چگونگی تعیین سن زمین

مقدمه

جغرافیای دیرینه یا پالئوژئوگرافی، (1) مطالعه‌ی وضع جغرافیایی زمین در گذشته است که بر اساس بررسی‌های چینه‌شناسی مناطق مختلف زمین مشخص می‌شود.
مهمترین روش مورد استفاده در این رشته روش تعیین رخساره‌هاست که نتایج حاصل از آن در دو مرحله زیر به کار می‌روند:
اول مرحله‌ی استفاده از نتایج حاصل از بررسی رخساره‌های عهد حاضر در تعیین نحوه‌ی پراکندگی رخساره‌ها در گذشته و تهیه‌ی نقشه رخساره‌ای.
دوم مرحله تفسیر اخیر و تهیه‌ی نقشه‌ی جغرافیایی حقیقی از وضع گذشته‌ی زمین.
در تنظیم نقشه‌ی جغرافیایی یک منطقه تغییرات تکنونیکی آن را نیز نباید از نظر دور داشت، زیرا وقتی بخشی از یک منطقه، پس از چین‌خوردگی و روراندگی از آن جدا می‌شود و در منطقه‌ای دورتر از آن قرار می‌گیرد، باید آن را روی نقشه‌ی جغرافیایی در محل اولیه‌ی خود قرار داد. این روش باعث می‌شود که زمینه‌ی توپوگرافی یک نقشه‌ی جغرافیایی دیرینه با زمینه نقشه‌ی جغرافیایی کنونی زمین متفاوت باشد.
نقشه‌ی وضع جغرافیایی زمین در گذشته که تغییرات بعدی زمین را نیز منعکس می‌کند اصطلاحاً نقشه‌ی پالینسپاتیک، (2) نامیده می‌شود.
میزان درستی این نقشه به علت فرضی بودن دامنه‌ی تغییرات زمین ساخت کمتر از یک نقشه‌ی جغرافیایی دیرینه است و همین‌طور این نقشه نیز نسبت به یک نقشه رخساره‌ای از صحت کمتری برخوردار است باید دانست که چینه‌شناسی و جغرافیای دیرینه به هیچ‌وجه از یکدیگر قابل تفکیک نیستند، اولی با پی‌ریزی علم دیگر و دیگری با روشن نمودن مفهوم اولی به یکدیگر مربوط می‌شود.
به طور کلی در چینه‌شناسی و جغرافیای دیرینه دو موضوع زیر مورد بررسی قرار می‌گیرند:
1- تعیین توالی طبقات در زمان که از روی آن می‌توان تاریخ وقوع حوادث زمین‌شناسی را تعیین کرد.
2- تعیین توالی طبقات در مکان که از روی آن می‌توان جغرافیای دوره‌های مختلف زمین‌شناسی را از لحاظ تغییر چهره یا رخساره‌ی طبقات مشخص کرد.
چینه‌شناسی به معنی اخص خود، تعیین توالی طبقات را در زمان و جغرافیای دیرینه تعیین آن را در مکان به عهده دارد. همان‌طور که مطالعات چینه‌شناسی اساس تنظیم نقشه‌ی جغرافیایی زمین در گذشته محسوب می‌شود، جغرافیای دیرینه نیز به نوبه‌ی خود به چینه‌شناسی و حتی به زمین ساخت در موارد زیر کمک می‌کند:
1- اطلاعاتی که در زمینه‌ی جغرافیای دیرینه‌ی رخساره‌ها به دست می‌آیند در چینه‌شناسی به عنوان یک وسیله و یک دلیل قاطع جهت شناسایی تغییرات رخساره‌ها مورد استفاده قرار می‌گیرند. به علاوه در یک سری از رسوبات پیوسته و متوالی که بعضی از لایه‌ها فاقد سنگواره هستند به وسیله‌ی رخساره‌های محتوی سنگواره سن لایه‌های بدون سنگواره مجاور آن را نیز می‌توان معلوم داشت.
2- شناسایی رخساره‌های یک منطقه به روشن کردن تغییرات زمین ساختی آن منطقه نیز کمک قابل توجهی می‌کند، به طوری که مقایسه‌ی رخساره‌های یک منطقه چین خورده و رورانده با رخساره‌های چند حوضه‌ی رسوبی نزدیک به آن سبب می‌شود که غیر عادی بودن وضع بعضی از طبقات در منطقه‌ی چین‌خورده مشخص شود و محل اولیه‌ای که این طبقات در نتیجه‌ی روراندگی چین‌ها از آن جا آمده‌اند معین گردد. اما با وجود آن که علم چینه‌شناسی و جغرافیای دیرینه عملا به مطالعات سنگ‌های رسوبی محدود می‌شود، موقع وقایع زمین‌شناسی را نیز در زمان و مکان روشن می‌کند، از آن جمله:
وقایع دیرینه‌شناسی که به تغییر جانوران و گیاهان مربوط می‌گردند وقایع سنگ‌شناسی که در آن دوره‌های فعالیت آتشفشان‌ها و تشکیل سنگ‌های خارایی و دگرگونی آن‌ها مورد بررسی قرار می‌گیرند، وقایع زمین ساختی که مراحل مختلف تشکیل رشته کوه‌ها را روشن می‌کنند و وقایع پیکره‌شناسی که تغییرات چهره زمین را در بر می‌گیرد. بنابراین علوم چینه‌شناسی و جغرافیای دیرینه که در آن‌ها تاریخ زمین در زمان و مکان مورد مطالعه قرار می‌گیرد، در حقیقت اساس بررسی تاریخ زمین محسوب می‌شوند.

