадиям, сменяется поднятием. Наибольшие поднятия раньше всего охватывают центральные части геосинклиналей, где формируются так называемые центральные поднятия. Разрастаясь, они все больше и больше втягивают в поднятия смежные прогибы. Вместе с тем начинается интенсивная складчатость, которая развивается от поднятий к прогибам. Постепенно поднятие охватывает почти всю геосинклинальную область, и она в большинстве своем осушается, только в отдельных местах сохраняются лагуны. Исключение сотавляют периферические части геосинклинальной области, где образуются так называемые передовые, или краевые прогибы. В морские водоемы этих прогибов сносится терригенный материал, преимущественно тонкий глинистый или алевритовый. В этой стадии горные породы подвергаются региональному метаморфизму. Образуются крупные интрузивные массивы - батолиты и др., преимущественно кислого (гранитного) состава.

В ходе этой стадии на месте первоначального геосинклинального прогиба возникает сложное складчатое поднятие, т.е. происходит обращение, инверсия (по В.В. Белоусову) тектонического рельефа.

Четвертая стадия, или позднеорогенная, характеризуется значительным усилением восходящих тектонических движений земной коры и крупным сводовым поднятием всех собранных в складки горных пород, образованием хребтов, передовых и межгорных прогибов. В эти прогибы с растущих горных хребтов реками сносится большое количество обломочного материала, в них накапливаются мощные конгломераты, песчаники, песчанистые глины, а при создании лагунных условий - соленосные в жарком, засушливом климате или угленосные во влажном климате отложения. Геосинклиналь завершает свой цикл длительного развития превращением в сложную горно-складчатую или глыбово-складчатую область. Происходит то, что обычно называют «отмиранием» геосинклинали.

4. Особенности докембрийского этапа. Стратиграфические единицы докембрия.

См. таблицу по тектонике.

Главнейшие черты формирования земной коры в архее и раннем протерозое.

Охватывает архейский и протерозойский эоны. Начало этапа ~4.5 млрд. лет, верхняя граница- 570 млн. лет. Архей подразделяют на ранний и поздний, а протерозой на: ранне-среднепротерозойскую и позднепротерозойскую эры. Поздний протерозой еще называют рифеем. На рубеже с палеозоем выделяют стратиграфическое подразделение- венд (соответствует периоду).

Развитие гидросферы и атмосферы и органического мира.

Состав первичной гидросферы - HCl, HF, H2S, CO2, SiO2 и др., ph=1-2 (очень кислая среда). На рубеже нижнего и верхнего архея возрастает ph, появляются хлориды K, Na, Mg, Ca. Состав воды - хлоридно-карбонатный.

Состав первичной атмосферы - CO2, H2S, NH4, CH4, HCl. Температура ~65-80о, давление высокое.

Первыми организмами считаются бактерии и сине-зеленые водоросли. Наиболее древние находки найдены в Австралии, возраст их 3.5 млрд. лет.

На рубеже ~ 3.0 млрд. лет (т.е. на границе нижнего и верхнего архея) появляется свободный кислород. Его появление способствует накоплению свободного азота- начинается эволюция атмосферы и гидросферы. К концу докембрийского этапа в атмосфере снижается содержание СО2 и возрастает О2+N2.

Гидросфера становится хлоридно-карбонатно-сульфатной.

На рубеже архея и протерозоя появляются грибы, в рифее - примитивные многоклеточные, а в конце протерозоя начинается развитие бесскелетных организмов- черви, медузы, полипы.

Развитие земной коры рассмотрим как параллельное формирование комплекса пород и структурных элементов.

Предполагают, что в раннем архее в обширных прогибах происходило излияние лав базальтов и образование железокремнистых пород. Это были прообразы геосинклиналей - протогеосинклинали. В результате метаморфизма первичные породы превратились в амфиболиты, гранулиты, гнейсы и др., а затем подверглись гранитизации. В результате этого образовались гранитогнейсовые купола, давшие начало формированию континентальной коры.

В верхнем архее в геосинклинальных условиях продолжается вулканизм и накопление осадочных пород, более разнообразных по составу - конгломераты, аркозовые песчаники, глинистые сланцы и железистые кварциты. Породы претерпели зеленокаменный метаморфизм, внедрение калиевых гранитов и превратились в зеленокаменные пояса, которые совместно с гранитогнейсовыми куполами стали прообразами древних платформ - протоплатформы.

В раннем протерозое формируется 2 типа комплексов пород.

1 тип - сильно метаморфизованные вулканогенные (основного и кислого составов) и осадочные (терригенные) толщи, образующие узкие линейные зоны. Эти зоны подверглись интенсивному смятию и интрузиям магм от основного до кислого состава (Бушвельдский дифференцированный массив в Ю.Африке). К концу раннего протерозоя эти толщи и блоки архейских пород были охвачены мощной гранитизацией и термальной проработкой (образование гранитов-рапакиви). Эти процессы спаяли воедино блоки архейских и раннепротерозойских пород. Таким образом, сформировался фундамент древних платформ, который некоторые геологи рассматривают как единый суперматерик- Пангея I.

2 тип комплексов пород формировался на обширных впадинах, представлен конгломератами и песчаниками. Этот комплекс пород залегает несогласно на архейских толщах, метаморфизован слабее 1 типа. Все это указывает на формирование платформенного чехла.

В верхнем протерозое происходили события, которые подготавливают последующие этапы формирования Земной коры. В чем это заключается?

На фундаменте древних платформ начинает формироваться осадочный чехол.

Начинается раскол суперматерика Пангея-I. В северном полушарии образовались платформы - Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, а в южном полушарии находилась одна суперплатформа - Гондвана.

Между этими платформами начинают развиваться геосинклинальные пояса - Атлантический, Средиземноморский, Палеоазиатский, Тихоокеанский.

На платформах происходит заложение авлакогенов, заполненных терригенными осадками. Здесь же происходило извержение базальтов.

На рубеже рифея и венда проявился байкальский этап складчатости.

Что можно сказать о палеогеографии докембрия? По отдельным признакам предполагают, что рельеф в докембрии был равнинным или слабо холмистым. Климат: в архее был парниковый эффект и ультрафиолетовое облучение; в протерозое начинает формироваться климатическая зональность, но границы зон и их положение не устанавливаются, в раннем протерозое произошло 2 оледенения, а в венде оледенение было повсеместным.

Образование полезных ископаемых связано с грандиозными по масштабам процессами магматизма и метаморфизма.

Огромные запасы Fe руд сосредоточены в железистых кварцитах (джеспилитах). Это - КМА, Кривой Рог, Канада и т.д.

С метаморфическими комплексами пород связаны месторождения слюд (мусковита и флогопита) в Карелии, Сибири, Индии, Бразилии.

С интрузиями ультраосновного и основного составов связано образование месторождений Платины, Хромита в Ю.Африке (Бушвельдский и Великая Дайка), Cu-Ni - Печенга, Мончегорское, Ю.Африка, С.Америка

С осадочными породами формировались месторождения:

осадочных Fe руд (Бакальская группа, Ю.Якутия и др.),

медистых песчаников (Удокан, Ю.Африка),

Au-конгломератов с U- Витватерсранд, Блайнд-Ривер (Канада),

Mn руды - ЮАР, Гана, Индия

Нефтеносные горизонты Лено-Тунгусской впадины- самые древние вендского возраста.

Итоги развития Земной коры в докембрии

1.Сформировался гранитный слой и началось образование осадочного слоя.

2.Образование устойчивых участков- докембрийских платформ и подвижных геосинклинальных поясов.

3.Изменение химического состава гидросферы и атмосферы.

4.Развитие многоклеточной бесскелетной фауны (преобладали кишечнополостные), появляется возможность использовать биостратиграфические методы определения возраста пород.

5.Особенности осадконакопления- образование железистых кварцитов и доломитов.

Билет 14(1)

1. Региональные стратиграфические подразделения, их таксономические единицы. Правила описания и наименования.

Региональные стратиграфические подразделения — это совокупности горных пород, сформировавшиеся в определенные этапы геологической истории крупного участка земной коры, отражающие особенности осадконакопления и последовательность смены комплексов фаун и флор, населявших данный участок.

Региональные подразделения интегрируют местные подразделения или их части, служат для корреляции местных стратиграфических схем, способствуют их сопоставлению с общей стратиграфической шкалой. Географическое распространение регионального подразделения ограничивается геологическим регионом, палеобассейном осадконакопления или палеобиогеографической провинцией.

Стратиграфическим границам региональных подразделений могут отвечать показатели изменения режима и структурных перестроек в геологическом регионе, перерывы в осадконакоплении, существенные изменения биоты или климата. Латеральные границы регионального подразделения определяются пределами географического распространения входящих в его состав стратиграфических подразделений.

