Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




18.10.2017





Яндекс.Метрика
         » » Объяснительная записка к геохронологической шкале в абсолютном летоисчислении 1964 г.

Объяснительная записка к геохронологической шкале в абсолютном летоисчислении 1964 г.

16.11.2017

Введение

Приступая к составлению настоящей записки, авторы отчетливо представляли сложность поставленной перед ними задачи. Опыт прошедшего десятилетия работы радиологических лабораторий всего мира показал, что восстановление истории геологического развития Земли — датирование отдельных этапов этого развития по горным породам и минералам — сопровождается многими трудностями. Главным осложняющим обстоятельством является то, что большинство минералов и горных пород за время их длительного (миллионы и миллиарды лет) существования подвергались a priori влиянию последующих геологических событий. Естественна поэтому возможность нарушения равновесных отношений между радиоактивным элементом и продуктами его распада. Из сказанного очевидно, что наряду с радиологической работой по датированию геологических объектов лаборатории выполнили большой объем методических исследований, ставивших своей задачей выяснение надежности того или иного метода, пригодности для геохронологических исследований того или иного минерала.

Многое еще предстоит исследовать, по все же к настоящему времени выяснилась принципиальная возможность составления шкалы в абсолютном летоисчислении, несмотря на сложности, связанные с воздействием на геологические объекты последующих процессов.

Эта возможность осуществима лишь при проведении комплекса геолого-радиологических исследований. Минералого-петрографо-геологическое исследование обеспечивает контроль и учет изменений, претерпеваемых тем или иным минералом, а следовательно, и выбор более надежных объектов радиологического исследования.

Используя различные радиоактивные элементы — U, Th, К, Rb и изучая их соотношения с накопившимися продуктами распада 206Pb, 207Pb, 208Pb, 40Ar, 87Sr соответственно, радиологи имеют возможность оценить надежность того или иного значения абсолютного возраста, полученного тем или иным методом для минералов, сохранность радиогенных продуктов в которых изучена экспериментально.

К сожалению, разработка многих проблем в этой области еще не завершена, однако уже сейчас можно сделать ряд выводов.

1. Наиболее падежными значениями возраста для одновременно образовавшихся минералов являются близкие или тождественные значения, получаемые параллельно всеми тремя основными методами — урано-ториево-свинцовым, калий-аргоновым и рубидий-стронциевым.

2. Осложняющим обстоятельством является недостаточная точность определения констант распада 87Rb(ЛRb) и 40К(Лк и Лв). До сих пор радиологические лаборатории всех стран используют различные константы. В СССР для Лк принято значение 0,557*10в-10 лет-1, для Лв — 4,72*10в-10 лет-1, для ЛRb — 1,39 и 1,47*10в-11 лет-1. Во многих (по не во всех) лабораториях США н Англин для Лк принято 0,585*10в-10 лет

а для ЛRb — 1,39 и 1,47*10в-11 лет-1. При сравнении значений абсолютного возраста, публикуемых в разных странах, приходится учитывать различия и принятых константах распада для 40K и 87Rb.

3. Выявлено, что при применении калий-аргонового метода наиболее предпочтительным материалом для определений возраста в общем случае являются слюды. Достаточно надежно можно использовать и такие калийсодержащие минералы, как глауконит, кали-натриевый полевой шпат (санидин) из пород, находившихся за время своего существования в условиях, не способствующих потере радиогенного аргона. Данные K-Ar метода можно во многих случаях контролировать данными Rb-Sr метода, так как факторы, определяющие миграцию аргона и стронция, различны.

4. Наиболее широко в настоящее время применяется K-Ar метод, что обусловлено в первую очередь широким распространением калийсодержащих минералов в большинстве горных пород, слагающих земную кору.

Калий-аргоновый метод, при котором для более надежной датировки используются главным образом слюды, подобно Rb-Sr и U-Pb методам, базируется, естественно, на породах магматогенного происхождения. Однако геологическая позиция многих конкретных интрузивных пород в подавляющем большинстве случаев не может быть установлена с необходимой точностью. Прямые факты прорыва фаунистически охарактеризованных осадочных толщ интрузиями и перекрывание этих же интрузий более молодыми фаунистически охарактеризованными слоями в узком интервале геологического времени — уникальный случай. Поэтому для определения истинной геологической позиции магматического тела привлекается обильный дополнительный геолого-петрографический материал, позволяющий во многих случаях приходить к однозначному выводу. Нельзя забывать также о неточности местных биостратиграфических шкал, основанных на флористических данных.

Все эти схематически охарактеризованные сложности интерпретации радиологических данных при большом количестве накопленных фактов не мешают в конечном итоге подойти к достаточно падежной датировке геологических рубежей в абсолютном летоисчислении.

Для дальнейшей детализации шкалы, особенно в той ее части, которая отражает возраст различных подразделений докембрия и палеозоя, большим затруднением является нахождение достаточно надежных геологических опорных точек. He все точки, приводимые в прилагаемом перечне являются опорными в полном смысле этого понятия, но они должны были учитываться при датировке рубежей как заявленные отдельными лабораториями. При утверждении шкалы обнаружилось несколько противоречивых данных в отпошении датировки рубежей между пермью—карбоном и между карбоном и девоном. Особенно это касается рубежа карбон—девон, что и отражено на шкале. В соответствующем разделе записки излагаются факты, позволяющие сохранить двойственную оценку возраста этого рубежа.

В настоящей записке, как правило, первичный авторский материал (геологические и радиологические данные) не приводится. В подробном списке перечислены опубликованные источники, в которых читатель может найти все исходные данные для той или иной опорной точки. Дополнительные значения абсолютного возраста, доложенные на Комиссии при обсуждении шкалы, сопровождаются необходимыми исходными данными. Первичный материал привлекается также при обсуждении выявившихся противоречий, это поможет в будущем прийти к более правильной и однозначной интерпретации имеющихся фактов.

К положительным особенностям шкалы 1964 г. надо отнести то, что она основывается на данных, полученных по 222 точкам. Шкала Комиссии 1960 г. и шкалы Калпа и Холмса основывались на значительно меньшем числе опорных точек.