تقویم تاریخ زمین

تقسیم تاریخ عمر زمین به قسمت‌های کوچک‌تر امری اختیاری است. این تقسیم‌بندی برحسب مدت زمان و یا نوع رسوباتی که در این مدت ته‌نشین می‌شود انجام می‌گیرد. به همین علت واژه‌هایی که در تقسیم تاریخ عمر زمین مورد استفاده قرار می‌گیرند بر دو دسته‌اند که بر حسب مورد یکی از آن‌ها بر دیگری ترجیح داده می‌شود. جدول 1 هم ارزی بین تقسیمات زمانی (کرونولوژی) (3) و زمینی (چینه‌شناسی) را نشان می‌دهد.جدول 1 هم ارزی بین تقسیمات زمانی و چینه‌شناسی

تقسیمات چینه‌شناسی	تقسیمات زمانی
سری سیستم اشکوب بیوزون اپی‌بول	دوران دوره عصر بیوکرون همرا

کوچک‌ترین تقسیمات چینه‌شناسی، بیوزون نام دارد که مجموعه‌ای از لایه‌های محتوی یک گونه فسیل یا سنگواره را شامل می‌شود، گونه‌ای که دارای ارزش چینه‌شناسی بوده و بدون تغییر باقی مانده باشد. نام هر بیوزون نام چنین فسیلی است. امروزه تنها از نام گونه فسیل، نه از نام جنس (4) آن برای معرفی بیوزون استفاده می‌شود. به عنوان مثال منطقه محتوی مارگاریتاتوس (5) در دوره‌ی دونین تحتانی در حقیقت منطقه محتوی آمالتئوس مارگاریتاتوس (6) است.
گاهی، از واژه اپی‌بول (7) استفاده می‌شود که در منطقه محتوی فسیل مشخص بیوزون، فسیل به نقطه اوج می‌رسد.
تقسیمات بزرگ‌تر از بیوزون عبارت است از اشکوب (8) (چند بیوزون)، سیستم (9) (چند اشکوب)، سری (10) (چند سیستم). در بعضی از حالات اشکوب و سیستم به زیر اشکوب و زیر سیستم تقسیم می‌شوند.
گاهی اوقات در محل‌های معین، طبقاتی با فسیل‌های مشخص برای اولین بار مورد مطالعه قرار می‌گیرد که به نام استراتوتیپ (11) خوانده می‌شوند. معمولاً نام اشکوب را از استراتوتیپ می‌گیرند و به آخر آن ین اضافه می‌کنند مانند اشکوب دینانسین (12) که از ناحیه دینان (13) در بلژیک و اشکوب تورونین (14) از تور (15) در جنوب غربی پاریس گرفته شده است.
چون هر اشکوب از یک مرحله‌ی پیش‌روی و پس‌روی در حوضه‌های رسوبی تشکیل شده و شامل مجموعه‌ای از شواهد چینه‌شناسی و دیرینه‌شناسی می‌باشد به همین جهت اشکوب‌ها در مطالعات چینه‌شناسی بسیار مورد استفاده قرار می‌گیرند. (جدول 2)
تقسیمات زمانی تاریخ عمر زمین به ترتیب از کوچک به بزرگ عبارتند از: همرا، (16) بیوکرون، (17) عصر، (18) دوره (19) و دوران. (20)
مقایسه این تقسیم‌بندی با تقسیم‌بندی فوق‌الذکر نشان می‌دهد که دوره با سیستم و دوران با سری هم‌ارز می‌باشد. بنابراین می‌توان گفت که هر دوران از چند سیستم تشکیل شده است.