Таксономическими единицами региональных стратиграфических подразделений являются горизонт и слои с географическим названием; вспомогательная единица — маркирующий горизонт.

Горизонт — основная единица региональных стратиграфических подразделений, включающая одновозрастные свиты, серии или части (по разрезу) тех и других, а также биостратиграфические подразделения, как правило, провинциального распространения. Объединяет по латерали фациально различные отложения, образованные в разных районах бассейна седиментации. Выполняет с помощью различных методов корреляционную функцию в пределах своего географического распространения. Используется для сопоставления региональных стратиграфических схем с Общей стратиграфической шкалой.

Горизонты (надгоризонты, подгоризонты) могут быть картируемыми единицами при среднемасштабной геологической съемке. Однако на практике, далеко не все горизонты могут быть картируемыми, в частности те, что объединяют биостратиграфические подразделения. Их границы могут быть никак не привязаны к литологическим изменениям по разрезу, перерывам в осадконакоплении и находиться даже внутри слоя в конкретном разрезе. Горизонт должен иметь стратотип.

Горизонты в докембрийских образованиях, а также в преимущественно «немых» вулканогенных и других толщах, устанавливаются на основе литолого-фациальных или петрографических особенностей пород с учетом изотопных и палеонтологических данных.

Горизонты фанерозоя устанавливаются на основе литолого-фациальных особенностей отложений с учетом их палеонтологических характеристик. Горизонты, установленные на биостратиграфической основе, латерально охватывают чаще всего палеобиогеографическую провинцию. Такие горизонты (надгоризонты, подгоризонты) могут быть названы региоярусами.

Горизонты четвертичной системы могут выделяться на климатостратиграфической основе.

Название горизонта может быть образовано следующими способами:

если стратиграфический объем горизонта соответствует объему хорошо изученной и широко распространенной в регионе свиты (подсвиты с собственным названием, серии), то последняя признается типовой и название горизонта производится от ее названия. Аналогично образуется название надгоризонта, как правило, по наименованию типовой серии или комплекса. При выделении региональных подразделений в районах расположения стратотипов ярусов (подъярусов) предпочтительно использовать названия последних в наименовании горизонтов;

если стратиграфический объем горизонта соответствует подсвите без собственного названия, частям смежных свит или отложения, соответствующие данному горизонту, не выделяются в пределах региона как особая свита (серия, толща), то горизонт получает собственное географическое название, выбранное в районе местоположения его стратотипа (например: алексинский горизонт от г. Алексин).

Слои с географическим названием — единица, выделяемая по особенностям литологического состава и (или) на биостратиграфической основе. Они могут не заполнять весь стратиграфический объем горизонта (подгоризонта).

Название слоев образуется от географического названия района местоположения стратотипа этих слоев или места, где наиболее полно наблюдаются признаки, определившие их выделение. Например: паршинские слои от дер. Паршино (Рыбинский район Ярославской области).

Стратотип слоев может выбираться в стратотипическом разрезе горизонта (подгоризонта) или быть самостоятельным.

В Стратиграфическом кодексе РФ (2006) маркирующий горизонт прописывается не только как региональное, но и как местное стратиграфическое подразделение (статьи V.6 и V.14). Под маркирующим горизонтом понимают широко распространенные и фиксируемые на определенном стратиграфическом уровне относительно маломощные отложения (соотносимые по мощности с пачкой/слоем), хорошо отличимые по литологическим особенностям (наличию конкреций, скоплений определенных ископаемых остатков, цвету и др.) от выше- и нижележащих отложений. Маркирующий горизонт используется в первую очередь для корреляции удаленных разрезов на площади своего распространения.

Для обозначения геохронологического эквивалента горизонта (надгоризонта, подгоризонта) и слоев применяется термин «время» с прибавлением названий соответствующих перечисленных подразделений. В качестве геохронологического эквивалента региояруса можно, как и в случае обычных ярусов, использовать термин «век». Например: тарусский горизонт - тарусское время, волжский региоярус - волжский век.

В зарубежной литературе региональные подразделения не используются, и за пределами бывшего СССР не выделяются. Horizon в работах зарубежных исследователей является биостратиграфическим подразделением (=биогоризонт).

2. Континентальное осадконакопление и континентальные фации.

На суше, где преобладают процессы размыва, седиментация протекает на ограниченных территориях: в долинах рек, озерах, болотах, пустынях, ледниковых областях, предгорных и межгорных впадинах и в пределах аккумулятивных равнин.

Континентальные фации разнообразны в генетическом отношении, быстро сменяются по простиранию и в разрезе. Мощности континентальных осадков, в большинстве случаев, невелики, но в межгорных впадинах могут достигать нескольких километров. Преобладают среди них терригенные образования, хемогенные о биогенные осадки на континентах крайне редки. Органические остатки в континентальных фациях представлены насушной растительностью, пресноводными и солоноватоводными моллюсками, наземными позвоночными.

Краткая фациально-литологическая характеристика основных генетических типов континентальных осадков приводится ниже.

Элювий. В зонах с умеренно-влажным климатом представлен продуктами механического разрушения материнских пород. В условиях жаркого влажного климата на равнинах формируются мощные коры выветривания.

Аллювий русловых фаций представлен косослоистыми песками, галечниками. Пойменный аллювий образуется обычно алеврито-глинистым, реже мелкозернистым песчаным материалом с горизонтальной слоистостью. В старицах отлагаются глины и торфа.

Пролювий сложен, как правило, плохо сортированным обломочным материалом. В молассах предгорных и межгорных впадин валунный материал нередко погружен в неслоистую алевритово-глинистую массу.

Делювиальные отложения разнообразны по составу. На пологих склонах в пределах равнин формируются супеси и суглинки, на горных склонах – это осыпи щебня и крупных глыб.

Озерные (лимнические) осадки в гумидных областях образованы, в основном, песками, алевритами и глинами. Очень редки озерные мергели, хемогенно-железные и марганцевые руды, переотложенные бокситы. Отмирающие озера заполняются сапропелевыми илами, которые дают начало торфяникам.

В аридных областях озера бессточные минерализованные, в них из перенасыщенных растворов формируются карбонаты, гипсы, соли.

Ледниковые (гляциальные) отложения объединяют сложный комплекс собственно гляциальных, флювио-гляциальных и озерно-гляциальных фаций. Ледниковые морены сложены валунами о обломками плотных коренных пород, погруженных в неслоистую плохо сортированную песчано-глинистую массу. Эти породы принято называть моренными суглинками.

Флювио-гляциальные отложения – это образования краевых частей морен, представленные скоплениями валунно-галечного материала. При удалении от морены водные потоки формируют пески со сложной перекрестной слоистостью. Озерно-ледниковые осадки представлены ленточными глинами с тонкой сезонной слоистостью.

Эоловые отложения слагают барханы в пустынях и прибрежно-морские дюны. Представлены они хорошо окатанными кварцевыми песками.

Важнейшими факторами, определяющими накопление осадочного материала на континентах, являются рельеф и климат, текучие воды и ветер. Аккумуляция осадков происходит в пределах отрицательных форм рельефа. Различные типы понижений определяют природу осадков и в целом их пестрый состав. На суше более контрастно, нежели в области морского осадконакопления, выражены изменения климата и его влияние на осадконакопление. Так в Антарктике отрицательные температуры достигают 88⁰С, в то время как в пустынях Ливии столбик термометра поднимается до отметки +60⁰С. Резкие колебания на земной поверхности характерны и для количества атмосферных осадков от 10-11 тыс. мм в год в тропиках до почти полного отсутствия в отдельных районах пояса пустынь. Отсюда разнообразие обстановок седиментации и типов осадка. Дифференциация обстановок континентального осадконакопления включает выделение трех основных групп:

• обстановки равнин гумидного климата;

• обстановки равнин аридного климата;

• обстановки предгорных равнин и межгорных впадин.

Если при выделении области седиментации первых двух групп доминирует фактор климата, то для области третьей группы на первый план выдвигается характер рельефа.

Есть другой подход к выделению обстановок осадконакопления. Обособляются наземные и водные обстановки. Среди наземных указываются пустынные, подножий гор и ледниковые; среди водных – речные, озерные, болотные, пещерные обстановки. Выделение наземных и водных обстановок основано на различии среды отложения материала: потоки, озера, болота в водных обстановках, воздействие ветра, либо глетчерного льда – в наземных. Для всех видов континентального осадкообразования, включая наземно-равнинную и водораздельно-склоновую область, характерны осадки следующих генетических типов:

1. элювий, продукты выветривания горных пород, оставшиеся на месте своего образования;

2. делювий, отложения, возникшие в результате накопления смытых со склонов дождевыми и талыми водами рыхлых продуктов выветривания, образуя «шлейфы», выклинивающиеся верх по склону;

3. коллювий, продукты выветривания, смешенные вниз по склону под действием силы тяжести, в том числе в подводных условиях;

4. пролювий, осадки, накапливающиеся у подножия склонов за счет выноса временными потоками;

5. аллювий, отложения, формирующиеся постоянно действующими водными потоками в речных долинах.