Плиоцен (1,5—2—12±1 млн. лет)

Абсолютное датирование границы между плиоценом и плейстоценом весьма сложно. Во всех прежних геохронологических шкалах возраст этой границы принимался равным 1 млн. лет на основании данных, полученных для нижнеплейстоценовых и позднеплиоценовых эффузивных образований Сьерры-Невады и Калифорнии. Однако, поскольку возраст биотита из игнимбритов самых верхов плиоцена Нальчикского района Северного Кавказа оказался несколько большим 3 млн. лет, а возраст анортоклаза из туфа и возраст базальта нижнего плейстоцена Олдувея в Танганьике 1,4—1,8 млн. лет, имеются достаточные основания для отнесения границы между плиоценом и плейстоценом к 1,5—2 млн. лет, конечно считая необходимой проверку этого значения в дальнейшем.

Более определенным является значение абсолютного возраста нижней границы плиоцена, равное 12±1 млн. лет. Оно основано на данных возраста 11,2—12,6 млн. лет, полученных по биотитам из туфов Калифорнии и Невады, датируемых по фауне млекопитающих нижним плиоценом и низами нижнего плиоцена—верхами верхнего миоцена, а также на определении возраста нижнесарматского перлита Закарпатья (14,2 млн. лет).

Миоцен (12±1—26±1 млн. лет)

Имеющиеся материалы не позволяют подразделять миоцен на основании геохронометрических данных. Можно отметить лишь, что значения порядка 14—16 млн. лет относятся, по-видимому, к верхнему, а 18— 21 млн. лет — к среднему миоцену. Для нижнего миоцена по глауконитам верхов майкопской свиты Предкавказья, нижнего земоррия Калифорнии и бурдигала Австралии получены значения возраста, варьирующие в пределах 23—26 млн. лет, а для биотита из туфа Небраски, располагающегося в самых верхах нижнего миоцена,— значение 24 млн. лет. Санидин из туфа Орегона, датирующийся верхами верхнего олигоцена, показал возраст 27 млн. лет.

Таким образом, наиболее вероятным значением возраста для нижней границы миоцена следует признать 26±1 млн. лет. Этому не противоречат и данные для постсредиеолигоценовых магматических образований Мэрисвейла (штат Юта).

Олигоцен (26±1—37±2 млн. лет)

При установлении абсолютного возраста нижней границы олигоцена должны быть приняты во внимание значения возраста биотита (34 млн. лет) и санидина (35 млн. лет) из нижнего олигоцена Невады и Техаса и верхнеэоценовых щелочных пород Грузии и Армении: биотита из пегматоидов Вакисджвари (37 млн. лет), щелочных эффузивов Базумо-Памбакской области (37 млн. лет) и тежсарских нефелиновых сиенитов (38 млн. лет). На этом основании границу олигоцен—эоцен следует датировать в 37+1 млн. лет.

Эоцен (37±1—60±2 млн. лет)

Абсолютный возраст среднеэоценовых глауконитов Калифорнии, Парижского бассейна и Тургая, определенный калий-аргоновым методом, варьирует в пределах 44—54 млн. лет; с этим согласуются данные для глауконита из киевского яруса Белоруссии и района Курской магнитной аномалии. Результаты определения возраста среднеэоценовых интрузий и лав Армении, а также биотита из постсреднеэоценового карбонатита Монтаны составляют 40—52 млн. лет. По глауконитам нижнего эоцена Австрии, Техаса и Нью-Джерси получены значения возраста 54— 61 млн. лет, тогда как возраст глауконитов палеоцена Англии, Калифорнии и Приаралья оказался равным 60—70 млн. лет. Для позднепалеоценового уранинита Колорадо получено значение возраста 61 млн. лет, а для биотита эффузивного происхождения из палеоценового глауконитового песчаника Калифорнии — 63 млн. лет. По совокупности этих материалов абсолютный возраст границы нижний эоцен—палеоцен оценивается в 60+2 млн. лет.

Палеоцен (60±2—67±3 млн. лет)

При определении возраста нижней границы палеоцена необходимо принять во внимание, кроме приведенных выше данных для палеоценовых образований (60—67 млн. лет), результаты определения возраста постмаастрихтского—досреднеэоценового гранодиорита Ямайки. Возраст содержащегося в нем биотита, определенный калий-аргоновым методом, 70 млн. лет, а рубидий-стронциевым — 64 млн. лет. Для сфена из этой же породы получено значение возраста 64 млн. лет по отношению 206Pb/238U. Возраст глауконита из датского яруса Дагестана оказался равным 70 млн. лет. Совокупность всех этих данных, несмотря на то что значения возраста в пределах 66—70 млн. лет были получены также для биотитов и санидинов из маастрихтских бентонитов Канады, свидетельствует, что возраст границы палеоцен—даций не меньше 67±3 млн. лет.

Мел (67±3—137±5 млн. лет)

Для мелового периода имеется значительное количество опорных определений возраста, преимущественно по глауконитам. Значения возраста глауконитов сенопа варьируют в пределах 73—91 млн. лет. При этом из отдельных ярусов сенона лучше всего охарактеризован в геохронометрическом отношении кампан, для которого имеется несколько значений возраста, полученных как по глаукониту из нижнего кампана—гапповера (85 млн. лет), так и по биотиту и санидину из бентонита верхнего кампана Канады (77 и 81 млн. лет), и по биотиту из липаритового порфира Азербайджана низов кампана—верхов саптона (86 млн. лет). В этой связи кампан можно достаточно уверенно датировать 83+2 млн. лет. Значения возраста, полученные для сепомана. характеризуются более заметным разбросом — от 90 до 104 млн. лет. Однако наименьшее из этих значений, полученное для глауконита из Нижней Ушицы в Белоруссии, возможно, является заниженным (практически то же значение возраста было получено и для глауконитов турона и коньяка ФРГ). Остальные значения возраста сепоманских образований таковы: 96 млн. лет — по санидину из верхнесепоманского туфа Колемана в Канаде, 101 млн. лет — для биотита из бентонита Каш-Крик в Калифорнии, 104 млн. лет — для биотита из бентонита Милл Крик в Канаде.

Приведенные данные свидетельствуют, что значения в 101 — 107 млн. лет, полученные для глауконитов альба и верхов апта Северного Кавказа и ФРГ, требуют дополнительной проверки. Также требуют дополнительного подтверждения результаты определения возраста монацита из постальбского батолита Южной Калифорнии (116 млн. лет) и биотита из среднеальбского туфа в Гудзон-Хоп Британской Колумбии (122 млн. лет) в связи с тем, что значение абсолютного возраста, определенного по монациту (Южная Калифорния), в первоисточнике обосновывается только общим отношением Pb/U, Th, а биотит из Гудзон-Xoп хлоритизирован. В итоге наиболее реальной является оценка возраста границы между сеноманом и альбом в 105+5 млн. лет.

