Информация о документе

Цена 2000UZS
Размер 110.9KB
Покупки 0
Дата загрузки 07 Ноябрь 2026
Расширение docx
Раздел Рефераты
Предмет Педагогика

Продавец

Bohodir Jalolov

Геологик вазифаларни бажаришда геофизик усулларнинг қўлланилиши

Купить
Геологик вазифаларни бажаришда геофизик усулларнинг қўлланилиши . Режа: 1. Бажариладиган геологик вазифалар бўйича геофизик усулларни таснифлаш. 2. Геологик, геофизик усулларни комплекслаш асослари. 3. Майда ва ўрта масштабдаги турли геофизик тадқиқотлар . 4. Фойдали қазилма конларини қидириш. 5. Е р пўстининг геологик ривожланиш тарихи. Ҳудудларнинг геологик тузилиши ва тарихий тараққиёти стратиграфик тадқиқотлар асосида аниқланади. Бундан ташқари, стратиграфик тадқиқотлар геологик, тектоник, литолого-палеогеографик хариталар ва схемалар тузишда, шу жумладан фойдали қазилма конларини башорат қилишда ва уларни қидиришда кенг қўлланилади. Стратиграфия фанининг асосий вазифаси бўлиб ётқизиқларни стратиграфик табақалаш ва таққослаш саналади. Стратиграфик табақалаш - бу кесмада маълум белгилари билан фарқланувчи алоҳида горизонтлар, пачкалар вa қатламларни ажратишдан иборат. Табақаланган кесмалардаги стратиграфик бирликлар ёши бўйича ўзаро таққосланади. Бир-биридан узоқда жойлашган кесмаларни ўзаро таққослашда биостратиграфик, литостратиграфик, ритмостратиграфик ва магнитостратиграфик усуллардан фойдаланилади. Уларнинг ҳар бири ўзига яраша ютуқларга ва камчиликларга эга. Шунинг учун ҳам кўп ҳолларда улардан биргаликда фойдаланилади. Биостратиграфик усул (лотинча “био” – ҳаёт, “стратум” - қатлам) қариларининг устига ёш қатламлар ётувчи қонуний кетма-кетликка асосланган. Нисбий ёшни аниқлашнинг энг ишончли усули бўлиб биостратиграфик усул ҳисобланади. У XIX асрнинг бошларида В. Смит томанидан таклиф этилган ва кейинчалик Ж. Кювье ва А. Броньяр томонидан батафсил ишлаб чиқилган. Биостратиграфик усул тоғ жинсларидаги ҳайвон (фауна) ва ўсимлик (флора) қолдиқларини ўрганишга асосланган. Палеонтологик маълумотлар асосида Ерда ҳаётнинг эволюциясидаги муайян кетма- кетлик ва такрорланмаслик аниқланган бўлиб, у нисбий геологик йил ҳисоби тизимини яратишга имкон берди. Тоғ жинсларининг нисбий ёшини аниқлаш учун асосан органик қолдиқларнинг энг кичик таксономик бирликлари – авлодлар ва турлардан фойдаланилади. Уларнинг орасида етакчи тошқотган органик қолдиқларгина бу масалани ечиш учун яроқли бўлади. Етакчи мақомига эга бўлиш учун улар учта асосий талабга жавоб бериши шарт: - мумкин қадар қисқа геологик вақт давомида пайдо бўлган, гуркираб ривожланган ва қирилиб кетган бўлиши; - сон жиҳатдан жуда кўп бўлиши; - ер юзасининг катта майдонларида тарқалган (космополит) бўлиши лозим. Демак етакчи органик қолдиқ деб қисқа геологик вақт давомида йирик ҳудудларда тарқалган, сон жиҳатдан кўп бўлган ва осон таниладиган қирилиб кетган организмларнинг тошқотган қолдиқларига айтилади. Бу тушунча стратиграфияга XIX асрнинг ўрталарида немис палеонтологи Г. Брони томонидан киритилган ва у дунёда биринчи бўлиб умуртқасизлар етакчи шаклларининг атласини тузган . Етакчи органик қолдиқлар усули бир хил етакчи органик қолдиқлар учрайдиган ётқизиқлар бир хил ёшли деган тушунчага асосланган. Узоқ вақтлар давомида бу усул биостратиграфияда асосий усул бўлиб келган ва унинг шарофати билан тафсилий стратиграфик шкала тузилган, бир - биридан анча узоқда жойлашган ётқизиқларнинг кесмалари табақаланган ва таққосланган. Қирилиб кетган саноқсиз организмларнинг орасида етакчилик талабларига жавоб берадиган шакллари ҳам кўп . Буларга мисол тариқасида Obolus apollinis – ордовикнинг тремадок яруси учун, Choristites mosquensis – карбоннинг москва яруси учун , Cadoceras elatmae – ўрта юранинг келловей яру си учун, Cardioceras cordatum – юқори юранинг оксфорд яруси учун , Deshayesites deshayesi, Acanthohoplites – қуйи бўрнинг апт яруси, Leymeriella ва Anahoplites - альб яруси учун , Belemnitella mucronata – юқори бўрнинг кампан яруси учун ва бошқаларни кўрсатиш мумкин. Етакчи органик қолдиқлар бўлиб фақат организмларнинг турларигина эмас, балки авлодлари ва ҳатто оилалари, отрядлари ва синфлари ҳисобланиши мумкин . Бу стратиграфик табақаларнинг таксономик бирликларига боғлиқ. Масалан, цератитлар фақат перм ва триас даврларидагина ривожланган, археоциатлар эса эрта кембрийда, трилобитлар - кембрий, ордо вик ва силурда яшаган, девон ва эрта карбонда улар инқирозга учраган ва қирилиб кетган . Оддий бўлган бу етакчи органик қолдиқлар усули ҳам камчиликлардан ҳоли эмас. Чунки баъзи шакллар кенг тарқалган ва