Среди обстановок равнин гумидного типа наиболее характерной является аллювиальная обстановка. Отложения формируются в руслах речных потоков, связанных с ними пойм, их старицах. Собственно русловые накопления отличаются более крупными размерами обломков – от песка до валунов, и хорошей сортировкой. Состав, гранулометрия и размещение осадков различной зернистости, как и распространение алевритовых, алевропелитовых и глинистых накоплений поймы, связаны со стадией развития речной долины. Наиболее динамичная часть русла – стрежень, формирует скопления более грубого обломочного материала – крупнозернистый песок, гравий, галечник. На части русла, удаленной от стрежня, накапливаются более мелкозернистые осадки, в том числе пески прирусловой отмели. Песчаные русловые накопления равнинных рек имеют косую мульдообразную и перекрестную слоистость. Пойменные отложения слагаются наносами русла реки во время половодья. Максимальное развитие пойменной обстановки характерно для хорошо развитых речных долин.

Старично-болотная обстановка определяется возникновением застойных условий по мере отшнуровывания от основного русла реки стариц, образования водоемов мелкой стоячей воды и наличия низменных влажных пространств, покрытых обильной растительностью. Осадки стариц в нижней их части похожи на русловые отложения, в верхней же части разреза преобладают темно-серые до черных глинистые отложения, богатые органическим веществом. Для болот, возникших во влажных низменных ложбинах, на месте зарастающих озер характерно мелководье, ограниченная циркуляция и обильная растительность. Болотная обстановка может развиваться в зонах умеренного, жаркого, но обязательно гумидного климата, в условиях обводненности морской, солоноватой или пресной воды, что и определяет видовой состав растительности. В любом случае в осадочном комплексе данной обстановки доминирует биологическая компонента. Болотные осадки могут переслаиваться с озерными, пойменными, русловыми или морскими накоплениями.

Озерная обстановка отличается разнообразием условий осадконакопления. Различны размеры, формы и глубина бассейна, сила волнений и течений, солевой, газовый состав вод, биологические факторы, ландшафтные и климатические условия.

Отложения крупных озер равнин гумидного климата похожи на осадки внутриконтинентальных морей. Терригенные песчаные и гравийные накопления прибрежий к центру бассейна сменяются глинами, иногда органогенными и хемогенными осадками. Развивается фауна гастропод, пелиципод, остракод.

Обстановки равнин аридного климата отличаются широким развитием водораздельно-склоновых комплексов отложений, слабо выраженной гидрографической сетью, локальным проявлением условий заболачивания. Озерные обстановки здесь включают формирование содовых (Кулундинская степь), соленых озер (Баскунчак, Эльтон) при отчетливо выраженной связи состава минерализации с породами области сноса.

Для равнин аридной климатической зоны обстановку пустынь можно считать типоморфной. Осадки пустынь часто имеют линзовидную форму, отличаются чередованием мелкого и крупного обломочного материала и связаны с деятельностью ветра, временных потоков, с пересыхающими озерами и солончаками. Встречаются обширные бессточные ложбины, сформированные на месте бывших пойм рек, впадины, созданные в результате ветровой эрозии: шоры, такыры. Своеобразие пустынной обстановки – обширные поля, сложенные грядовыми, ячеистыми, грядово-ячеистыми формами, созданными барханами движущихся песков. Для барханных песков характерна косая слоистость с пересекающимися клиновидными сериями.

Характерная черта пустынь – проявление процессов инсоляции с образованием в результате испарения капиллярных вод кремнистых, известковых, гипсовых корок, налетов окислов марганца («пустынный загар»), панцирей.

Отложения пустынь – преимущественно песчано-глинстые эолового происхождения, почти лишенные органических остатков, возникшие, в основном, под влиянием ветра. Отсюда малое количество в песках пустыни пылевых частиц, характерная эоловая рябь, часто совместное нахождение с пролювием отложений соляных озер, солоноватоводных водоемов.

Ледниковая обстановка отличается низкими температурами, ограниченным составом флоры, фауны, ведущей ролью в осадкообразовании энергии движущегося льда и талой воды. Ледники состоят из глетчерного льда, образующегося из снега. Глетчерный лед отличается от морского и речного льда своей текучестью. Ледники, размещаясь в горных районах, приурочиваются к депрессиям (понижениям) в рельефе: впадинам, долинам рек, ущельям. В полярных районах ледники образуют сплошной покров, располагаясь на уровне моря.

При передвижении массы льда разрушают горную породу, истирают поверхность, по которой они движутся (ледниковая эрозия) и переносят разнообразный обломочный материал. Обломочный материал, образующийся в результате деятельности ледников, называется мореной. На внешней границе ледника образуется конечная морена, под ледником располагается донная, или нижняя морена, по переферии – боковые морены. На поверхности ледник несет обломки горных пород, обрушившиеся со склонов долины, трога, образуя боковые и поверхностные срединные морены. Обломки горных пород переносятся и внутри тела ледника, попадая в него по трещинам в результате протаивания, перекрытия новыми порциями снега. После таяния ледника на всем его протяжении накапливается несортированный обломочный материал, образуя «абляционные морены». В нижней части моренных образований, за пределами ледника, располагаются долинные осадки потоков, возникающих при таянии ледника. Обломочный материал, образованный в результате деятельности ледников, отличается не только отсутствием сортировки, но и слоистости при разнообразном составе обломков. Лучше сортированы осадки, образованные потоками талых вод. Моренные отложения могут перекрываться лёссом (частицы переносятся ветром), а также торфом, мергелем, сформировавшимися на месте позже возникших болот и озер. Осадки ледникового происхождения в полном объеме представляют собой сочетание разнородных по составу и размеру частиц, валунчатых неслоистых глин (тиллитов) и слоистых накоплений озер, потоков талых вод. Обстановки предгорных равнин и межгорных впадин в первую очередь определяются характером рельефа и близостью области сноса – низко-, средне- или высокогорного массива. Осадки, сформированные в этой обстановке, составляют пояс, распространяющийся на сотни и тысячи километров вдоль подножий всех возвышенностей и располагающийся у края наземных равнин. Ширина такого пояса может достигать нескольких десятков километров. В комплексе осадков данной обстановки обособляются накопления большей частью разнообломочные, несортированные или плохоотсортированные, однообразные, неслоисты%.

3. Геотектоническая шкала.

4. Особенности докембрийского этапа. Стратиграфические единицы докембрия. Главнейшие черты формирования земной коры в архее и раннем протерозое.

См. билет № 13.

Билет 14(2)

1. Методы абсолютной геохронологии. Их достоинства и недостатки.

Урано-ториево-свинцовый метод. В основу метода положен процесс распада изотопов урана и тория.Достоинство уран-свинцовых методов заключается в том, что они дают возможность определять изотопный возраст изверженных и метаморфических пород, для которых палеонтологические методы неприменимы.

Калий-аргоновый (аргон-аргоновый) метод основан на том, что в процессе самопроизвольного распада калия.Преимущества. Применение метода объясняется тем, что калий присутствует в составе таких распространенных в природе минералов, как полевые шпаты, слюды, амфиболы, пироксены, глауконит. Метод позволяет установить абсолютный возраст не только интрузивных и эффузивных, но и осадочных пород.

Недостатки. Он пригоден лишь для тех пород, которые не подвергались достаточно сильному нагреванию (свыше 300 °С) и большому давлению.

Самарий-неодимовый метод.

Преимущества. Считается одним из наиболее надежных для определения возраста сильно метаморфизованных раннедокембрийских пород. Недостатки. Иногда дает заниженные значения возраста.

Рубидиево-стронциевый метод основан на распаде рубидия.Недостатки. Из-за низкой скорости распада рубидия метод применяется в основном для определения возраста докембрийских и палеозойских пород.

Радиоуглеродный метод базируется на определении радиоактивного изотопа углерода.Недостатки. Изотоп 14С распадается с большой скоростью, поэтому метод применим лишь для отложений, возраст которых не древнее 60 тыс. лет. Радиоуглеродный метод широко используется при изучении четвертичных отложений.

2. Принципы построения фациальных и палеогеографических карт.