Для установления абсолютного возраста нижней границы мела мы располагаем данными по глауконитам и биотитам. Возраст валанжинского глауконита Московской области 125 млн. лет, а для глауконитов портланда Англии и ФРГ и волжского яруса Московской области получены значения 131 — 142 млн. лет. Кроме того, имеются следующие значения возраста: 134 млн. лет — для биотита из посткимериджского батолита Шаста Бэлли в Калифорнии и 143 млн. лет — для биотитов из постсреднеюрских—донижнемеловых гранитоидов шарахадинского комплекса Восточной Монголии. Очевидно, наиболее вероятное значение возраста границы между мелом и юрой приходится на интервал 135—140 млн. лет, в связи с чем ее можно принять равной 137±5 млн. лет.

Юра (137±5—196±5 млн. лет)

В отношении датировки рубежей юры имеются противоречивые данные, допускающие различные толкования. Для обоснования одной из существующих точек зрения на возраст рубежей юры М.М. Рубинштейн приводит личные данные и данные других исследователей. Эти данные позволяют М. М. Рубинштейну наметить значение абсолютного возраста границы байос—бат на основании результатов определения возраста биотитов постбайосских — донижнемеловых (предположительно, по М.М. Рубинштейну, батских) интрузивов Западной Грузин — 167—174 млн. лет (Келасурского, Гумнстпнского и Хевского), а также постнижнеюрского Шахтаминского граподиоритового массива Забайкалья — 167 млн. лет и постнижнеюрского — дооксфордского диорита гор Талкитна (Аляска) — 177 млн. лет. Кроме того, М.М. Рубинштейном учтены несколько меньшие значения возраста, полученные по валовым пробам верхнебайосских гипабиссальных пород (159—164 млн. лет). В итоге возраст границы байос—бат, по мнению М.М. Рубинштейна, должен приходиться на интервал времени 160—170 млн. лет; с большой долей вероятности он может быть оценен в 165±5 млн. лет.

К числу нижнеюрских образований, по М.М. Рубинштейну, относятся риолит Кударского района Бурятии (188 млн. лет) и «оловянный» гранит о-ва Биллитон в Индонезии, для биотита которого было получено то же значение возраста (188 млн. лет). Некоторые исследователи считают также нижнеюрским посткарнийский—добайосский Гуичонский батолит Британской Колумбии, по биотиту которого получено значение возраста 195 млн. лет. Учитывая, что возраст биотита из диабазового силла верхов триаса Нью-Джерси 204 млн. лет, причем для валовой пробы породы было получено еще большее значение — 209 млн. лет, возраст границы юра—триас может быть принят равным 195+5 млн. лет.

Согласно другой интерпретации имеющихся данных, обосновываемой Г.Д. Афанасьевым и другими исследователями, предлагаемая М.М. Рубинштейном датировка рубежа юра—триас в 195+5 млн. лет не вытекает из значений возраста, характеризующих заявленные опорные точки. В частности, вызывает сомнение отнесение к опорным данным возраста биотита (и валовой пробы породы из эндоконтакта) диабазового силла в верхнем триасе Нью-Джерси по следующим соображениям. Силл — это межпластовая интрузия, и не исключена возможность внедрения ее «в верхи триаса» в послетриасовое время. Затем оказалось, что одновозрастный, по Калпу, базальт Уотчунг имеет возраст 81 млн. лет. Калп почему-то считает, что этот базальт потерял 60% радиогенного аргона.

Появление биотита на контакте диабазового силла может быть объяснено обогащением калием контактной зоны за счет вмещающих пород. В таком случае возможен и захват биотитом, а также и самой породой силла, особенно в приконтактовой зоне, при их кристаллизации радиогенного аргона, уже накопившегося в материале триасовой толщи. Кстати, возраст центральной части силла 147 млн. лет. При любой иной трактовке верхний триас должен быть древнее 204 млн. лет и даже древнее 209 млн. лет, не считая возможных потерь аргона, допускаемых для валовой пробы породы. Однако ни для Калпа, ни для М.М. Рубинштейна это не явилось основанием для «удревнения» рубежа юры—триаса по сравнению с предлагаемым значением 195±5 млн. лет, которое при современном объеме фактов может быть принято. Ташке впредь до получения более точных данных может быть признан возраст рубежа байос—бат в 165±5 млн. лет.

Ho в таком случае не может быть признан «батским» возраст абхазских гранитных интрузий — Келасурской и Гумистинской, так как они практически одновозрастны с основными вулканогенами байоса, которые интрудированы этими гранитами. Выявленные к настоящему времени общие закономерности развития магматизма, а также конкретный петрологический материал по Абхазии позволяют думать, что между формированием байосской вулканогенной толщи и интрузиями существенно калиевых гранитов рек Келасури и Гумисты происходили другие геологические события — формирование плагиогранит-порфировых интрузий и интрузий диоритов в частности. Интервал времени, необходимый для реализации таких событий, оценивается минимум в 15—20 млн. лет. Возможность такой интерпретации, а следовательно, и более «молодого» возраста келасурских гранитов вытекает также из исследований проб абхазских интрузий, проведенных в других лабораториях (ИГЕМ AН СССР, геологические институты Башкирского и Дагестанского филиалов АН СССР и др.). В 1961 г. на киевской сессии Комиссии докладывались данные по возрасту абхазских интрузий, причем для биотитовых гранитов Гумисты по данным ИГЕМ было получено значение 161 млн. лет, а по данным Дагестанского филиала АН СССР для того же биотита — 140 и 147 млн. лет.

В 1963 г. в ИГЕМ были проведены методические исследования гидра-тизированных биотитов. При этом выяснилось, что слюды абхазских интрузий (Гумисты и Келасури) после предварительной тренировки при 125° С дают значения возраста 144 и 154 млн. лет, т. е. близкие к полученным в Дагестанском филиале АН СССР. Позднее в лаборатории Башкирского филиала АН СССР были проведены определения возраста этих интрузий. Биотит из гранита р. Гумисты, по данным М.А. Гаррис, имеет возраст 142 млн. лет, а биотит р. Келасури — 158 млн. лет.