уларни космополитлар дейилади, бошқаларининг тарқалиш майдони чегараланган бўлиб, уларни эндемиклар дейилади. Демак бундай тадқиқотларда организмларнинг яшаган давридаги табиий-географик шароитлар ҳам ҳисобга олиниши шарт. Шу билан бир қаторда табиатда мутлақ космополитлар бўлиши мумкин эмаслигини ҳам ҳисобга олиш зарур. Чунки бир вақтнинг ўзида ҳам қуруқликда, ҳам денгизда, ёки турли шўрликда ва чуқурликда яшайдиган организмалар йўқ. Яшаш муҳитининг табиий-географик шароитларга боғлиқ ҳолда ҳар бир тур ёки авлод ўзининг муайян тарқалиш ҳудудига эга бўлади. Органик мажмуалар усули. Етакчи органик қолдиқлар усулидан фарқли ўлароқ бунда бутун палеонтологик ма териалдан фойдаланилади. Тадқиқотчи кесмада тарқалган қолдиқларни ўрганади, уларнинг кесма бўйлаб комплекслари алмашинишини ва кесмадан кесмагача ўзгаришини аниқлайди . Мазкур усулнинг устуворлиги шундан иборатки, бунда кесмаларнинг ёши ва уларни таққослаш ҳақидаги хулосалар якка етакчи органик қолдиқларгагина эмас, балки қатламда учрайдиган барча фауна ва флора шакллари мажмуасига асосланган бўлади. Шундай қилиб, ётқизиқларнинг ёши ҳақидаги хулосаларнинг ишончлилиги ошади. Ушбу усул ҳозирги вақтда кенг қўлланилади ва биостратиграфияда асосий усул саналади. Усулнинг мазмуни график тасвирланади. Унда тошқотган қолдиқлар кесмада пайдо бўлиши ва қирилиб кетиши тартибида жойлаштирилади. Бунда муайян мажмуаларнинг алмашиниши бўйича поғоналар ҳосил бўлади ва уларга асосланиб ётқизиқларнинг ёши ҳақида хулоса чиқариш ва кесмаларни табақалаш мумкин. Органик қолдиқлар мажмуасини таҳлил қилишда муайян қатламда учрайдиган ва унинг чегарасидан чиқмайдиган шакллар ажратилиши мумкин . Бу бизга маълум бўлган етакчи шакллардир ва улар кесмада жуда кам учраши мумкин . Аммо улардан ташқари пастки қатламда пайдо бўлган ва кейинги қатламда учрамайдиган ёки пастки қатламда учрамайдиган, ушбу қатламда мавжуд бўлган ва устки қатламга ўтувчи шакллар ҳам учрайди. Қатламда топилган органик қолдиқлар мажмуаси унинг типик тури (индекс-тур) бўйича номланади, бу комплекснинг барқарорлиги бир қанча кесмаларда текшириб кўрилади. Бундай шакллар мажмуаси ётқизиқлар ёшини ишончли аниқлашга ёрдам беради. Юқорида кўриб ўтилган биостратиграфиянинг хусусий усулларидан ташқари эволюцион (филогенетик), п алеоэкологик ва таққослашнинг сонли усули кабилар ҳам мавжуд. Улар билан талабалар юқори курсларда махсус фанларни ўрганишда танишади. Литостратиграфик усул кесмани тоғ жинсларининг таркиби, структуравий ва текстуравий хусусиятлари бўйича қатламлар ва уларнинг мажмуаларига табақалашга ва уларнинг турли жойларда тузилган стратиграфик кесмаларни ўзаро таққослашга асосланган. Бир хил литологик тавсифга эга бўлган қатламлар ва қатламлар мажмуалари ва турли кесмалардаги ўхшаш кетма-кетлиги ҳамда уларнинг бир хил ёшдалигини тахмин қилишга имкон беради. Литостратиграфик усул «соқов» қатламларнинг, яъни фау на ва флора қолдиқларига эга бўлмаганларининг ёшини аниқлашда фойдаланилади. Бу усул ёрдамида қатламларнинг ёшини аниқлаш ёки бошқа усуллар билан аниқланган муайян эталон геологик кесмалар билан таққослаш орқали амалга оширилади. Аммо кўп ҳолларда бир литологик таркибдаги қатламларнинг турли жойдаги ёши синхрон бўлмайди. Бу литостратиграфик усулнинг асосий камчилиги ҳисобланади. Бунда қатламлар яқин масофалардагина ўзаро таққосланиши мумкин. Ритмостратиграфик усул - геологик ҳодисалар даврийлигини ва қ атламларнинг стратиграфик кетма - кетлигини чўкинди тўпланиш ритмларини ани қ лаш йўли билан ўрганиш усули . Масалан , флиш , кўмирли ва тузли формацияларнинг циклотемалари ( ритмлари ), муз ва музорали ғ и горизонтлари , тасмали гилларда йил қ атламчаларининг геохронологик , дарахтларнинг йиллик ҳал қ аларини ( дендрохронология ) ҳисоблаш ва бош қ а усуллар . Ритмостратиграфия усули иқлимстратиграфия каби биостратиграфия усулини сезиларли даражада тўлдиради . В . И . Попов бўйича ритмостратиграфия – бу ритмосерияларни ҳамда магматизмнинг фазовий шаклларини ажратишга ёрдам берувчи фациал - циклик ( фациал - ритмик ) таҳлил асосида кесмаларни стратиграфик табақалашдир . Ритмостратиграфик табақалашда ритмларнинг геологик комплекс ( ГК ), ритмокомплекс ( РК ), ритмотолша ( РТ ), ритмосвита ( РС ) ва ритмопачка ( РП ) каби таксономик бирликлари ажратилади . Чўкинди ётқизиқлар кесмасидаги ритмийлик улар ҳосил бўлиш давридаги магма - тектоник фаоллик хусусияти билан бевосита бо ғ лиқ . Масалан , геологик комплекс бирон - бир то ғ бурмаланиш босқичини ( каледон , герцин , альп ва ҳ . к .) ўз ичига олса , ритмокомплекс ундаги тектоник фазаларни ўзида акс эттиради . В . И . Попов фикрича ритмостратиграфик схемаларнинг одатдаги литологик схемаларга нисбатан юту ғ и ритмосериялар чегарасининг изохронлигидир . Ритмостратиграфияни биостратиграфия ёки мутлақ геохронология билан бирга қўллаш яхши натижалар беради. Магнитостратиграфик усул . Маълумки, Ер пўстида учрайдиган баъзи минераллар магнитлик хусусиятига эга. Ферромагнитли минераллар ҳосил бўлишида, масалан магма ёки лава суюқлигининг кристалланиши натижасида бу минераллар шу вақтдаги магнит майдони йўналишига мос ҳолда магнитланиб қолади. Сувли муҳитда лойқа таркибидаги ферромагнит минераллар ҳам Ернинг магнит майдонига мувофиқ мўлжалланиб чўкади. Шу туфайли чўкинди жинслар ҳам чўкиш вақтидаги Ер магнит майдони тўғрисида маълумотга эга бўлади, яъни чўкинди ҳосил бўлиш жараёнидаги Ернинг магнит майдони кучланиш чизиқларининг йўналиши ва магнит қутубларининг ўрни тоғ жинсларининг “ҳотирасида” сақланиб қолади. Аммо муайян вақтларда магнит қутблари ўзаро ўрнини алмаштириб турган, яъни магнит майдони инверсияси содир бўлган. Шу туфайли чўкинди жинслар кесмасида қолдиқ магнитланиш хусусиятларини ўрганиш асосида тўғри ва тескари магнитланиш оралиқлари ажратилади. Бошқача қилиб айтганда, кесмалар стратиграфик томондан табақаланади ва ўзаро таққосланади. Магнитостратиграфик усулга 1947 йилда Ўзбекистон Фанлар Академиясининг академиги В.И.Попов томонидан асос солинган. Юқорида санаб ўтилган усуллар стратификацияланган ҳосилаларнинг, яъни қатламланиб ётувчи тоғ жинсларининг нисбий ёшини аниқлашга имкон беради . Уларга чўкинди, вулканоген-чўкинди, вулканоген ва минтақавий метаморфизмда ўзининг бирламчи ётиш шароитларини сақлаб қолган метаморфик жинслар киради. 1881 йили Болонье шаҳрида бўлиб ўтган II Халқаро геологик конгрессда биринчи геохронологик ва унга мос келувчи стра тиграфик шкалалар қабул қилинган. Уларда ер пўсти ва органик дунёнинг ривожланиш маълумотлари бўйича Ернинг бутун тарихи вақт оралиқларига (геохронологик табақалар) ва шу вақт оралиқларида ҳосил бўлган тоғ жинсларининг қатламаларига (стратиграфик табақалар) бўлинади. Геологик вақт – бу табиий календар бўлиб, унинг ҳар бир варағи, ҳар бир сатри бир вақтнинг ўзида ривожланувчи сон-саноқсиз ҳодисаларнинг ўзгаришидаги кетма-кетликни акс эттиради. Улардан баъзилари муайян чегараланган ҳудудларда, бошқалари кенг минтақаларда, учинчилари эса сайёралар миқёсда содир бўлиб, ривожланаётган Ернинг бирлигини акс эттиради. Ш унинг учун ҳам стратиграфия маҳаллий, минтақавий ва умумий стратиграфик шкалалар тушунчаларига таянади. Геологик жараёнларнинг излари бўйича ҳодисалар тикланади. Уларни хронологик кетма-кетликда жойлаштириб, тадқиқотчилар кесмаларни табақалайди ва таққослайди, бу эса оқибатда турли миқёсдаги стратиграфик шкалаларни тузишга имкон беради. Маҳаллий стратиграфик шкалалар ўзаро таққосланиб минтақавий шкала ишлаб чиқилади. Улар асосида Халқаро стратиграфик шкала яратилади. У эса глобал эталон саналади. Эон (эонотема) - энг йирик геохронологик бирлик бўлиб, унинг давомийлиги кўплаб миллион, ҳатто, миллиард йилларни ташкил этади. Ер тарихида архей, протерозой ва фанерозой эонлари ажратилади. Архей ва протерозой токембрий ёки криптозой номи билан юритилади. Эра (эратема) - эоннинг бир қисми бўлиб, унинг давомийлиги бир неча юз миллион йилни ўз ичига олади. Эралар Ернинг ва ундаги органик дунёнинг йирик ривожланиш босқичларини акс эттиради. Эралар орасидаги чегаралар органик дунё ривожланишидаги туб ўзгариш босқичларини характерлайди. Фанерозой эонида учта: палеозой, мезозой ва кайнозой эралари ажратилади. Давр (система) – бу давомийлиги ўнлаб миллион йил бўлган геологик вақт оралиғи бўлиб, унинг номи аксарият ҳолларда шу давр ётқизиқлари биринчи бор аниқланган жойнинг номидан келиб чиққан. Эпоха (бўлим) – бу геологик даврнинг бир қисми бўлиб, бир неча ўн миллион йилни қамраб олади. Эпохаларнинг номи вақт кетма-кетлигига асосан эрта, ўрта ва кечки бўлиши мумкин. Баъзи эпохалар ўзининг хусусий номига эга. Аср (ярус) – бу геологик эпоханинг бир қисми бўлиб, давомийлиги бир неча миллион йилни қамраб олади. Асрларнинг номлари шу вақтда ривожланган ётқизиқлар биринчи бор ўрганилган вилоятлар, районлар, дарё ҳавзалари, аҳоли манзиллари номидан олинган бўлади. Ажратилган стратиграфик табақаларни геологик хариталарда тасвирлаш учун муайян ранглар ва индекслардан (ҳарфли ва рақамли белгилар ) фойдаланилади . Архей , индекс и А r , ранги тўқ пушти ; Протерозой , индекси Pr, ранги