Карта литолого-фациальная — отражает состав и условия образования осадков какого-либо промежутка геол. времени. Существуют 2 главные точки зрения: 1) на литолого-фациальных картах прежде всего показывают фациальные обстановки, состав осадков, изопахиты, направления сноса обломочного материала, направления течении, иногда распространение различных видов текстур, геохим. обстановки диагенеза осадков; 2) на литолого-фациальных картах показывают типы отл. (песчаные, глинистые, карбонатные) и их некоторые признаки или особенности. Карты, построенные согласно первой точке зрения, более глубоко отражают наши знания о составе и условиях образования осадков.  

На палеогеографических картах отображаются в обобщенном виде физико-географичекие обстановки в областях седиментации и денудации, существовавшие на рассматриваемой территории в выбранный промежуток геологического времени. На этих картах показывают состав осадков, отлагавшихся на различных участках древнего рельефа, что помогает связать между собой литологические и палеографические особенности осадконакопления. Построенные таким образом карты носят название литолого-палеогеграфических и несут в себе наиболее полную информацию об условиях формирования изучаемых толщ. Материалом для построения палеогегорафических карт служат данные о составе, структурных и текстурных особенностях, а также органических остатках, характеризующих отложения выбранного возрастного интервала.   Создание палеогеографических карт основано на принципах фациального анализа - комплексных исследованиях с целью определений фаций прошлого. Под фацией понимается участок земной поверхности с присущим ему комплексом физико-географических условий, определяющих как неорганические, так и органические процессы на данном участке в данное время.

3. Тектонические режимы и осадочные формации.

4. Геологическая история палеозоя. Стратиграфические подразделения палеозоя. Состав и строение отложений. Основные структуры.

См. таблицу по тектонике.

Билет 15

1. Климатостратиграфические подразделения.

Климатостратиграфические подразделения — это совокупности горных пород, признаки которых обусловлены периодическими изменениями климата, зафиксированными в особенностях вещественного состава пород и ассоциаций остатков организмов, с учётом длительности формирования стратонов соответствующего ранга.

Климатостратиграфические подразделения используются для четвертичных и неогеновых отложений; возможно их использование и для более древних образований.

Границами климатостратиграфических подразделений являются палеоклиматические рубежи, выраженные в изменении литологического состава отложений, в смене ассоциаций организмов — климатических индикаторов, геохимической среды, седиментационных или диагенетических текстур и т. д.

Климатостратиграфические критерии используются для выделения наиболее дробных единиц Общей стратиграфической шкалы - раздела, звена и ступени (в последнем случае эти критерии становятся определяющими) и региональных климатостратиграфических подразделений.

Таксономическими единицами региональных подразделений являются климатолит и стадиал.

2. Понятие о фациях. Причины возникновения фаций. Главные составные части фациального анализа.

Исходя из рассмотрения генетических типов осадков в океанах, морях, реках и озерах устанавливается определенная закономерность их распределения в зависимости от физико-географических условий - рельефа дна водоемов, подвижности и температуры воды, степени удаленности от континента, характера распределения различных организмов и других факторов. В одно и то же время в разных условиях формируются различные по генезису и составу типы осадков. Следовательно, изучая осадок, его состав, закономерности площадного развития и включенную в него фауну, можно восстановить условия и время его образования, а это, в свою очередь, имеет большое значение для анализа древних отложений и восстановления палеогеографических обстановок их формирования в различные этапы геологического развития.фация - это горные породы (осадки), возникшие в определенной физико-географической обстановке и отличающиеся от состава и условий образования смежных одновозрастных пород.

Фациальный анализ имеет особенно большое значение для ископаемых фаций горных пород, образовавшихся в той или иной физико-географической обстановке в различные этапы геологической истории. Хорошо известно, что в ходе геологического времени обстановка осадконакопления неоднократно изменялась. В этих случаях особенно важно выявление и изучение фациальной изменчивости и зональности одновозрастных отложений для корреляции геологических разрезов, определения бывших палеогеографических условий и обстановок осадконакопления и, таким образом, выяснения происхождения пород. Корреляция разрезов является основным материалом для составления фациальных профилей и обобщающих карт фаций.

3. Классификация тектонических движений, их свойства и особенности проявления.

См. 6 билет 3 вопрос.

4. Геологическая история мезозоя. Состав и строение отложений. Основные структуры. Полезные ископаемые.

См. таблицу по тектонике.

Билет 16

1. Лито- и биостратиграфические подразделения.

Литостратиграфи́ческие подразделе́ния — категория стратиграфических подразделений. Литостратиграфические подразделения выделяются и обосновываются по литологическим признакам, в первую очередь по составу горных пород. Учитываются также и стратиграфические соотношения.

Литостратиграфические подразделения могут состоять из пород различного происхождения — осадочных, вулканических, метаморфических, а иногда и интрузивных.Литостратиграфические подразделения выделяются на основе наблюдаемых физических признаков пород.

Географическое распространение подразделения связано с распространением и прослеживаемостью их диагностических признаков.

Границы литостратиграфических подразделений проводятся в тех местах, где происходит изменение свойств пород.

Биостратиграфи́ческие подразделе́ния — категория стратиграфических подразделений. Биостратиграфические подразделения выделяются и обосновываются по содержащимся в отложениях остаткам ископаемых организмов.

2. Использование данных электрического, сейсмического и магнитного каротажа, петромагнитных измерений для фациального анализа.

Фациальные и литологические изменения в разрезах сопровождаются изменениями физических свойств пород – их плотности, электрических и магнитных характеристик. Отсюда сопоставление графиков КС, ПС и гаммакаротажа позволяет судить об особенностях литолого-фациальных изменений одновозрастных отложений, даже при отсутствии каменного материала. В частности при переходе от мелководных песчаных фаций к более глубоководным глинистым отложениям можно ожидать увеличение значений ПС и радиоактивности, при соответственных спадах на графиках КС.

Вариации интенсивности намагниченности пород по разрезу указывают на изменение условий седиментации и включение в размыв новых источников сноса обогащенных магнитными минералами. Резкие изменения величин естественной остаточной намагниченности и магнитной восприимчивости пород зачастую с уровнями стратиграфических перерывов.

Площадные петромагнитные схемы позволяют весьма точно определять контуры областей аккумуляции, пути транспортировки магнитного материала и местоположения источника сноса.

В ряде случаев резкий рост намагниченности осадочных пород в стратиграфическом разрезе обусловлен появлением аутигенных магнитных сульфидов железа (пирротин, грейгит), которые формируются обычно в восстановленной среде глубоководных застойных зон. В таких случаях по вариации петромагнитных кривых можно судить о смене геохимических обстановок в палеобассейнах, которые в свою очередь во многом обусловлены колебательными движениями морского дня. В последние годы для глобальных палеогеографических реконструкций широко используют данные палеомагнетизма. Как известно, магнитный и географический полюсы Земли в настоящее время занимают близкое пространственное положение, можно полагать, что они были близки и в прошлые эпохи. Отсюда, вычисляя координаты палеомагнитных полюсов в определенные отрезки геологического времени, исследователь получает возможность определять с известным допущением положение древних географических полюсов, и сеть древних географических широт. Эти данные в совокупности с геологическим материалами могут быть использованы при построении палеогеографических карт.

По скоростным параметрам распространения волн выделение сейсмофаций. Есть целая система тестов, которая позволяет выделить фации прибрежных равнин, дельт, мелководных шельфов, островных поднятий, абиссальных и батиальных равнин.

Фациальные и палеогеографические карты

Конечной целью фациальных и палеогеографических исследований являются составление соответствующих карт. Палеогеографические реконструкции обычно ведутся для сравнительно коротких отрезков геологического времени, поэтому карты строятся на ярусном или даже на более низком уровне (например, палеогеографическая карта валанжинского века или раннеаптского времени).

Карты строятся на топографической основе, работы ведутся в следующей последовательности:

1. По разрезам и скважинам выделяется нужное подразделение и ведется его комплексное изучение. Изучается состав и генезис пород, их структурные особенности, характер слоистости, цвет, аутигенные минералы и ряд дополнительных признаков, позволяющих судить о физико-химических условиях осадконакопления (знаки ряби, ходы илоедов, следы ползания и пр.)

По составу палеобиоценозов и морфологии раковин изучают генезис фауны (морская, пресноводная, солоноватоводная), исследуют характер захоронения органических остатков (окатанность, ориентировка) и морфологию раковин (толстостенность, наличие скульптуры, величина). По составу и видовому разнообразию сообществ судят об условиях существования фауны и физико-химических условиях палеобассейнов.

При анализе геологического материала особое внимание уделяется полноте стратиграфического разреза, мощностям и границам каждого подразделения, перерывам в седиментации. В этих целях используют данные каротажа, магнитометрии, сейсмостратиграфические материалы, результаты палеомагнитных определений.