Все это заставляет считать необходимым продолжение исследований противоречивых данных, подобных охарактеризованным выше.

Следует также указать, что посткарнийский возраст Гуичонского батолита (учитывая измененность биотита) не обязательно означает его внедрение на границе триаса и юры. Однако за неимением других данных полученное для батолита значение возраста 195±5 млн. лет может быть оставлено в качестве датирующего границу триаса и юры.

Триас (195±5—240±10 млн. лет)

Для триаса имеется пока очень мало геохронометрических данных. Для биотит-амфиболовой фракции диорита горы Ятыргварта на Северном Кавказе, перекрываемого нижним триасом, в ИГЕМ АН СССР получен возраст 240—250 млн. лет, а для биотита из тениз-коржункульских анорто-клазовых гранит-порфиров Центрального Казахстана, секущих базальты и относимых к пермо-триасу, в лабораториях АН Казахской CCP и КазИМСа определен возраст 252 млн. лет. Для валовых проб санидиновых трахилипаритов Семейтау в Восточном Казахстане, входящих в состав туфовой толщи, датируемой по флористическим данным верхней пермью — нижним триасом, получено значение 255 млн. лет.

Кварцевый ортофир семейтауской свиты из стратотипичного разреза г. Семейтау, по данным лаборатории Башкирского геологического института, имеет возраст 220 млн. лет. Таким образом, данные лаборатории КазИМСа как будто бы указывают на то, что возраст границы триас-пермь должен быть больше 250 млн. лет, тогда как по данным ИГЕМ АН СССР и Башкирского филиала АН СССР это значение должно быть значительно меньшим. Учитывая недостаточную определенность стратиграфического положения семейтауской толщи и базальтов Тениз-Коржун-кульской мульды, соответствующие данные возраста можно отнести и к перми, в связи с чем граница триас—пермь может пока датироваться в 240+10 млн. лет.

Этому выводу противоречат данные ВСЕГЕИ о возрасте порядка 240—250 млн. лет биотита из гранитных массивов серии Пиа-Биок Северного Вьетнама, которые считаются посткарнийскими—доверхненорийскими. Если согласиться с тем, что абсолютный возраст карпийского яруса действительно больше 240 млн. лет, то это повлечет за собой необходимость значительно увеличить значения возраста для границы триас—юра, для чего нет убедительных оснований.

Пермь (240±10—285±10 млн. лет)

Много неясностей связано с абсолютным датированием перми. Для считающихся постнижнепермскими образований Норвегии (циркон из нордмаркита и биотит из гранита) и ГДР (циннвальдит из грейзена) получены значения порядка 260—270 млн. лет; возраст нижнепермского риолита Саксонии, определенный аргоновым методом по породе, 260 млн. лет, возраст риолита сел. Кутан (Северный Кавказ) 252 млн. лет. Биотит с возрастом 267 млн. лет из доказанного постсреднекарбонового пли предположительно допермского Койташского интрузива определен в Узбекистане. Глауконит р. Индиги (Тиман) показал большее значение возраста нижней перми — 274 млн. лет.

Для образований, относимых к нижней перми либо к самым верхам карбона, имеется ряд значений, варьирующих в пределах 285—305 млн. лет. Так, например, для биотита постнижневестфальского — допермотриасового гранита Дартмур в Корнуэле (вероятно, нижнепермского) калий-аргоновым методом получен возраст 283 млн. лет. Эвернден определил возраст того же биотита в 265 млн. лет; по возрасту (288 млн. лет) уранинит Гивор Maiin связывается с гранитами дартмурского типа (также 288 млн. лет).

Слюды гранитоидов калбинского комплекса (C3-P1) Юго-Западного Алтая и Калбы имеют возраст 283 млн. лет. По биотиту из тоскапита верхов верхнего карбона Австралии калий-аргоновым методом определен возраст 290 млн. лет, а по биотиту из туфов Брассак (верхи карбона) рубидий-стронциевым методом получен возраст 288 млн. лет. Одновременно во ВСЕГЕИ по валовой пробе порфира из нижней перми Чехословакии определен возраст 297 млн. лет. Для порфира кызылкиинской свиты (P1) Прибалхашья во ВСЕГЕИ получено 297 млн. лет, а в лаборатории Башкирского филиала АН СССР — 267 млн. лет. Для биотита из считающегося верхнепермским трахилипаритового порфира Восточного Казахстана в лаборатории Геологического института АН Казахстана получено значение 304 млн. лет. Средний возраст для 10 слюд из гранитов Аппалачей, пермских по Фаулю, равен 270 млн. лет (K-Ar метод) и 260 млн. лет (Rb-Sr метод).

Особо необходимо отметить результаты геохронометрического исследования лейкократовых гранитов Центрального Казахстана, считающихся по возрасту пермскими. Для интрузии Акчатау получены исключительно хорошо сходящиеся с геологическими данными значения порядка 290—300 млн. лет по биотиту, браннериту и монациту. Ho мусковит и монацит из массива Ортау дали 250—260 млн. лет. В целом материалы по интрузивам Казахстана, относимым к перми, дают значения от 260 до 300 млн. лет. Полученное в последнее время Rb-Sr изохронным методом значение от 273 до 283 млн. лет в общем согласуется с другими данными. Для биотита из гранитного валуна в нижнепермском конгломерате Северного Кавказа у сел. Кутан K-Ar методом получено значение 286 млн. лет. Естественно, что при решении вопроса о предпочтении того или иного значения возраста необходимо учитывать весь радиологический материал по совокупности точек, предложенных для датирования той или иной геологической системы. Совокупность всех данных позволяет принять для границы пермь—карбон значение возраста 285±10 млн. лет.

Карбон (285±10—340—360 млн. лет)

К настоящему времени накопилось большое количество результатов определения возраста K-Ar методом карбоновых и верхнедевонских пород.

36 точек, предложенных различными исследователями в качестве опорных, достаточно четко датируют нижнюю и верхнюю границы карбона. Расчленение самой каменноугольной системы не может достаточно прочно опираться на имеющиеся данные, так как большинство из них представлено материалами по интрузиям, для которых установлена только нижняя возрастная граница.