چگونگی تعیین سن زمین

نخستین قدمی که در راه تشخیص قدمت پوسته‌ی جامد زمین برداشته شد تعیین سنی نسبی طبقات است. گام بعدی تعیین سن مطلق آن‌هاست که از لحاظ عملی از سن نسبی دشوارتر است.
سن نسبی طبقات معرف ترتیب تشکیل طبقات و همچنین ترتیب وقوع پدیده‌های مختلف زمین‌شناسی است در حالی که منظور از سن مطلق طبقات، تعیین سن دقیق آنهاست.
جدول 2 تقسیمات کلی چینه‌شناسی (از او بوآن 1975)

1- چگونگی تعیین سن نسبی

سن نسبی طبقات در مورد سنگ‌های مختلفی که دارای منشاء آذرین، رسوبی یا دگرگونی می‌باشند، به یک روش تعیین نمی‌شود.

الف- در مورد سنگ‌های رسوبی

در این حالت سنگ‌ها منشاء رسوبی دارند و مواد تشکیل دهنده‌ی آنها در پوسته خارجی زمین به وجود آمده‌اند، گاهی اوقات نیز ممکن است بر اثر فوران مواد آتشفشانی مقداری از مواد درونی در بین رسوبات دیده شود، به طور کلی برای تعیین سن نسبی سنگ‌های رسوبی باید اصول زیر را مورد توجه قرار داد:

1- ترتیب انطباق

چون در هر سری از طبقات رسوبی لایه‌های بالاتر جدیدتر از لایه‌های پایین هستند، از این اصل برای تعیین سن نسبی طبقات استفاده می‌کنند. این اصل تا موقعی صادق است که طبقات موازی بوده و نسبت به وضع اولیه‌ی خود تغییر نکرده باشند. ولی اگر در طبقات جا به جایی ایجاد شود، اصل مذکور قابل استفاده نخواهد بود.

2- نوع سنگواره‌ها

سنگ‌های رسوبی معمولاً دارای آثار سنگ شده‌ی گیاهان و جانوران (سنگواره) (21) هستند بعضی از این سنگواره‌ها مشخص دوره‌ی معینی از عمر زمین‌شناسی است و از روی آن می‌توان سن لایه‌ی معینی را که محتوی چنین سنگواره‌ای است تعیین کرد. این گونه سنگواره‌ها را به نام سنگواره‌های مشخص یا سنگواره‌های چینه‌شناسی می‌نامند. بنابراین سنگواره‌های چینه‌شناسی وسیله‌ای برای تشخیص دوره‌ها هستند و برای تعیین سن نسبی طبقات مورد استفاده قرار می‌گیرند. در مقابل سنگواره‌های چینه‌شناسی انواع دیگری از سنگواره‌ها وجود دارد که می‌توانند شرایط جغرافیایی و حیاتی سنگ‌های رسوبی را که در خلال آن‌ها این سنگواره‌ها تشکیل شده‌اند مشخص نمایند مثلاً وجود مرجان‌های سنگ شده، نشانه‌ای از دریاهای گرم و کم عمق می‌باشد. این گونه سنگواره‌ها را به نام سنگواره‌های رخساره‌ای می‌خوانند.