В итоге устанавливаются границы площадного распространения подразделений и выделяют области древней денудации.

2. На основе геолого-геофизических данных выделяют и описывают фации, проводится их классификация, строятся фациальные профили икарты, анализируются особенности смены фаций по латерали и в процессе геологического развития территории.

3. Строится палеогеографическая карта, где отражают границы суши и моря, геоморфологию морского дна (шельф, континентальный склон и т.д.). Особыми знаками изображают литологию и фации, геохимические особенности бассейнов, данные о температуре, направления сноса материала, области подводного вулканизма и т.д.

При реконструкции древней суши отражают основные особенности рельефа (горы, равнины), главные водные артерии, области вулканизма и т.д. Для выделения климатических поясов в последние годы широко используют палеомагнитные определения.

В чисто практическом отношении фациальные и палеогеографические карты важны для поисков стратиформных полезных ископаемых: стройматериалы, уголь, нефть, осадочные руды и пр.

3. Земная кора, ее типы и основные геоструктурные элементы.

Земная кора состоит из различных типов горных пород – магматических, метаморфических и осадочных, – залегающих выше границы Мохо. Наиболее крупными элементами земной коры являются континенты и океаны, характеризующиеся различным строением и соотношением разных типов горных пород. Как в пределах континентов, так и под дном морей и океанов выделяются подвижные участки и относительно устойчивые площади земной коры. На континентах к устойчивым областям относятся обширные как низменные, так и возвышенные равнины – платформы с двухэтажным строением Платформа – основной элемент структуры континентов, противопоставляемый геосинклиналям и отличающийся от последних существенно более спокойным тектоническим режимом.Нижний этаж – фундамент – сложен дислоцированными, метаморфизованными и прорванными разнообразными интрузиями толщами пород различного возраста. Верхний этаж – платформенный чехол – верхний структурный ярус платформ, сложенный обычно осадочными горными породами.

4. Геологическая история кайнозоя. Стратиграфические подразделения. Состав и строение отложений. Палеогеография и органический мир.

17 Билет 1 вопрос

1. Непалеонтологические методы определения возраста горных пород

1.1. Метод последовательности напластований (стратиграфический), использующий так называемый принцип (закон) Н. Стенона, сформулированный им еще в XVII в. (1669 г.). В каждом конкретном разрезе (обнажении) при ненарушенном залегании нижележащий слой древнее перекрывающего. Или, из двух контактирующих геологических тел моложе то, которое повлияло (оставило след) на другое.

1.2. Минералого-петрографический метод. При этом методе стараются расчленить пачки горных пород по их петрографическому составу, текстурным и структурным особенностям. Широко используется при картировании «немых» (лишенных окаменелостей) толщ (метаморфических, вулканогенных и др.). Метод позволяет коррелировать только разрезы расположенные относительно близко, в пределах площади одного бассейна осадконакопления и не более.

1.3. Структурно-тектонический. В основу этого метода положена идея об одновременности тектонических движений на больших площадях. Осадочные серии, накопившиеся на дне моря, часто выводятся вертикальными тектоническими движениями на поверхность и частично успевают подвергнуться размыву, пока опять не скроются под водой при очередном погружении территории. Так возникают параллельные или стратиграфические несогласия. Если же во время континентального режима породы претерпевают еще и складчатые деформации, то тогда перекрывающие слои лягут с угловым несогласием на срезанные и смятые в складки нижележащие.

Рис. 23.1. Корреляция разрезов по структурно-тектоническим признакам

Например, на стратиграфических колонках рис. 23.1 хорошо читается, что после колебательных движений вертикального типа, когда были сформированы I–III структурные этажи, произошла складчатость, затем эта размытая поверхность складчатых комплексов пород вновь испытала погружение и на нее были отложены слои IV структурного этажа.

1.4. Палеомагнитный метод. Основан на том, что магнитное поле Земли геологического прошлого не оставалось постоянным, а постоянно меняло свои параметры (обращение полярности, местоположение полюсов и т. п.), и все эти изменения были зафиксированы в формирующихся в это время горных породах (осадочных, остывающих магматических). Например, по массовым наблюдениям, выполненным в разных частях Земли, удалось определить положение магнитного полюса в начале девона, который находился примерно на 28° с. ш. и 159° в. д., а в конце палеозоя — на 45° с. ш. и 165° в. д. В течение геологической истории произошло множество инверсий — смен направления магнитного поля Земли, фиксируемые в разрезах горных пород чередованием зон прямой (совпадающей с современным направлением) и обратной намагниченности. В связи с трудоемкостью метода (необходимо иметь сложные приборы, достоверные, заверенные абсолютными датировками разрезы пород всех возрастов) магнитохронологическая шкала пока разработана только для позднего кайнозоя, что было сделано по основным эффузивам и глубоководным океаническим осадкам.

1.5. Ритмостратиграфический метод хорошо иллюстрируется рис. 23.2, из анализа литологических колонок которого видно, что в обоих регионах происходили синхронные вертикальные тектонические движения, в итоге приведшие к трансгрессии моря. Причем в регионе II море было более глубоким, но и в пределах него хорошо просматриваются колебательные ритмы осадконакопления

2 вопрос

ФАЦИИ КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ,

Рухин, 1961, — образующиеся в пределах материков на поверхности суши, в долинах рек, на дне озер, в зоне распространения ледников и т. д. Отличаются от морских и лагунных фаций большим непостоянством условий образования, а также своеобразием орг. остатков, принадлежащих наземным животным (чаще позвоночным, насекомым), пресноводным организмам и наземным растениям. Многие континентальные отл. являются немыми. Представлены обломочными, глинистыми, редко карбонатными, а также соляными отл. В отл. Ф. к. обычно не встречаются глауконит, фосфаты, осад. цеолиты и некоторые др. м-лы, присутствующие в морских толщах. Широко распространены окисные соединения, в частности соединения Fe, дающие красную окраску, сочетающуюся иногда с зеленой и зеленовато-синей (при местном восстановлении окислов Fe). Встречается почти белая окраска г. п. (каолины, кварцевые пески) и черная (угли, углистые глины). Слоистость разнообразна, иногда отсутствует. Подразделяются на элювиальные, делювиальные, коллювиальные, пролювиальные, речные, пресноводноозерные, болотные, пустынные, ледниковые и др.

Морские фации наиболее широко распространены, поскольку основная масса горных пород, особенно осадочных, образуется в море. [1]

Среди морских фаций он устанавливает сероводородную, сидеритовую, шамозитовую, глауконитовую, фосфоритовую, окислительную, ультраокислительную. Нетрудно заметить, что все морские геохимические фации расположены в порядке возрастания потенциала окисления. Породы первых двух фаций - сероводородной и сидеритовой - представлены глинистыми или мелкозернистыми разностями, а двух последних - песчаными и грубозернистыми. К морским геохимическим фациям Л. В. Пустовалов относит также доломитовую и фацию морских солей. Континентальные геохимические фации делятся на шесть типов: латеральный, орштейнов, или отбеливающего выветривания, пустынь, континентальных растворимых солей, железных руд и углей. [2]

Характер морских фаций зависит прежде всего от глубины моря и близости берега. Кроме того, значительное влияние оказывают рельеф берега, рельеф морского дна и климат. Одним из главных факторов, обусловливающих разделение морских фаций, служит изменение подвижности воды и распределение организмов. [3]

В морских фациях накопляется большинство осадочных пород главным образом потому, что морские осадки лучше сохраняются от последующего размыва. Они занимают большие площади и обычно содержат остатки фауны, по которым легко определить их стратиграфический возраст. [4]

В-самых верхах морские фации сменяются пресноводно-континентальными, для которых характерно обилие туфогенного материала. [5]

В отложениях морской фации широко развиты глины, в основном вгонтмориллонитового состава с примесью гидрослюд, иногда карбонатные. Глинистые прослои в составе континентальной фации неоднородны по составу - от суглинков до тяжелых глин. Суглинки с числом пластичности 7 - 14 имеют коэффициент фильтрации 6 08 - 0 25 м / сут. [6]

В группе морских фаций выделяются фации литорали, сублиторали, мелководья, отделенного от моря баром или островами, мангровых зарослей, отмелей и баров, удаленной от берега литорали, удаленной от берега сублиторали, коралловых рифов, открытого моря - мелководной области шельфа, глубоководной области шельфа, континентального склона ( батиальные), абиссальные - глубоководные. [7]

Наиболее широко распространены морские фации, поскольку основная масса осадочных горных пород образуется в море. Морские отложения весьма разнообразны по составу: среди них распространены как грубообломочные, так и тонкозернистые терри-генные осадки, значительные площади покрыты известняками, доломитами, мергелями, нередко встречаются глубоководные илы и химические осадки. Однако распределение всего этого многообразия морских осадков подчинено определенным закономерностям и обусловливается в основном глубиной морского бассейна. [8]