Верхняя граница карбона на основании конкретных фактов датируется 285 млн. лет. Нижняя граница карбона (C1-D2), по мнению составителей объяснительной записки (Г.Д. Афанасьева и М.М. Рубинштейна), принятому Комиссией, на настоящем этапе геохронологических исследований может иметь двойную датировку.

По материалам Г.Д. Афанасьева, Г.П. Багдасаряна, М.А. Гаррис и И.X. Хамрабаева и на основании интерпретации ими всех остальных данных граница карбон—девон датируется значением в 340 млн. лет.

Интерпретация имеющихся фактов позволяет М.М. Рубинштейну определять возраст этого рубежа в 360 млн. лет.

Рассмотрим факты, положенные в основу этих двух выводов.

Для обоснования возраста рубежа девон—карбон в 340 млн. лет имеются следующие факты:

1) возраст относящихся к C1-D3 Убино-Белореченского и Тигирекского массивов на Алтае по биотиту, согласно Н.И. Полевой, датируется в 336±10 млн. лет;

2) биотит из гранитов досредневизейского возраста Суундукского массива (Южный Урал), по данным М.А. Гаррис, имеет возраст 324±10 млн. лет;

3) биотит из бентонитов формации Чаттануга штата Теннесси (верхний девон) имеет возраст, согласно Фаулю, определенный K-Ar методом, 355 млн. лет, a Rb-Sr методом — 385 млн. лет;

4) черные сланцы из той же формации Чаттануга, по Коббу и Калпу, имеют возраст, определенный U-Pb методом, 350 млн. лет; позднее Кобб, пересматривая первичные данные, пришел к выводу, что возраст формации Чаттануга находится в пределах 320—350 млн. лет, а Калп в своем выступлении на симпозиуме принял для возраста формации Чаттануга 340 млн. лет;

5) биотиты из гранитов Казахстана (массивы Амантау, Сары Адыр), имеющих постфранский и дотурнейский (досокурский) возраст, дали следующие значения возраста, определенные Iv-Ar методом: Р.Н. Соболев, лаборатория МГУ — 355 млн. лет; Л.Л. Шанин, лаборатория ИГЕМ (из пяти определений) — 354 млн. лет; М.А. Гаррис, лаборатория Башкирского филиала АН СССР — 350 млн. лет;

6) по Эверндену, биотит из риолитов верхнего девона Австралии: (Виктория) — 358 млн. лет;

7) субщелочные габброиды (субвулканические тела, рвущие низы и перекрываемые фаменскими известняками), по данным ИГЕМ, — 343 млн. лет;

8) слюды из граносиенитов (Северный Кавказ, водораздел рек Maрухи и Зеленчука) и лампрофиры того же геологического положения, что и граносиениты, ИГЕМ 340 млн. лет;

9) биотит-амфиболовые фракции из валунов изверженных пород, заключенных в верхнедевонских (дофаменских) конгломератах р. Зеленчука (Северный Кавказ), а также из диорита, по данным М.А. Гаррис, — 350 млн. лет. Биотит-амфиболовые фракции из плагиогранита (оттуда же) 340 млн. лет.

По совокупности этих данных и наличию конкретных фактов возможный «максимум древности» дофаменских слоев (валуны диорита) определяется в 350 млн. лет, и отсюда вытекает, что граница девона и карбона с достаточной достоверностью может быть датирована значением 340 млн. лет. Все остальные приведенные для верхнедевонских образований значения возраста логично укладываются в рамки послефранских, дотурнейских или скорее дофаменских образований.

Имея в виду факты, обосновывающие нижнюю и верхнюю границы карбона в 285—340 млн. лет, можно рассмотреть имеющийся материал по датировке самой каменноугольной системы.

Большая часть приведенных в списке опорных точек или характеризует минимальный возраст того либо иного подразделения карбона, или находится в пределах широкого интервала геологических границ. Однако все эти значения, за немногими исключениями, не выходят за пределы указанной датировки границ карбона. Можно считать, что средний карбон охватывает промежуток времени от 320 до 300 млн. лет. Об этом свидетельствует возраст биотита из Малаво, определенный Rb-Sr методом, — 326 млн. лет, а также возраст глауконита из верейского горизонта среднего карбона — 308 млн. лет.

Средний возраст по одиннадцати валовым, следовательно несколько омоложенным, пробам пород эффузивов, переслаивающихся с известняками визе, по данным Уральского филиала АН СССР, равен 303 млн. лет. Возраст верхнепалеозойских гранитоидов Урала, Шварцвальда, Вогез попадает в пределы карбона, датируемые 340—285 млн. лет.

В работе Л.Н. Овчинникова среднее из определений возраста одиннадцати проб слюд верхнего палеозоя Урала — 302 млн. лет. Противоречат рассмотренным выше обоснованиям границ карбона значения, относящиеся к трахитам Кирсы, Южного Урала и диоритам горы Магнитной. Лаборатория Уральского филиала заявила эти точки как опорные. Трахитовые порфиры Кирсы залегают, по данным Уральского филиала АН СССР, па конгломератах, содержащих гальки визейских известняков. K-Ar методом определен возраст трахитов (по породе в целом) — 345 млн. лет. Полученная цифра, по-видимому несколько «омоложенная», должна датировать по крайней мере средний карбон, так как верхняя возрастная граница трахитов геологически не установлена. Однако карта-схема с условиями залегания потока трахитов и пятнами конгломератов, составленная в Уральском филиале АН СССР, позволяет учитывать возможность и других соотношений между конгломератами и трахитами. Она позволяет также считаться и с возможностью залегания конгломератов на трахитах.

Кварцевые диориты горы Магнитной (скв. 801, глубина 222 м) по валовой пробе породы дали значение 354 млн. лет, которое, по-видимому, меньше истинного. Серицит показал возраст 370 млн. лет. Считается, что граниты горы Магнитной рвут и контактно изменяют визейские известняки. Эти данные, показывающие, что средний карбон должен быть не моложе по крайней мере 360 млн. лет, противоречат другим приведенным данным. Противоречит этому также абсолютный возраст доверхне-девонского сибайского серицита (360 млн. лет).