ош пушти П алеозой, индекси Pz, ранги жигарранг; М езозой, индекси Mz; кўк ранг К айнозой, индекси Kz; ранги сариқ. Бутун дунёда Халқаро геологик конгрессда олдингиларига ўзгартиришлар киритиб қабул қилинган геохронологик (стра тиграфик) шкаладан фойдаланилади. Янги шкала қуйидаги табақаларни ўз ичига олади (4-жадвал): -жадвал Геохронологик ва стратиграфик табақалар Геохронологик Стратиграфик Эон Эонотема Эра Эратема Давр Система Эпоха Бўлим Аср Ярус Фаза Бўғин Пайт Звено Термохрона Босқич Фанерозойнинг геохронологик (стратиграфик) шкаласида эралар (эратемалар), даврлар (системалар), эпохалар (бўлимлар), асрлар (яруслар) каби геохронологик (стратиграфик) тоифалар ажратилади ва уларнинг бошланиш даври миллион йилларда кўрсатилади (5-жадвал). -жадвал Фанерозойнинг геохронологик (стратиграфик) шкаласи .Эра, Эратема Давр, Система Эпоха, Бўлим Эпоха, бўлим А ср, Ярус М лн йил Кайнозой Тўртламчи Голоцен Q 2 0,01 Плейстоцен Q 1 Кечки 0,26 Ўрта 0,78 Эрта 1,8 Н еогенПлиоцен N 2 Гелас 2,58 Пьяченц 3,6 Занкл 5,3 Миоцен N 1 Месси 7,2 Тортон 11,6 Серравал 13,6 Ланг 15,8 Бурдигал 20,3 Аквитан 23,0 П алеоген Олигоцен E 1 Хатт 28,4 Рюпел 33,7 Эоцен E 2 Приобон 37,2 Бартон 40,4 Лютет 46,6 Ипр 55,8 Палеоцен E 3 Танет 58,7 Селанд 61,7 Дат 65,5 М езозой Бўр Кечки K 2 Маастрихт 70,6 Кампан 83,5 Сантон 85,8 Коньяк 89,3 Турон 93,5 Сеноман 99,6 Эрта K 1 Альб 112,0 Апт 125,0 Баррем 130,0 Готерив 136,4 Валанжин 140,2 Барриас 145,5 Ю раКечки J 3 Титон 150,8 Киммериж 156,7 Оксфорд 161,2 Ўрта J 2 Келловей 164,7 Бат 167,7 Байос 171,6 Аален 175,6 Эрта J 1 Тоар 183,0 Плинсбах 189,6 Синемюр 196,5 Геттанг 199,6 Триас Кечки T 3 Рэт 203,6 Норий 216,5 Карний 28,0 Ўрта T 2 Ладин 237,0 Анизий 245,0 Эрта T 1 Оленек 249,7 Ҳинд 251,0 П алеозой П ерм Лопинг P 3 Чангсин 253,8 Вачипинг 260,4 Гваделуп P 2 Кэпитэн 265,8 Ворд 268,0 Родий 270,6 Цисурел P 1 Кунгур 275,6 Арт 284,4 Сакмар 294,6 Ассел 299,0 Карбон Пенсилван Юқори Гжел 303,9 Қосимов 306,5 Ўрта Москва 311,7 Қуйи Бошқирд 318,1 Миссисип Юқори Серпухов 326,4 Ўрта Визе 345,3 Қуйи Турне 359,2Девон Кечки D 3 Фамен 374,5 Фран 385,3 Ўрта D 2 Живет 391,8 Эйфел 397,5 Эрта D 1 Эмс 407,0 Прага 411,2 Лохков 416,0 Силур Пржидол Келишилмаган 418,7 Лудлов Лудфорд 421,3 Горст 42,9 Венлок Хомер 426,2 Шейнвуд 428,2 Лландоверий Телич 436,0 Аэрон 439,0 Руддан 443,7 Ордовик Кечки О 3 Химант 445,6 Ярус 6 455,8 Ярус 5 460.9 Ўрта О 2 Дарриул 468.1 Ярус 3 471.8 Эрта О 1 Ярус 2 478,6 Тремадок 48836 Кембрий Фуронг Ярус 10 492 Ярус 9 496 Пэйб 501 Серия 3 Ярус 7 503 Ярус 6 506 Ярус 5 510 Серия 2 Ярус 4 517 Ярус 3 521 Серия 1 Ярус 2 534 Ярус 1 542 Токембрийнинг геохронологик (стратиграфик) шкаласида асрлар (яруслар) ажратилмаган (-жадвал). -жадвал Токембрийнинг геохронологик (стратиграфик) шкаласиЭон, эонотема Эра, эратема Давр, система Ёш и, млн йил П ротерозой Неопротерозой Эдиакар 630 Криоген 850 Тон 1000 Мезопротерозой Стен 1200 Эктас 1400 Келимм 1600 Палеопротерозой Статер 1800 Оросир 2050 Рич 2300 Сайдер 2500 Архей Неоархей 2800 Мезоархей 3200 Палеоархей 3600 Эоархей Юқорида кўриб чиқилганидек, н исбий геохронология тоғ жинсларининг бир-бирига нисбатан ёшини - қайси бирлари кейин ҳосил бўлган ва ёш ҳисобланиши ҳамда қайсилари олдин шаклланган ва қари саналишини аниқлашни кўзда тутади. Нисбий геохронология у-ёки бу геологик таналар шаклланишининг давомийлиги тўғрисида тушунча бермайди, аммо уларнинг ҳосил бўлиши вақти кетма-кетлиги ҳақида тасаввурга эга бўлиш имкониятини яратади. Ҳозирги пайтда кесмаларни табақалаш ва таққослаш масалаларини ечишда мутлақ геохронология усуллари, яъни геологик вақтни ҳамда тоғ жинслари ва минералларнинг ҳосил бўлиш ва қайта ўзгариш (метаморфизм) вақтини астрономик бирликларда - йилларда ўлчаш тобора кенг қўлланилмоқда. Мутлақ геохронология тоғ жинсларининг ёшини ва уларнинг ҳосил бўлиш жараёнларининг давомийлигини йилларда, минглаб ва юзлаб миллион йилларда ўлчашни кўзда тутади. Геологик воқеалар ва объектларнинг ёши радиоактив элементлар ядросининг барқарор парчаланиш тезлигига асосланган радиологик (изотопли) усуллар ёрдамида аниқланади. Геохронологияда қўлланувчи узоқ яшовчи радиоактив изотоплар бўлиб, калий 40 К, рубидий 87 Rb, самарий 147 Sm, торий 232 Th, уран 235 U, 238 U ҳисобланади. Бунда биз атомларнинг асосий таркиби сифатида электоронларни, протонларни ва нейтронларни кўриб чиқишимиз мумкин. Ядродаги протонлар сони унинг қайси кимёвий элементга мансублигини билдиради. Протонлар сони бир хил, аммо нейтронлар сони турлича бўлган атомлар шу кимёвий элементнинг