В генетическом комплексе морских фаций характерно изменение его членов по мере удаления от берега и увеличения глубины. Обломочные осадки становятся все более мелкозернистыми, уменьшается количество остатков донных организмов, реже встречаются косая слоистость и знаки ряби на поверхностях слоев, уменьшается породообразующая роль донных организмов, исчезают остатки водорослей, уменьшается скорость накопления осадков и увеличивается преобразование их сингенетическими процессами. [9]

Однако распределение всего этого многообразия морских фаций подчинено определенным закономерностям и определяется в основном глубиной морского бассейна. [11]

Аналогичное можно наблюдать при переходе от морских фаций к континентальным. В фациях открытого моря накопляются остатки наиболее примитивных живых тел - водорослей, низших животных. Из этих остатков образуются керогеновые сланцы и, невидимому, также сапропе-литы, из которых образуется нефть. [12]

В верхней части юрские отложения представлены морскими фациями. Они подразделяются на карбонатные ( келловей-оксфорд) - нижняя часть разреза, и соляно-гипсовые ( киммеридж-титон) - верхняя часть разреза. [13]

3 вопрос

ПЛАТФОРМЫ являются наиболее устойчивыми основными (ядерными) структурными элементами континентов, образовавшиеся на месте бывших горных сооружений или складчатых областей, после денудационного их срезания или нивелирования до равнины или пенеплена. В результате денудации мощность ЗК уменьшается в среднем с 70–80 до 35–45 км. Такие выровненные, гранитизированные (как правило) со складчатой внутренней структурой участки ЗК являются в дальнейшем фундаментом¹ платформ, на котором в дальнейшем может начаться накопление континентального и мелководно-морского осадочного чехла.

Платформы принято делить на древние платформы или кратоны² и молодые, имеющие вид полос или пятен на тектонических картах.

Древние платформы на тектонической карте мира образуют две основные группы (ряда): северную или лавразийскую и южную или гондванскую. Есть основания предполагать, что в древности или первоначально они были объединены в суперплатформуПангею. Древние платформы имеют очень древнее докембрийское кристаллическое основание, называемое фундаментом или цоколем платформы, которое большей частью перекрыто рыхлыми осадочными породами, слагающими так называемый чехол платформы. Древние платформы занимают в сумме около 40% площади современных материков. Они представляют собой изометричные, полигональные блоки континентальной ЗК более 1000 км в поперечнике и площадью в несколько миллионов кв. км с преобладающим равнинным рельефом.

Молодые платформы либо обрамляют древние (например, Скифско-Туранская, Среднеевропейская), либо заполняют промежутки между ними (например, Западно-Сибирская). Общая площадь молодых платформ составляет всего 5% от общей площади материков. В рельефе они обычно выражены равнинами или низменностями. Платформы асейсмичны.

Структуры 1-го порядка. Это щиты, плиты и зоны перикратонных опусканий.

Щиты представляют крупные, до тысячи и более километров в поперечнике, площади выхода на поверхность платформенного фундамента. Они более характерны для древних платформ. Характеризуются устойчивым поднятием и господством денудации на протяжении большей части своей истории. Более мелкие, недавно освободившиеся из-под чехла участки фундамента, называют глыбами.

Плиты — области сплошного развития осадочного чехла. Это Русская плита, Среднесибирская или Лено-Енисейская плита в ряду северных древних платформ и Сахарская, Аравийская и др. в южной (гондванской) группе платформ.

Молодые платформы фактически целиком покрыты осадочным чехлом и, поэтому их чаще именуют не платформами, а плитами (Западно-Cибирская, Скифская, Восточно-Австралийская и др.).

Зоны перикратонных опусканий — узкие плиты или прогибы шириной до 100–300 км, расположенные на краю платформ, с моноклинально залегающими более мощными (по сравнению с внутренними плитами) комплексами осадочных горных пород. Выделены на основе изучения Ангаро-Ленской краевой структуры на Сибирской платформе Е. В. Павловским (1959). В современном виде это пассивные окраины континентов — подводные окраины с глубинами 0–50–100 м, зоны мощного накопления паралических, прибрежно- и мелководноморских осадков; их мощность (толщина) может достигать и даже превышать 10–12 км.

Структуры 2-го порядка. Это антеклизы, синеклизы и авлакогены.

Антеклизы — крупные пологие поднятия в пределах плит, иногда с выходами фундамента в осевой части. Фундамент здесь лежит на глубине не более 1–1,5 км, а осадочный чехол отличается сокращенными мощностями слагающих его пластов, обилием перерывов, более грубым составом (более крупнообломочным).

Синеклизы — крупные пологие впадины внутри плит, а иногда и на щитах. Наклон слоев на крыльях синеклиз и антеклиз составляет обычно менее 1°. Мощность осадочного чехла в синеклизах достигает 3–5 км и он более полный (без перерывов и размывов), более «мористый», чем на антеклизах.

Авлакогены — крупные грабен-прогибы в фундаменте платформ, но иногда хорошо проявленные и в осадочном чехле, ограниченные разломами и заполненные осадками резко повышенной — до 10–12 км — мощности, а нередко также и вулканитами базальтового состава. Из характерных осадков отмечаются соли, угли. Авлакогены обычно выходят на один из краев платформы, иногда пересекают платформу от края до края — такие авлакогены называют сквозными. На современной поверхности авлакогены не выражены и представляют собой погребенные структуры, доступные для изучения лишь бурением и сейсморазведкой. Вверх по разрезу они вначале замещаются равновеликими впадинами, потом более обширными синеклизами.

Стадии развития платформ (тафрогенез)

I. Начальная. Стадия кратонизации, характеризуется преобладанием поднятий и довольно сильным заключительным основным магматизмом. Для нее очень характерны расслоенные габбро-анортозитовые плутоны и граниты-рапакиви. Широко проявлен эффузивный магматизм.

II. Авлакогенная стадия, которая постепенно вытекает из предыдущей. Наиболее ярко проявилась на древних платформах северного ряда: Восточно-Европейской, Сибирской, Северо-Американской, в виде Днепрово-Донецкого, Вилюйского, Анотского, авлакогена оз. Верхнего и др. Постепенно авлакогены перерастают во впадины, а потом в синеклизы.Синеклизы разрастаясь, покрывают осадочным чехлом всю платформу, и наступает ее плитная стадия развития.

III. Плитная стадия. На древних платформах охватывает весь фанерозой, а на молодых начинается с юрского периода мезозойской эры. Амагматична. Прерывается или завершается фазами тектоно-магматической активизации. Эти фазы проявляются в образовании рифтов — поздних авлакогенов и возобновлении магматической деятельности. Именно в эти фазы образуются характерные для платформ магматиты: базальтовые силлы (сибирские траппы (Р–Т1) до 3700 м в Норильском районе Тунгусской синеклизы), щелочно-базальтовые концентрические (вложенные одна в другую воронки) дайки (встречаются на восточном краю Тунгусской синеклизы, часто в пределах щитов и антеклиз), кимберлитовые трубки (алмазоносны, образуются вдоль разломов и узлов их пересечения, распространены в Южной, отчасти Западной Африке, на Сибирской платформе, в Австралии).

IV. Стадия активизации. Эпиплатформенные орогены (Дива-структуры, Комо-Хренали).

18 билет

1 вопрос

Критерии расчленения и определения ранга стратиграфических подразделений основываются на особенностях эволюции земной коры и органического мира, населявшего земную поверхность. Эволюция земной коры и ее поверхности выражалась в периодичности усиления и ослабления тектонических движений разного ранга, развитии трансгрессии и регрессий Мирового океана, других изменениях физико-географических условий земной поверхности. Факторы, изменяющие состав органического мира и определяющие его этапность, тесно связаны как с собственно биологическим процессом, так и с особенностями расселения и вымирания групп организмов под влиянием изменения условий окружающей среды.

Для определения рубежей стратиграфических единиц главное значение должны иметь факторы, обусловливающие эволюцию земной коры. Однако при расчленении разрезов или периодизации

-событий чаще всего используются более ярко и наглядно выраженные, быстро протекающие и к тому же необратимые проявления эволюции органического мира. Поэтому именно эволюция органического мира составляет основу геологической периодизации. .Это связано с тем, что палеонтологические данные многочисленны и многообразны. Они отражают этапы развития органического мира в строго определенное время, в конкретном месте и одновременно показывают необратимость эволюционного развития организмов. В связи с этим палеонтологические данные — не только главная, но и, что самое важное, доступная основа для относительной геохронологии и стратиграфической корреляции.