После ознакомления с каменным материалом и шлифами горных пород по кернам буровых скважин горы Магнитной Г.Д. Афанасьев считает целесообразным подвергнуть ревизии представления о геологической позиции интрузий горы Магнитной. До сих пор специфические плагиогранитные с ортоклазом интрузии горы Магнитной (габбровый ряд) относились к среднему палеозою, и возраст их неоднократно определялся Л.Н. Овчинниковым. Однако эти интрузии резко отличаются от герцинских микроклин-биотит-олигоклазовых интрузий. По Н.В. Струве, граниты Магнитогорска секутся дайками микроклиновых гранитов. И.А. Морозевич считал граниты и диориты магнитогорского комплекса более древними, чем нижнекарбоновые известняки.

Нельзя не отметить при этом данные, приведенные в сводной работе Л.Н. Овчинникова: гранитоиды, связываемые с габброидным комплексом Урала, дают возраст по валовым пробам (среднее из 13) 364 млн. лет; интрузии среднего палеозоя из 10 определений (по валовым пробам пород) дают значение 346 млн. лет.

Геологическая позиция для многих членов сложного и специфического магнитогорского комплекса недостаточно ясна. Прежде всего неясно, одинаковы ли соотношения с фаунистически охарактеризованными известняками карбона у изверженных пород, переслаивающихся с ними, и у интрузий диоритов и плагиогранитов, вскрытых скважинами в пределах горы Магнитной.

В работе 3.Г. Поповой указывается, что возраст известняков горы Магнитной, который А.Н. Заварицкий ранее считал визейским, позднее относился то к верхнетурнейскому, то к турнейско-визейскому. 3.Г. Попова приводит новые данные о нижнем карбоне Магнитогорского синклинория. Наиболее полный разрез турнейского яруса вскрыт скв. 707. Возраст черных известняков с прослоями аргиллитов, вскрытых на глубине 520—507 м, по ее мнению, остается неясным. На глубине 506—486 м в черных битуминозных известняках обнаружена богатая микрофауна. По сообществу фораминифер и водорослей эти слон относятся к зоне с Quasiendotliyra kobeitusane основания турнейского яруса. На глубине 382—293 м в известняках встречаются фораминиферы, характерные для верхнего турне. Выше, по 3.Г. Поповой, залегают вулканогенные отложения. Интересной особенностью разреза скв. 707 (по материалам, просмотренным Г.Д. Афанасьевым) является то, что в нем наблюдается перемежаемость перекристаллизованных известняков с неизмененными известняками (с микрофауной) и изверженными породами андезитового или трахнандезитового состава. Некоторые магматические тела в разрезе представлены полнокристаллическими мелкозернистыми разновидностями.

На глубине 535 м под гранатовым скарном вскрыта обломочная порода преимущественно из обломков эффузивов. На вопрос о том, связано ли гранатообразование (скарнообразование) на глубине 530 м с воздействием гранитов и диоритов магнитогорского комплекса, на основании материалов скв. 707 ответить нельзя.

Совершенно необходимо определение абсолютного возраста так называемых плагиопорфиров с глубины 156 м, «роговика» с глубины 219 м и атачита с глубины 547 м. Эти данные помогут суждению о том, каков действительный возраст турнейских образований в абсолютном исчислении, так как по диоритам (валовые пробы), непосредственно не контактирующим с известняками турне, определять возраст послевизейских образований вряд ли возможно.

Известные Г.Д. Афанасьеву материалы по скв. 801 начинаются с глубины 79,5 м типичными гранофировыми плагиогранитами магнитогорского комплекса. Анализировавшаяся па возраст валовая проба диорита с содержанием калия 0,99% взята с глубины 222,4 м. Взаимоотношения гранитов и диоритов с известняками турне и визе по этой скважине неизвестны.

В работах Л.Н. Овчинникова возраст визейских трахилипаритов горы Магнитной с содержанием калия 3,14 и 3,09% определен соответственно в 305 и 315 млн. лет, а возраст трахилипарита турпейского яруса Зеленстроя Магнитогорска с содержанием калия 4,32% — в 285 млн. лет; для трахилипарита правого берега [р. Урал] с содержанием калия 1,98% получен возраст 325 млн. лет.

В работе Г.Б. Ферштатера на меридиональном разрезе в районе горы Магнитной показано строение Куйбасовского массива. Интересно, что в центральной части разреза буровой скважиной 808 (помер скважины неясен) вскрыта сверху примерно 100-метровая пачка мраморов, скарнов и руды, а ниже — около 600 м по пироксен-плагиоклазовым порфиритам, отнесенным автором к франскому ярусу верхнего девона. Ниже идут породы гранитоидного состава. О вещественном составе мощной франской толщи Г.Б. Ферштатер ничего не пишет, поэтому остается неясным, какие изменения происходят с нею в связи с интрузией гранитоидов и каковы пути образования скарнов на расстоянии до 600 м по вертикали от апикальной части гранитного массива.

Из всего сказанного следует, что вопрос о геологической позиции эффузивных и интрузивных членов магнитогорского комплекса и об их абсолютном датировании требует специальных исследований.

He попадают в рубежи карбона 340—285 млн. лет следующие данные лабораторий Казахстана: нижнекарбоновый гранит Жиланды-Кусакского массива с возрастом 351 млн. лет и несколько отличающийся возраст андезито-дацитовых порфиров Бугалы, Центрального Казахстана, относимых к среднему карбону и показавших возраст 330 млн. лет (по биотиту).

Предлагая датировать границу карбон—девон значением порядка 360 млн. лет, М.М. Рубинштейн исходит из того, что значения возраста, получаемые аргоновым методом по биотитам магматических пород (конечно, при отсутствии аналитических ошибок и при правильном определении геологического положения изучаемого объекта), не могут быть завышенными. В то же время достаточно часто получаются заниженные значения возраста, особенно по валовым пробам горных пород, в частности эффузивов, а также по глауконитам.

Возраст посттурнейских гранитов Шварцвальда (Вембах, Триберг и др.) в среднем 324 млн. лет, поствизейских гранитов Вогез (Лак Бланк, Hацвийe и др.) — 328 млн. лет, постнижневизейскнх гранитов Центрального массива Франции — 331 млн. лет, посткульмского габбро Гарца — 342 млн. лет, постнижнекарбоновых гранитных массивов Саксонии и Чехии (Айбеншток, Кнрхберг, Карловы Вары и др.) — 343 млн. лет.

Полностью согласуются с этими данными и результаты определения возраста биотитов из среднекарбоновых андезито-дацитовых порфиритов Бугалы (Центральный Казахстан) — 330 млн. лет.