изотоплари дейилади. Радиоактив изотопларнинг ядроси барқарор эмас. Вақт давомида улар радиоактив парчаланишга учрайди, натижада янги ҳосил бўлган ядрода протонлар ва нейтронлар сони ўзгаради, яъни бошқа кимёвий элементнинг изотопи ҳосил бўлади . Радиоактив изотопларнинг парчаланиши туфайли ҳосил бўлувчи изотоплар радиоген изотоплар дейилади. Маълумки, кўпчилик кимёвий элементлар бир қанча изотопларга эга. Улар ядросда Д. И. Менделеевнинг даврий системасида элементнинг тартиб рақамига мос келувчи протонлар сонига эга бўлган ҳолда нейтронлар сони бўйича бир-биридан фарқ қилади. Протонлар ва нейтронлар йиғиндиси изотопнинг масса сонини ташкил этади. Қўрғошин учун, масалан, масса сони 204, 206, 207 ва 208 тенг бўлган тўртта изотопи маълум бўлиб, уларнинг ядросида 122, 124, 125 ва 126 нейтрон ва 82 та протон бор. Ҳар бир изотопнинг м асс а с о ни индексида кўрсатилади : 204 Pb , 206 Pb , 207 Pb , 208 Pb . Турли радиоактив изотоплар турли механизмлар ёрдамида парчаланади. Биз учун β-парчаланиш ва α-парчаланиш жуда муҳим. β-парчаланишда нейтрон ўзидан негатрон чиқариш орқали протонга айланади. Бунда ядродаги протонлар сони биттага ошади, нейтронларники эса биттага камаяди. α -парчаланишда иккита протон ва иккита нейтрондан иборат бўлган ядро альфа заррачаларини чиқаради. Бунда ядро массаси 4 бирликка камаяди. Кимёвий элементларнинг баъзи изтоплари барқарор эмас (радиоак тив) ва гамма нурланиш энергиясини чиқариб, парчаланади. Янги ҳосил бўлган заррачалар эса барқарор изотопларга айланади . Парчаланиш тезлиги босим ва ҳарорат таъсирида ўзгармайди , яъни, геологларга табиат инъом қилган радиоактив соатлар ҳеч қандай ташқи омилларга боғлиқ бўлмасдан доимий тезликда юради . Муайян изотопнинг радиоактив парчаланиш тезлиги ё парчаланишнинг константаси X , ёки ярим парчаланиш даври Т - дастлабки изотоп атомларининг ярими парчаланадиган вақт оралиғи орқали ифодаланади. Радиоактив изотопнинг яримпарчаланиш даври – бу ушбу изотопни ташкил этувчи барча атомлари ярмисининг радиоактив парчаланишга кетган вақтдир. Шундай қилиб, яримпарчаланиш даври – изотопнинг радиоактив парчаланиш тезлиги ўлчовидир. Агар биз кимёвий системада (яъни минерал ёки тоғ жинсида) радиоактив изотоп ва унинг парчаланишидан ҳосил бўлган бошқа изотопнинг нисбатини билсак, бу системанинг ёпилишидан сўнг ўтган вақтни ҳисоблаб топишимиз мумкин. Радиоактив элементнинг яримпарчаланиш даврини билиш ва махсус асбоб - масс-спек трометр ёрдамида парчаланишдаги дастлабки ва охирги маҳсулотларининг миқдорини аниқлаш орқали геологик объектлар - тоғ жинслари, метеоритлар, минера ллар ва бошқаларнинг ёши тўғрисида фикр юритиш мумкин. Ёшни ҳисоблаш учун радиоактив парчаланиш қонунининг қуйидаги тенгламасидан фойдаланилади: N t = N () eλ t бунда N t - дастлабки изотоп атомларининг парчаланмасдан сақланиб қолган сони; N o - дастлабки изотоп атомларининг бирламчи сони ; t - атомларнинг парчаланиш жараёни бошлангандан кейинги ўтган вақт , λ - ушбу дастлабки изотопнинг парчаланиш константаси; е - нату рал логарифм асоси. Бу тенгламадан геологик объектнинг ёшига мос келувчи t вақтни осон аниқлаш мумкин : t = (1/λ)ln (N 0 /N t ). Дастлабки изотоп атомларининг бирламчи сонини аниқ баҳолаш мумкин бўлмаганлиги сабабли ёшни ҳисоблаш учун одатда дастлабки ва кейинги ҳосил бўлган изотоплар миқдорининг нисбатидан фойдаланилади. Вақтнинг бошланғич моменти t = 0 да системада фақат сони N 0 га тенг дастлабки радиоактив атомлар мавжуд бўлади ; t йилдан кейин дасталабки атомлардан (М) қолади ва кейин ҳосил бўлган атомлар (D) тўпланади. Демак , М + D = N o , N t М ва t = (1/λ)ln(1+D/М). Ярим парчаланишга тенг вақт ўтгандан сўнг радиоактив атомларнинг сони икки марта камайиб, шу даврда ҳосил бўлган атомлар сонига тенг бўлади, яъни М = D. Шундай қилиб , кейинги тенгламадан яримпарчаланиш даври Т ва константаси λ орасидаги нисбатдан Т = ln2/λ = 0,693/λ. келтириб чиқарилади. Дастлабки изотопларнинг яримпарчаланиш даврлари орасидаги фарқ давомийлиги бўйича вақт оралиқларининг ёшини аниқлашга имкон беради . Ҳар бир муайян ҳолда геохронологик тадқиқот усулини танлаш унинг имкониятлари ва камчиликларидан келиб чиқади. Масалан, энг ёш геологик ҳосилаларнинг ёшини аниқлаш учун (2000-60000 йил оралиқда) одатда радиоуглерод усулидан фойдаланилади , Ер ривожланишининг дастлабки босқичлари учун эса Sm-Nd усули қўлланилади. Радиологик усуллардан амалда фойдаланиш ёши аниқланаётган объект изотоп системасининг бузилишини - маҳсулотларнинг ташқаридан келтирилиши ёки дастлабки