Таким образом, любое стратиграфическое подразделение — от самого крупного, глобального до местного — должно отвечать определенному этапу развития Земли или отдельного ее региона. 'Стратиграфические единицы являются реальными геологическими телами, состоящими из комплекса горных пород, обладающих характерным вещественным составом и сформировавшихся в определенный этап развития земной коры. Между собой эти этапы могут различаться по характеру и продолжительности геологическихсобытий.

Стратиграфия и относительная геохронология неразрывно связаны между собой и поэтому стратиграфическую классификацию нельзя рассматривать в отрыве от классификации геохронологической. Обе они отражают один и тот же исторический процесс развития Земли. Тем не менее вследствие неполноты геологической летописи и недостаточного знания всех геологических событий, а также неоднозначности их расшифровки на практике существуют

Стратиграфическая шкала отражает последовательность отложений, расчленение их на отдельные стратиграфические единицы, выражает их временной объем и соподчиненность. Геохронологическая шкала показывает длительность и последовательность основных этапов развития земной коры и Земли. Обе эти шкалы свидетельствуют об общем ход& и результатах единого закономерного процесса формирования земной коры. Каждому стратиграфическому подразделению соответствует геохронологическое, и в свою очередь любое стратиграфическое подразделение должно быть хроностратиграфическим.

Стратиграфическая шкала базируется на реально наблюдаемой в природе последовательности горных пород в конкретных разрезах, на вещественном составе слоев и напластований, на соотношениях между собой групп слоев и на их пространственных изменениях, на составе и особенностях заключенных в них остатков животных и растений. Основываясь на вещественном составе горных пород, на их структурно-текстурных особенностях, на морфоанатомическом строении ископаемых органических остатков, условиях их нахождения и степени сохранности, геологи от реально наблюдаемых фактов переходят к более широким обобщениям о характере тех или иных явлений и событий, особенностях осадконакопления,среде обитания организмов и условиях их захоронения. Разумеется, геологи не могут напрямую наблюдать особенности древних областей осадконакопления, в частности непосредственно измерять глубину и соленость морского бассейна, температуру и влажность воздуха древних геологических эпох, но могут делать достаточно надежные выводы об этих и других параметрах древней геологической среды на основе тщательного анализа геологического разреза с применением различных современных физических методов исследования горных пород и ископаемых организмов. Отсюда следует, что стратиграфическая шкала базируется, с одной стороны, на исследовании реально наблюдаемых объектов и на их особенностях, т. е. на основе реально существующих фактов, а с другой — на выводах и обобщениях, построенных в результате строгого анализа этих фактов.

Вся история Земли представляется как смена эволюционных и революционных этапов. Эта особенность отражается и в периодичности геологических процессов и в эволюции органического мира. Крупным этапам развития Земли соответствуют и этапы развития органического мира. Исходя из этого границы различных по рангу историко-геологических этапов принимают за естественные рубежи, по которым проводят границы выделяемых стратиграфических единиц. Сами эти единицы следуют друг за другом в хронологическом порядке, отражая объективный ход исторического процесса развития Земли.

Основой для выделения геохронологических и стратиграфических единиц служат следующие критерии, тесно связанные между собой:

1) этапность в ходе эволюции органического мира;

2) периодическая изменчивость процессов осадконакопления и денудации;

3) палеогеографические критерии (изменение распределения морских бассейнов и. особенности рельефа суши и дна моря, климата, смена ландшафтных обстановок и т. д.);

4) степень активности и характер проявления магматической деятельности и процессов метаморфизма;

5) проявление, крупных тектонических движений и деформаций.

Перечисленные явления взаимосвязаны и отражают единый процесс развития Земли. Но, как указывалось выше, из всех геологических процессов развитие органического мира наиболее яркои наглядно отражает необратимость развития Земли. Поэтому в позднем докембрии и фанерозое изменчивость органического мира выступает в качестве основного и объективного критерия при выделении стратиграфических единиц, корреляции разрезов и определении таксономического ранга стратиграфических подразделений.

3 вопрос

Формация — устойчивое сочетание определенных генетических типов пород, связанных общностью условий образования на определенных стадиях развития структурных элементов земной коры. Помимо основных «формациеобразующих» пород вформаций могут участвовать другие, подчиненные компоненты, иногда очень важные.  Каждая порода, входящая в состав осадочной формации, отвечает определенной фации, и осадочная формация представляет собой комплекс фаций или генетических типов отложений. Если облик фации определяется физико-географической обстановкой образования, то основным фактором обособления формаций служит тектонический режим (мощность, площадь распространения). На облик осадочных континентальных и мелководно-морских влияют климатические условия, состав пород и тип их выветривания в области сноса и вулканизм. Области седиментологииотвечают бассейнам разного типа, например эпиконтинентальным, внутренним или окраинным морям, межгорным котловинам, аллювиальным равнинам, пустыням и т.д.  Тектонический режим является определяющим фактором обособления формаций. Формации являются показателями тектонических режимов. Установив принадлежность формации к определенному типу, мы решаем, была ли это платформа или ее шельфовая (геосинклинальная) и определяем ее стадию зрелости и выясняем ее вертикальные и латеральные связи. Формации крупных геоструктурных зон образуют по вертикали формационные ряды.

19 билет

1 вопрос

Объектами палеонтологии являются ископаемые, т.е. окаменевшие остатки организмов (Fossils) или следы их жизнедеятельности. Изучая ископаемые остатки вместе с вмещающими их породами разного возраста, палеонтология позволяет определить относительный возраст пород, стратифицировать геологические разрезы, дать представление об условиях осадконакопления отложений. Особое внимание уделяется тем группам организмов, которые имеют биостратиграфическое и породообразующее значение для отдельных отрезков геологического времени - «руководящими ископаемыми». Именно на этих группах фауны и флоры основаны методы биостратиграфической корреляции разрезов. Развитие органического мира прошлых геологических эпох является частью общей эволюции Земли во времени. Это обстоятельство определяет связь палеонтологии с современными направлениями биологии.

Палеонтология – раздел естествознания, предметом изучения которого является органический мир прошлого. Иногда «по смыслу» переводится как «наука о древней жизни». Палеонтология как раздел научного знания находится на стыке биологических и геологических наук, входя в равной мере в сферу интересов и тех, и других. Поскольку палеонтология изучает органический мир – это наука, безусловно, биологическая. Но исследовать органический мир прошлого можно только по тем остаткам некогда существовавших организмов, которые сохранились в составе отложений и осадочных горных пород, сформировавшихся в геологическом прошлом. Их исследование – это предмет наук геологических. При этом не только объект исследования, но и основы методологии – те же, что и для всех геологических дисциплин, начиная с основополагающего для всех геологических наук метода актуализма.

Основные задачи палеонтологии: выяснение биологического разнообразия, реконструкция органического мира прошлых эпох, установление относительного возраста отложений по комплексам ископаемых остатков.

Выделяют следующие категории ископаемых в зависимости от полноты сохранности и своеобразия остатков: субфоссилии, эуфоссилии, ихнофоссилии, копрофоссилии, хемофоссилии.

Субфоссилии представлены ископаемыми, у которых сохранился скелет и слабоизмененные мягкие ткани. К субфоссилиям принадлежат находки некоторых животных в вечной мерзлоте, битумах, вулканических пеплах или эоловых песках.

Эуфоссилии (эвфоссилии) представлены целыми скелетами или фрагментами скелетов, отпечатками и  ядрами. Скелеты — это основные объекты палеонтологических исследований.

Отпечатки — уплощенные оттиски организмов (птиц, рыб, медузоидов, червей, членистоногих, листьев и др.). Ядра — объемные слепки полостей.

Ихнофоссилии представлены следами жизнедеятельности ископаемых организмов. Они сохраняются в виде отпечатков или объемных образований. К ихнофоссилиям относят следы ползания и зарывания членистоногих, червей, двустворок; следы выедания, норки, ходы и следы сверления губок, двустворок, членистоногих; следы передвижения позвоночных. Копрофоссилии состоят из  продуктов жизнедеятельности ископаемых организмов. Они объемны и сохраняются в виде желваков, конкреций, столбиков и пластовых тел. К копрофоссилиям относятся конечные продукты пищеварения илоедов и позвоночных животных, продукты жизнедеятельности бактерий (железистые, марганцевые и фосфоритовые конкреции, графит, сера, нефть, газ) и цианобионтов (строматолиты, онколиты и катаграфии).К  хемофоссилиям относят ископаемые бактериального,цианобионтного, растительного и животного происхождения. Хемофоссилии сохраняют химический состав биомолекул, позволяющий определить систематическое положение исходного организма.