В этом аспекте приведенные выше значения возраста постнижневизейских образований Урала (трахитовый порфир Кирсы 345 + 10 млн. лет, кварцевый диорит горы Магнитной 354±10 млн. лет и серицит горы Магнитной 360+10 млн. лет) с учетом аналитических погрешностей определения не представляются завышенными. Кстати, значение возраста 360 млн. лет было получено также для биотита из поствизейского гранита Веленце (Венгрия).

Для биотита из риолита Снобс-Крик верхов верхнего девона Австралии было получено значение возраста 365 млн. лет, для биотита из пегматита Коровихинского массива Горного Алтая, постэйфельского—доверхнетурпейского возраста, — 364 млн. лет, для биотита из постживетского и дофаменского гранита Джельтау в Казахстане — 375 млн. лет, а для биотита из постэйфельского гранита Межевского массива Юго-Западного Алтая — 382 млн. лет (Н.И. Полевая). Исходя из этих данных, М.М. Рубинштейн датирует границу карбон — девон в 360 млн. лет.

Таким образом, одной из важнейших задач дальнейших исследований в области уточнения геохронологической шкалы является выявление новых и проверка существующих опорных точек в целях правильного датирования границы карбон—девон, для которой пока оставляется двойная датировка — 340—360 млн. лет.

Девон (340—360—410±10 млн. лет)

Особых расхождений геохронологических данных, полученных для девона, не наблюдается, может быть, потому, что среди них мало таких, которые характеризовали бы короткие отрезки девона. Значения возраста для верхне- и среднедевонских образований колеблются в основном в пределах 360—380 млн. лет (возраст глауконита воронежских слоев Курской магнитной аномалии 366 млн. лет, серицита из постэйфельского—доверхнедевонского колчеданного Сибайского месторождения Южного Урала 370 млн. лет, биотита из постживетского—фаменского джельтауского гранита в Казахстане 375 млн. лет, биотита из постнижнедевонского грано-диорита Устаныджал в Восточном Казахстане 388 млн. лет и др.). Фауль приводит ряд значений возраста раннедевонских интрузий Аппалачей; при этом Rb-Sr методом среднее значение определяется в 368 млн. лет, a K-Ar методом — в 406 млн. лет.

Доэйфельский, по М.А. Гаррис, мусковит из пегматита Мариинско-Андреевской интрузии имеет возраст 373 млн. лет. При определении возраста границы девон—силур необходимо принять во внимание следующие данные: 403 млн. лет — для санидина и биотита из бентонитов Гаспе Канады, располагающихся в середине кобленца, и для биотита из поственлокского—доверхнедевонского гранита Критаун в Шотландии (Rb-Sr методом получены несколько меньшие значения); 408 млн. лет — по биотиту постлудловского (считающегося даунтонским) адамеллита Шэп в Вест-морленде; 413 млн. лет — по биотиту из Онинской диоритовой интрузии Западного Саяна, являющейся поственлокской; 415 млн. лет — по биотиту из постсилурийских щелочных интрузий ишимского комплекса Центрального Казахстана. К этому надо добавить значение в 420 млн. лет, полученное для додевонского гранита Каунитц в Чехословакии.

Отсюда следует, что вероятным возрастом для границы девон—силур следует признать 410 млн. лет, оценив интервал неопределенности в ±10 млн. лет, поскольку меньшее значение возраста 410 млн. лет получено для считающегося доверхнедаунтонским гранита Хидениус на Шпицбергене. Кроме того, значение возраста в 422 млн. лет было получено для постлудловского гранита Кале в Мэйне.

Силур (410±10—440±15 млн. лет) — ордовик (440±14—500±20 млн. лет)

Абсолютное датирование силура представляет значительные затруднения из-за отсутствия достаточно надежных данных, относящихся к собственно силуру. По сути дела фактический материал ограничивается значением 427 млн. лет, полученным для глауконита нижнего силура Огайо, и значениями 430 млн. лет и 405 млн. лет для биотита Боровского массива в Северном Казахстане, считающегося постордовикским. Для цирконов из вулканических пеплов среднего ордовика Алабамы п Теннесси получены в среднем значения 446 млн. лет по 206Pb/238U отношению и 465 млн. лет по 207Pb/235U отношению. Для аутигенного биотита из граптолитового сланца нижнего ордовика Южного Урала получено 450 млн. лет, а для глауконита низов среднего ордовика Эстонии — 467 млн. лет.

В то же время биотит и санидин из бентонитов верхнего карадока Швеции показали большие значения возраста (462 и 475 млн. лет), а биотит из постсреднеордовикского плагиогранита Горного Алтая — 452 млн. лет. Все это позволяет оценить в грубом приближении границу силур—ордовик в 440±15 млн. лет.

Значения возраста 490 млн. лет и 480 и 440 млн. лет для биотитов и амфиболовой фракции криккудукских гранитоидов Северного Казахстана, считающихся среднеордовикскими, объясняются, по-видимому, сложной историей развития этого комплекса. Имеются и «удревняющие» ордовик значения: 492 млн. лет по глаукониту тремадока Польши и 500 млн. лет по мусковиту постсреднеордовикских гранитоидов Тетфорда в Канаде. Судя по материалам Ламберта и Милса и высказываниям этих авторов о том, что не исключена возможность внедрения ультрабазитов в твердом состоянии (граниты залегают в ультрабазитах), возраст гранитоидов Тетфорд (Канада) не является бесспорно постсреднеордовикским. Возраст шведского кольма (верхний кембрий) по 207Рb/238U отношению определен равным 500 млн. лет.

Интрузивный комплекс Вичита в Оклахоме — доверхнекембрийского возраста. Возраст анализировавшегося циркона из пегматита — 550 млн. лет по 207Pb/206Pb отношению. Однако циркон из риолитов Вичита, непосредственно перекрываемых верхним кембрием, по 206Pb/238U имеет возраст 505 млн. лет. Значения возраста, определенные аргоновым и стронциевым методами, для более древних, чем риолит, интрузий габбро — 530 млн. лет.

Если учесть, что низы среднего кембрия по глаукониту Соляного кряжа имеют возраст 530 млн. лет, то вероятность поднятия границы кембрия и ордовика не исключена. Вообще для уточнения рубежей силура—ордовика и кембрия требуется провести большую дополнительную работу.