изотопларнинг бир қисми ва яримпарчаланиш маҳсулотларининг чиқиб кетишини ҳисобга олиш лозимлиги туфайли иш анча қийинлашади. Бунда ёш бўйича олинган натижалар у-ёки бу томонга анча ўзгариши мумкин . Г еологи к вақтни ўлчаш учун энг ишончли бўлиб U-Pb , Rb-Sr ва Sm- Nd усуллар и ҳисобланади . Уран - қўрғошин усули магматик жинсларнинг ёшини ва метаморфизм жараёнлари кечган вақтни аниқлашда муваффақиятли қўлланилади. Бу усул ёрдамида ёшни аниқлаш учун одатда циркондан - радиологик ёш аниқлаш учун энг қулай бўлган жуда барқарор минералдан фойдаланилади (-расм). У термик, кимёвий ва механик таъсирга бардошли бўлиб, нураш ва седиментация жараёнларида сақланиб қолади. У ҳатто юқори метаморфизм босқичида ҳам чидамли . Цирконда U-Pb «хотира» - кристаллнинг дастлаб ҳосил бўлиш ва кейинги қайта ўзгариш вақтлари қайд қилинади. U-Pb усулнинг энг катта ютуғи цирконда радиоактив парчаланишнинг турли константаларига эга бўл-ган учта ўзаро боғлиқ изотоп системасининг ( 238 U 206 Pb; 235 U 207 Pb; 232 Th 208 Pb) мавжудлигидир. Бу эса битта таҳлилда U ва РЬ нисбатида системанинг ёпиқлиги ҳақидаги тахминни уч марта текшириб кўришга имкон беради . Чунки турли изотопли системалар учун ташқи таъсир бир хил бўлиши мумкин эмас. Ёшни аниқлашда бир-бирига боғлиқ бўлмаган таҳлиллардан олинган натижаларнинг мос келиши - бу минералдаги системанинг ёпиқлигидан далолат беради. Циркон кристалли-зация вақтида одатда U 4+ ва Th 4+ нинг анча миқдорини, аммо қўрғошинни кам қўшиб олади, шунинг учун ҳам мутлақ ёшни аниқлаш учун уран-қўрғошин ва торий-қўрғошин усуллари жуда маъқул ҳисобланади. Ураннинг жуда узоқ яримпарчаланиш даврига эга радиоактив изотоплари 238 U, 236 U ва 232 Th қўрғошиннинг 205 Pb, 207 Pb, 209 Pb изотопларига айланади. Ёпиқ системада умумий парчаланиш вақтидан сўнг дастлабки 238 U, 236 U ва 232 Th билан улардан ҳосил бўлган оралиқ изотоплар орасида секуляр тенглик ўрнатилади. Демак, бу нисбатлар ёрдамида ҳисоблаб чиқарилган ёшнинг яқин қийматлари U-Pb системанинг ёпиқлик мезони бўлиб саналади ва объектнинг ёшини аниқлашда уч қийматнинг ўртачаси бўйича баҳолашга имкон беради. Назорат учун бошқа изотоп нисбатлардан ҳам фойдаланиш мумкин . U-Pb усули ёрдамида ёшни аниқлаш натижалари одатда объект ёшининг мос қийматлари эгри чизиғи графиги - конкордиядан фойдаланилади (41-расм). Диаграмма 201 Рb/ 238 U, 207 Pb/ 235 U изотоп нисбатлари координаталарида чизилади. Бу ҳолда конкордия 206 Pb/ 238 U бўйича ҳисоблаб чиқилган ёш 207 Pb/ 235 U бўйича олинган ёшга тенг бўлган нуқталарнинг геометрик ўрни ҳисобланади. -расм. Циркон кристалли. К онкорди я ва дискорди я диаграммалари одатда уранли минералларда (масалан, цирконда) ураннинг изотоп таркибини график тасвирлаш учун фойдаланилади . Бу усул ёрдамида магманинг кристаллизацияси ва тоғ жинслари метаморфизми жараёнларининг ёшини аниқлаш мумкин . Агар система минералнинг бутун мавжудлиги давомида ёпиқ ҳолда сақланган бўлса, унинг ёшига мос келувчи экспериментал нуқталар кон- кордияда жойлашган бўлади, яъни ёш қийматлари ўзаро мувофиқ келади ёки конкордантли бўлади. К онкордиядаги нуқталарнинг ўрни минералнинг ҳақиқий ёшини белгилайди. Агар минералнинг изотоп системаси кейин содир бўлган радиоген қўрғошин олиб чиқиб кетилган жараёнлар туфайли бузилган бўлса (масалан, метамор- физмда), унда экспери- ментал нуқталар конкор- диядан пастда жойлаш- ган, яъни дискордант бўлади . Бу нуқталардан ўтказилган тўғри чизиқ дискордия ёки изохрона дейилади . Д искордия-нинг конкордия билан кесишувчи устки нуқтаси минералнинг ҳосил бўлиш вақтига, пасткиси эса устама тушган жараённинг вақтига тўғри келади . Кимёвий системанинг (яъни минерал ёки тоғ жинси) ёпилиши ушбу системанинг ҳароратига боғлиқ. Турли изотоп системалар турлича ёпилиш-расм. Конкордияли изохрон диаграмма: 1 - конкордия; 2 - дискордия; 3 - минерал ёшининг конкордантли (мувофиқ) қиймати; 4 - дискордантли экспериментал маълумотлар; 5 - минералнинг ҳосил бўлган вақти; 6 - кейинроқ содир бўлган геологик ҳодисанинг кечган вақти. ҳароратига эга. Шунинг учун ҳам тоғ жинсининг турли эволюция босқичлари ҳар хил усуллар ёрдамида саналаниши мумкин. Рубидий-стронций усули. Рубидий ( Rb ) минералларда калийнинг (К) ўрнини осон эгаллайди. Мусковит, биотит, амфибол ва калийли дала шпатлари сингари калийга эга бўлган минераллар Rb - Sr усули ёрдамида тоғ жинсларининг ёшини аниқлаш учун яроқли ҳисобланади. Rb-Sr усули вақт давомида 87 Rb нинг радиоактив парчаланиши ва 87 Sr нинг ҳосил бўлишига асосланган. Бу усул нордон ва ўрта таркибли магматик ва метаморфик жинсларнинг ёшини ҳамда чўкинди ҳосил бўлиш жараёнлари ва диагенез вақтини аниқлашда кенг қўлланилади. Тоғ жинсларининг ёши ру бидий изото-пининг ( 87 Rb) парчаланишидан ҳосил бўлган радиоген стронцийнинг ( 87 Sr) миқдори бўйича , бу изотоплар миқдорини норадиоген келиб чиқишга эга бўлган эталон ( 86 Sr) миқдорига нисбатан таққослаб баҳоланади. Бу усул асосан изохрон вариант да ялпи намуналарни тад-қиқ қилишда қўллани-лади . Ёшни аниқлашда тадқиқ этилаётган объект (интрузив тана , қатлам ва ҳ.