2 вопрос

.Фациальная зональность морских и океанических бассейнов Морские бассейны занимают более двух третей современной поверхности Земли и отличаются большим разнообразием накапливающихся в них отложений и обитающих организмов. В море встречаются грубообломочные, песчаные, глинистые, карбонатные, кремнистые, железистые, марганцовистые и другие осадки, основная масса которых откладывается в прибрежной зоне и на шельфе. По мере удаления от берега обломочные отложения становятся все более мелкозернистыми, снижается скорость накопления осадков, количество донных организмов в них уменьшается. Моря являются областями преимущественного накопления осадков, несмотря на то, что в них присутствуют участки, где осадки практически не накапливаются. По сравнению с континентальными, морские осадки отличаются большей выдержанностью. Основная масса осадочного материала поступает в моря с суши, другой источник осадочного материала - вулканические извержения, третий - разрушение пород морского дна, четвертый - жизнедеятельность морских организмов (биогенный источник). Характер отложений зависит от климата, рельефа морского дна и прилежащей суши, а также степени обособленности данного бассейна от океана. Влияние климата особенно сказывается на карбонатности отложений и облике присутствующих в них организмов. В теплых морях чаще развиты карбонатные осадки, организмы с массивным карбонатным скелетом, коралловые рифы. В зонах влажного жаркого климата накапливаются морские железные руды и бокситы. Образования осадков разного типа зависит во многом от рельефа морского дна. Различают плоские, мелководные моря, расположенные на платформах, омывающие невысокий, сглаженный континент, и глубоководные, котловинные, окруженные узкими шельфами и часто обрамленные горной сушей. Рельефом дна определяется режим волнений и течений, влияющий на распределение осадков. Рельеф суши сказывается на выветривании - чем более расчленен рельеф суши, тем более грубозернистый материал поступает в море. Обособление морей от океана ведет к их опреснению или засолению, к изменению органического мира, нарушению нормального газообмена, вплоть до образования застойных вод. Подразделение морских фаций до недавнего времени проводилось на базе батиметрии с использованием гипсографической кривой. Так выделялись фации неритовые, батиальные и абиссальные. Океанологические исследования последних десятилетий показали несовершенство этого принципа. Дело в том, что абсолютная глубина определяет лишь две фациальные границы - предельную глубину активного волнового воздействия (50-70 м, при катастрофических штормах - до 100 м) и критическую глубину накопления карбонатов (от 3-4 км в умеренных широтах до 5 км на экваторе). Значительно большее значение имеет относительная глубина, точнее - перепад глубин, определяющийся крупными морфоструктурными элементами Мирового океана (шельф, континентальный склон, абиссальные равнины, срединноокеанические хребты), а также источник поступления осадочного материала. На этом основании в настоящее время выделяют два типа океанического седиментогенеза - приконтинентальный и пелагический. Приконтинентальная и пелагическая области резко различаются по характеру отложений, их составу, мощностям, скоростям накопления и механизмами осаждения. При приконтинентальном седиментогенезе превалирует осадочный материал, поставляемый с континента - главным образом обломочный, хотя нередки и хемогенные и биогенные осадки. Для приконтинентальной области характерна максимальная контрастность рельефа, наличие разных форм переноса обломочного материала, разнообразных течений и, соответственно, большое разнообразие фаций. Концентрация органического вещества в приконтинентальной области в 4-8 раз выше, чем в пелагической. При пелагическом седиментогенезе основная часть осадочного материала продуцируется самой водной толщей (пелагиалью), в нем преобладают планктоногенные осадки и глубоководные пелагические полигенные глины. Пелагические осадки менее разнообразны. Ниже приводится более подробная литологическая характеристика осадков указанных областей.

Океанские платформы (талассократоны или талассоплатформы) в рельефе дна имеют вид обширных абиссальных (глубоководных) плоских или слабохолмистых подводных равнин (с гайотами и отдельными хребтами высотой до 1000 м), с отметками глубин в пределах 2600–6000 м, расположенных между срединно-океаническими хребтами, с одной стороны, и глубоководными желобами или пассивными окраинами континентов — с другой. Разрез земной коры в пределах платформ отличается большой выдержанностью. В нем повсеместно присутствуют все три океанских слоя (см. предыдущий раздел). Возраст земной коры (и литосферы) различных участков океанического дна различен и отражает направление ее движения от средино-океанических хребтов к зонам субдукции (рис. 18.3). Местами горизонтальное залегание слоев платформ нарушено разломами. Некоторые из них имеют весьма значительную протяженность. В рельефе они выражены уступами, каньонами и желобами. Для участков платформ прилегающих к глубоководным желобам, типичны краевые валы. Это невысокие (200–500 м), овальные сводовые поднятия с поперечниками 300–500 км и длинами порядка 1000 км.

Глубоководные равнины практически асейсмичны и характеризуются невысокими значениями теплового потока.

Глубоководные желоба (Алеутский, Курило-Камчатский, Японский, Кюсю, Волкано, Марианский и др.) — это весьма протяженные (от нескольких сотен до 3–4 тыс. км) сравнительно узкие (100–200 км), глубокие (максимальная глубина Мирового океана, равная 11 022 м, зафиксирована в Марианском желобе) прогибы дна океанов, располагающиеся у подножий активных горно-складчатых окраин континентов и островных дуг. Желоба асимметричны. Их борта, прилегающие к континентам или островным дугам, имеют крутизну до 10–25°, а противоположные — не превышают 5–8°.

Со стороны океанов вдоль желобов имеются невысокие (до 500 м) краевые валы. Эти валы и «океанские» борта желобов покрыты маломощным (порядка 500 м) слоем недислоцированных осадков, обычных для океанских равнин. Лишь кое-где эти осадки нарушены продольными ступенчатыми сбросами. Приостровные (материковые) борта желобов более ступенчаты. Здесь осадки, мощностью 2–3, иногда до 5–6 км, собраны в пологие складки и разбиты многочисленными нарушениями.

Днища же желобов сравнительно плоские. Ширина их варьирует в зависимости от притока количества осадка, чем выше его значение, тем шире и ровнее днище желоба.

«Океанские» борта и днища желобов имеют нормальную трехслойную океанскую кору с несколько повышенной толщиной верхнего осадочного третьего слоя. Общая мощность коры здесь достигает 10 км, а раздел Мохоровичича опущен до глубин порядка 20 км. Сейсмическими исследованиями, выполненными в Камчатско-Курильском, Японском, Зондском, Чилийском и в некоторых других желобах, установлено, что океанская кора полого (под углами 10–20°) погружается под приостровное крыло желоба и островную дугу (или континент) и уходит под них на расстояние до 50 км. Это интерпретируется как результат тектонического сдваивания кромок двух литосферных плит, движущихся навстречу друг другу (процесс субдукции). Такое наклонное положение плоскости соприкосновения двух плит и погружение одной из них (океанической) под другую (континентальную) делает понятным многие другие особенности глубоководных желобов: 1) низкий тепловой поток, 2) приуроченность к ним сейсмофокальных зон Беньоффа-Заварицкого, уходящих со стороны желобов под континентальные блоки (материки и островные дуги) до глубин 500–700 км. Первая особенность объясняется тем, что в процессе погружения «холодная» литосфера замещает более горячие массы верхней мантии; вторая — тем, что погружающаяся холодная литосфера долгое время сохраняет свою способность накапливать упругие напряжения и, деформируясь, высвобождать накопленную упругую энергию короткими мощными импульсами, которые вызывают землетрясения.

Срединно-океанические хребты (СОХ) можно отнести к океанским орогенным поясам, т. к. в орографическом отношении они имеют высоту над окружающей равниной платформ до 3–4 км. Хребты занимают внутриокеанское положение и, сочленяясь между собой по простиранию, образуют мировую систему общей длиной свыше 60 тыс. км. Ширина хребтов составляет 1–2 тыс. км, нередко и больше. Вдоль оси этих хребтов прослеживаются зоны рифтов или узких грабенов шириной 12–45 км, при глубине дна до 3–5 км. Наличие этих грабенов указывает на условия растяжения в их пределах земной коры. Для хребтов характерно: высокая сейсмичность, резко повышенный тепловой поток из недр Земли, низкая плотность верхней мантии (разуплотненная мантия) и интенсивный базальтовый вулканизм. При приближении к хребтам заметно уменьшаются мощность и возраст осадков. Кроме продольных разломов, формирующих грабены и горсты, в пределах хребтов периодически устанавливаются поперечные вертикальные разломы, которые нередко пересекают не только хребты, но и прослеживаются далеко в смежные талассократоны. Внешний облик этих разломов типично сдвиговый, но природа их иная. Это особые разрывные структуры, именуемые трансформными разломами (термин Дж. Уильсона, 1965 г.). Например, Мендосино, Мюрей, Кларион и др. в северо-восточной части Тихого океана.