При наличии известных фактов пока условно принимается датировка границы ордовик—кембрий в 500±20 млн. лет.

Кембрий (500±20—570 млн. лет)

В связи с датировкой верхней границы кембрия выше уже приводились данные по определению возраста глауконитов и щелочной эффузивной породы из низов среднего кембрия Соляного кряжа (Пакистан) — 530 млн. лет. Для глауконитов нижнего кембрия Ленинградской области, Белоруссии и Оленекского поднятия определен возраст в 542— 553 млн. лет, для биотита из постнижнекембрийского сиенит-диорита Кузнецкого Алатау — 566 млн. лет.

Для глауконитов из ляминаритовой и ашинской серий, относимых уже к протерозою (венд), получены значения в 590 и 596 млн. лет.

Учитывая, что для стратиграфических подразделений кембрия в основном пока имеются значения возраста, определенного по глаукониту, мы можем с известной условностью датировать границу кембрия с протерозоем в 570 млн. лет (или несколько больше).

Докембрий

Изученность докембрийских образований с биостратиграфических и радиологических позиций настолько еще недостаточна, что создать более или менее детально расчлененную, единую в планетарном масштабе шкалу докембрия не представляется возможным. Поэтому Комиссия рекомендовала ряду авторских коллективов создать местные региональные шкалы докембрия в абсолютном летоисчислении, увязанные с его местным расчленением по биостратиграфическим, петрологическим, тектоническим и фациальным признакам.

Для сводной геохронологической шкалы Комиссия приняла рекомендованное Межведомственным стратиграфическим комитетом расчленение докембрия. Межведомственный стратиграфический комитет рассмотрел в 1963 г. все имеющиеся геологические и радиологические данные по возрастному расчленению докембрия. В постановлении Межведомственного стратиграфического комитета от 12 апреля 1963 г. рекомендовано:

1) сохранить в стратиграфической шкале докембрия два главных подразделения — архей и протерозой;

2) признать, что важнейшие рубежи, которые можно выделить в докембрии по абсолютному возрасту, приурочиваются к 550±50, 1000—1200, 1550—1600, 1900-2000 и 2500-2700 млн. лет;

3) считать, что рифей и синий входят в протерозой.

С учетом этого постановления XII сессия Комиссии по определению абсолютного возраста геологических формаций при ОНЗ АН СССР приняла следующие основные положения по расчленению докембрия.

Верхней границей докембрия принимается рубеж 570±20 млн. лет; это — граница между нижним кембрием с остатками скелетных организмов и протерозоем, лишенным органической жизни или содержащим только примитивные формы (строматолиты).

Весь известный в настоящее время докембрий делится, согласно постановлению Межведомственного стратиграфического комитета, на два крупных подразделения — протерозой и архей.

Протерозой подразделяется на три части — верхний (поздний), средний и нижний (ранний). Поскольку длительность верхнего протерозоя (PrZ3) оценивается в 1000 млн. лет, а Межведомственный стратиграфический комитет утвердил рубеж с возрастом 1100—1200 млн. лет, Комиссия считает целесообразным выделить из состава PrZ3 самостоятельный отрезок докембрия длительностью 500—600 млн. лет, эквивалентный по длительности другим подразделениям протерозоя.

В районах платформенного развития верхний протерозой представлен нормально-осадочными отложениями, получившими название рифея или синия. В этих толщах на основании остатков примитивной органической жизни производятся дальнейшие стратиграфические подразделения, получившие свою абсолютную датировку.

Границей верхнего и среднего протерозоя на основе решений Межведомственного стратиграфического комитета принимается рубеж 1600±50 млн. лет. Для большинства районов развития докембрия в СССР это — время платформенного развития, накопления пластических осадков и проявления кислого наземного вулканизма.

Во многих районах мира существенное геологическое значение имеет рубеж внутри верхнего протерозоя, датируемый 1200±100 млн. лет, который целесообразно считать нижней границей дополнительно выделяемого наиболее молодого подразделения докембрия.

Средний протерозой охватывает интервал от 1600+50 до 1900+ + 100 млн. лет. Это — время перехода древних складчатых поясов в платформу, время образования позднеорогенных и посторогенных интрузий (щелочных, ультраосновных и кислых, в том числе рапакиви) и время воздымания континентов.

Границей между средним и нижним протерозоем принимается рубеж 1900+100 млн. лет. Это — эпоха главной протерозойской складчатости, интенсивного гранитообразования (синорогенные граниты), эпоха регенерации архейских гранитоидов, интенсивного проявления анатексиса, калиевого метасоматоза и чарнокитизации, разнообразного мигматитообразования и образования полимигматитов.

Накопленные суперкрустальные эффузивно-осадочные толщи подвергаются прогрессивному региональному метаморфизму. Рубеж 1900±100 млн. лет хорошо проявлен н на других континентах земного шара.

Время от 2000 до 2600±100 млн. лет (нижний протерозой) характеризуется развитием нижнепротерозойской геосинклинали, накоплением в ней осадочных и эффузивных (спилитовых и кератофир-спилитовых) толщ, проявлением начальных фаз складчатости и метаморфизма.

Границей нижнего протерозоя и архея является рубеж 2600±100 млн. лет. Это — время заложения нижнепротерозойской геосинклинали, начало прогибания ее и накопления в ней нижнепротерозойских толщ на размытой и выветрелой поверхности архейских образований.

К архею относятся образования с абсолютным возрастом выше 2600 — 2700 млн. лет. Среди них установлены различные гнейсы, пироксен-плагиоклазовые кристаллические сланцы, амфиболиты, граниты и плагиограниты, мигматиты. Многие из этих пород в протерозойское время подверглись регенерации, перекристаллизации, омоложению и, несмотря на ясную геологическую позицию, показывают более «молодой», протерозойский абсолютный возраст. Среди более древних образований Балтийского и Украинского щитов намечаются рубежи около 3500 млн. лет. В частности, некоторые ксенолиты амфиболитов среди мигматитов (Украина) сохраняют свой древний возраст 3300 млн. лет, играя роль «бронированных реликтов». Это — возраст их метаморфизма, а возраст их накопления должен быть еще более высоким.

Архей при дальнейшем его изучении, по-видимому, можно будет разделить на два или три подразделения, но в настоящее время для этого еще нет надежных оснований.