к. ) учун етарли бўлган намуна-лар тўпламидан (5-7 тадан кам эмас), бир ёш ли , стронци й-нинг бир хил изотоп таркибли ва шу билан бир вақтда Rb / Sr қиймати билан фарқланувчи маълумотлардан фойдаланилади . Агар таҳлил этилаётган намуналар тўплами изохрон модел га мос келса , унда 87 Rb / 86 Sr 87 Sr / 86 Sr координаталарда графикка туширилган таҳлилий материаллар (42 -расм ) изохрона ҳосил қилиб, чизиқли42-расм. Рубидий-стронцийли эволюцион диаграмма: t - ёш қиймати; а - изохронанинг қиялик бурчаги; b – дастлабки изотоп нисбат 87 Sr/ 8fi Sr. боғлиқликка бўйсунади ва у у = ах + б . туркумидаги тўғри чизиқ тенгламаси билан ифодаланади . Ёш (t) формула бўйича ҳисоблаб топилади: t= (1/λ)In (1 +tga), бунда, λ - 87 Rb парчаланиш тезлигининг константаси; a - изохронанинг қиялик бурчаги; tga – изохрона тенгламасининг бурчак коэффициентига (а) мос келади . Изохронанинг ордината билан кесишиш нуқтаси таҳлил қилинаётган намунадаги бирламчи изотоп нисбатни ( 87 Sr/ 86 Sr) беради. Намуналарнинг изох рон моделга мос келиши графикда нуқталарнинг тўғри чизиқ бўйлаб жойлашиши орқали назорат қилинади . Ҳисоблаб топилган тоғ жинсининг ёши кристаллизация пайтидан ёки қандайдир метаморфик ҳодисадан кейин ўтган вақтни акс эттиради. Денгиз карбонатларидаги 87 Sr/ 86 Sr нисбат уларнинг ёшини аниқлашда ҳам қўлланилиши мумкин. Самарий-неодимий усули. Sm ва Nd - булар лантаноидлар гуруҳидаги кимёвий элементлардир. Улар нодир ер элементлари деб ҳам аталади. 147 Sm радиоактив элемент ҳисобланади ва 147 Sm = > 143 Nd + 4 He+Q парчаланиш механизми бўйича парчаланиб, 143 Nd ҳосил бўлади. Геологик намуналарда таҳлил қилинган Sm ва Nd нинг изотоп таркиби одатда изохрон диаграммада акс эттирилади (-расм). Sm-Nd усулидан тоғ жинсларининг метаморфизми ва минераллар кристаллизацияси жараёнларининг ёшини аниқлашда фойдаланилиши мумкин. Чўкинди жинслар-нинг Sm - Nd изотоп таркиби уларнинг бир-ламчи манъбаларининг ёшини баҳолашда фойда-ланилиши мумкин. -расм . А сосли таркибли дайкалар учун с амарий - неодим ийли эволюцион диаграмма . Самарий-неодимий усули 147 Sm изотопининг радио-актив парчаланишига асос- ланган . Ё ш ни аниқлаш учун 147 Sm / 144 Nd, 143 Nd / 144 Nd (43 -расм ) координаталарда эволюцион диаграммадан фойдаланилади . И зотоп таҳлил натижаларини талқин қилиш Rb-Sr изо хрон усулга ўхшатиб амалга оширилади . Нодир ер элементларига мансуб бўлган Sm ва Nd нинг озроқ фракцияланиши ва яримпарчаланиш даврининг катталиги бу усулни қўллашни қадимий ( т окембрий) ҳосилалар и нинг ёшини аниқлаш билан чегаралайди . Sm-Nd система устама жараёнларга бардошлилиги туфайли бу усул Ер ривожланишининг илк босқичлари учун яроқли ҳисобланади . Калий-аргон усули умуман тоғ жинслари бўйича магматизм ва седиментация ёшини ва мономине рал фракциялар (калийга эга бўлган минераллар: слюда, амфиболлар, калийли дала шпатлари) бўйича ёшни аниқлашда фойдаланилади. Ёшни аниқлашда одатда фақат 40 Аг ни ажратиб олувчи 40 К нинг радиоактив парчаланиш реакциясидан фойдаланилади . К -Ar усулини қўллашдаги асосий қийинчилик радиоактив парчаланишнинг асосий маҳсулоти – аргон нинг учувчанлик хоссаси билан боғлиқ бўлиб , у метаморф лашган ва нураган тоғ жинсларида ёмон сақланади . 4 0 А r / 39 А r усули анъанавий К -Ar усулидаги каби минераллар ва ялпи намуналарнинг ёшини аниқлаш учун фойдаланиш мумкин , аммо у А r исроф бўлмайдиган ва унинг ортиқча миқдорисиз идеал ёпиқ систем аларни диагностика қилиш учун кўпроқ истиқболлидир. Минерал структурасида аргоннинг ҳаракатланиши учун минерал ёпиқ бўлган ҳарорат аргон системасининг ёпилиш ҳарорати дейилади. К-Ar, Ar-Ar ёши минералнинг аргон системаси ёпилиш ҳароратидан паст ҳароратгача совиши моментидан бошланган вақтни ифодалайди. Минералларнинг Ar-Ar ёши фақат ер пўсти денудацион тарихининг бир қисминигина саналайди. Шундай қилиб, Ar-Ar ёши кўп ҳолларда эксгумация ёши дейилади. Радиоуглерод усули ёши 60 минг йилдан ортиқ бўлмаган геологик объектларнинг ёшини аниқлаш учун фойдаланилади. Ерда углероднинг учта изтопи - 12 С, 13 С ва 14 С мавжуд . Улар нинг табиатдаги концентрацияси жуда турлича: 12 С барча углероднинг 98,9 % ни, 13 С - 1,1 % ни, биз учун жуда муҳим бўлган радиоактив изотопи 14 С эса атмосфера ва тупроқнинг жудаям кам улушини (10 12 %) ташкил этади . У азот атомлари ядросини космик нурлар протонлари билан бомбардировка қилиниши туфайли доимо ҳосил бўлиб туради, кейинчалик яримпарчаланиш даври 5730 йил давомида барқарор азотга айланади. Бир неча йил давомида янги ҳосил бўлган радиоуглерод фотосинтез орқали сайёранинг бутун био сферсидаги айланма ҳаракатга жалб этилади. Ҳар қандай тирик организмда радиоугле род миқдори ер атмосферасидагига тенг бўлади, бу тенглик уларнинг фотосинтези ёки ҳаёти тўхтагунгача озиқланиши туфайли сақланади . Биологик қолдиқларнинг радиоактивлигини ўлчаш орқали организмнинг ўлган вақтини ёки дарахтларнинг йиллик ҳалқалари шаклланишининг охирини ҳисоблаб топиш мумкин . Бундай тадқиқотларга мисол тариқасида миср фараони саркофагининг ёши - 2190 йил ва Бристол қарағайининг ёши - 4300 йил этиб аниқланганлигини кўрсатиш мумкин. 14 С атмосферада космик нурларнинг таъсирида узлуксиз ҳосил бўилиб туради . Углероднинг 14 С эркин атомлари 14 СО 2 молекуласига киради ва улар тирик организмлар томонидан ўзлаштирилади . Органик с уяк моддаларидаги 14 С нинг миқдори тирик организмлар таркибига киргандан бошлаб ўтган вақтни аниқлашга имкон беради. Атмосферанинг устки қатламларида ҳосил бўлувчи углероднинг р адиоактив изотоп и 14 С турли тоғ жинсларида ( кўмир, оҳактош ) тўпланади ва парчалана бошлайди . 14 С изотопнинг парчаланмаган миқдори бўйича объект нинг кўмилган вақти баҳоланади ( 14 С концентрациясининг атмосфер ада доимийлиги тахминидан келиб чиққан ҳолда ). Р адиологи к усулларнинг ҳозирги вақтдаги имкониятлари анча юқори, амалда барча тоғ жинслари ва минералларнинг ёшини жуда ишончли даражада аниқлаш мумкин . Бу усулларни қўллашдаги асосий қийинчиликлар геохронологи к маълумотларни талқин қилиш билан боғлиқ . Умумий ҳолда турли усуллар ёрдамида олинган натижаларнинг мос келиши реал ёш қийматининг ишончли мезони ҳисобланади . Бунда ёшнинг ҳисоблаб топилган қиймати ҳисобланган моделига мос келиши геохронологи к систем анинг (радиоактив - радиоген элемент) ҳосил бўлиш вақтига мос келади ва бу ҳар доим ҳам геологик объектларнинг шаклланиш вақтига мос келавермайди , унинг ривожланишидаги муайян босқичларни акс эттириши мумкин. Бир хил ва ишончли маълумотлар олиш учун геолог ик- петрографи к , гео кимёвий ва изотоп - геохронологи к тадқиқот усулларини имконияти борича бирга қўллаш даркор . Таянч иборалар ва тушунчалар Геохронология, геохронологик шкала, Ернинг нисбий ва мутлақ ёши, етакчи органик қолдиқлар, фауна, флора, биостратиграфия, литостратиграфия, ритмостратиграфия, магнитостратиграфия, кайнозой, мезозой, палеозой, протерозой, архей, акрон, антропоген, тўртламчи, плейстоцен, конкордия, дискордия, атом, нейтрон, протон, радиактив изотоп, радиоактив парчаланиш, масс- спектрометр. Асосий адабиётлар: 1. Воскресенский Ю.Н. Полевая геофизика. М.: Недра, 2010-478 с. 2. Алексеенко В.А. Геохимические методы поисков месторождений полезных ископаемых. М.: Логос, 2000. 3. William M. White. Geochemistry , Wiley-Blackwell, 2013. 4. R.E. Sheriff. L P. Geldart. Exploration seismology/-нded.p.cm. Includes bibliographical references. ISBN 0-521-46282-7. - ISBN 0-521-46826-a(pbk ) @ Cambridge University Press1982,1995 5. Абидов А.А., Атабаев Д.Х., Хусанбаев Д.Д. ва б.лар “Yer fizikasi”, “Fan va texnologiyalar markazi”. Tошкент, 2014 Қўшимча адабиётлар: 6. Геофизические методы исследований . Под ред . Хмеловского В . К ., Л .: Недра , 1988. 7. Знаменский В . В . Общий курс полевой геофизики. М., Недра, 1989. 8 . Гравиразведка. Справочник геофизика. Под ред. Е.А. Мудрецовой и К.Е. Веселова. М., Недра, 1990. 9 . Латышева М.Г. Практическое руководство по интерпретации диаграмм геофизических исследований скважин. М.: Недра. 1984. 10 . Логачев А.А., Захаров В.П. Магниторазведка. М., Недра, 1989. 11 . Электроразведка. Справочник геофизика. Под ред. В.К. Хмелевского и В.М. Бондаренко. М., Недра, 1989. 12. Беус А. А. Геохимия литосферы. М., 1972. 13. Гаврусевич Б.А. Основы общей геохимии-М., Недра, 1968. 14. Справочник по геохимии. М., Недра, 1990. 15. Перельман А.И. Геохимия. М., Высшая школа, 1979. Электрон манбалар: 1. http :// www . rsl . ru / ; 2. http://www.msu.ru/ ; 3. http://www.nlr.ru/ ;

Геологик вазифаларни бажаришда геофизик усулларнинг қўлланилиши

Купить