3- به هم پیوستگی رسوبات

گاهی اوقات یک سری از رسوبات در فاصله‌ی بسیار زیادی بدون انقطاع ادامه دارد. این گونه رسوبات را رسوبات متصل می‌گویند. ولی گاهی نیز بر اثر متفاوت بودن شرایط محیط و اختلاف شرایط تشکیل تغییراتی در جنس رسوبات یک محدوده‌ی زمانی ایجاد می‌گردد. به عنوان مثال ائوسن زیرین و میانی قسمتی از لرستان شامل رخساره‌های کنگلومرائی (تشکیلات کشکان) است ولی در همین زمان در خوزستان رخساره‌ی شیل و مارن (تشکیلات پابده) تشکیل شده است (خسرو تهرانی - 1353). این دو سری رسوبات با وجود این که در زمان مشابهی تشکیل شده‌اند به علت تفاوت محیط تشکیل خود با هم فرق دارند. به این معنی که در ائوسن زیرین و میانی، دریا در منطقه‌ی خوزستان عمیق‌تر و در قسمتی از لرستان بسیار کم عمق بوده است. مقارن بودن آهک دریاچه‌ای آب شیرین در شامپین‌یی (22) و لایه‌های ژیپس‌مون‌مارتر (23) مثال دیگری از یکسان نبودن شرایط تشکیل رسوبات مختلف در یک محدوده‌ی زمانی است. (شکل 1).
شکل 1- تغییر جنس رسوبات در منطقه‌ی شامپین‌یی واقع در دره‌ی مارن فرانسه از شمال غربی به جنوب شرقی. ژپیس و آهک در دو طرف منطقه‌ی مذکور هم سن هستند ولی در شرایط متفاوتی تشکیل شده‌اند (اقتباس از کتاب کایو).
در مقابل رسوبات متصل که در فاصله‌ی بسیار زیادی به طور یکنواخت ادامه می‌یابند رسوبات دیگری به نام رسوبات منفصل وجود دارند که در دو منطقه‌ی مجاور با هم تفاوت دارند. در این حالت همه‌ی لایه‌های تشکیل دهنده‌ی یک منطقه در منطقه‌ی دیگر دیده نمی‌شوند. در چنین مواردی از نبود چینه‌شناسی در این منطقه بحث می‌شود. نبود چینه‌شناسی ممکن است بر اثر وقوع چین‌خوردگی در یک منطقه و خروج این منطقه از آب ایجاد گردد یا گاهی نیز لایه‌های رسوبی پس از تشکیل تحت اثر عوامل زمین‌شناسی قرار گیرد و از بین برود. در شکل 2 منطقه‌ی دوم فاقد لایه‌ی D و سنگواره D است و منطقه‌ی سوم فاقد سنگواره B و لایه‌ی B می‌باشد.
شکل 2- تعیین سن نسبی طبقات و نبود چینه‌شناسی با استفاده از سنگواره مشخص (از فلنت (24) نقل از کتاب کایو).

ب- در مورد سنگ‌های آذرین

عناصر تشکیل دهنده‌ی این سنگ‌ها منشأ درونی دارند و زمین‌های قدیمی را به صورت رگه‌ها یا توده‌هایی قطع می‌نمایند. تعیین سن نسبی این طبقات با توجه به دو اصل اساسی زیر صورت می‌گیرد:
1- یک توده‌ی آذرین که سنگ دیگر را قطع یا آن را مجدداً ذوب کرده است از خود آن سنگ جدیدتر است. همان‌طور در شکل 3 ملاحظه می‌شود این رگه‌ی بازالتی جدیدتر از شیستی است که قطع شده است و قدیمی‌تر از قطعات ذوب شده شیستی است که در داخل آن دیده می‌شود.
2- وقتی سنگی از اجزای قطعات مختلف تشکیل شده باشد، این اجزاء قدیم‌تر از سنگ اصلی هستند زیرا این ذرات قبلاً به طور پراکنده موجود بوده‌اند و بعداً توسط سیمانی به هم متصل و سنگ جدیدی را به وجود آورده‌اند.
شکل 3- جدیدتر بودن توده‌ی آذرین (بازالت) نسبت به رسوبات اطراف خود

پ- در مورد سنگ‌های دگرگونی

این سنگ‌ها از تغییر شکل سنگ‌های رسوبی یا آذرین به وجود می‌آیند، به همین علت برای تعین سن نسبی آنها از اصولی که در مورد سنگ‌های رسوبی و آذرین اشاره کردیم استفاده می‌کنند.

ت- تعیین سن نسبی طبقات تعییر شکل یافته

عواملی که باعث چنین تغییراتی می‌شوند عبارتند از:

1- چین‌خوردگی‌ها

طبقات رسوبی خواه افقی یا مایل اصولاً به طور موازی بر روی یکدیگر قرار می‌گیرند (طبقات هم شیب)، ولی اغلب اوقات بر اثر چین‌خوردگی‌ها و فرسایش طبقات وضع عادی خود را از دست می‌دهند و نسبت به همدیگر دگرشیب می‌شوند. مثلاً در شکل 4 مطالعه‌ی چگونگی قرار گرفتن طبقه‌ی ژوراسیک بر روی سیلورین نشان می‌دهد که ابتدا طبقات سیلورین تشکیل شده و پس از چین‌خوردگی و فرسایش طبقات متعلق به دوره ژوراسیک بر روی آن گذاشته شده‌اند.
شکل 4- رسوبات دگرشیب در می (25) (کال وادوس)(26) که وقوع چین‌خوردگی را بعد از سیلورین و قبل از ژوراسیک میانی (در حقیقت در کربونیفر) معرفی می‌نماید (از کایو).

2- گسل‌ها (27)

گسل‌ها عبارت از شکستگی‌هایی هستند که در سنگ‌ها ایجاد و باعث به وجود آمدن اختلاف سطح در آن‌ها می‌گردند.
اصول تعیین سن نسبی چنین رسوباتی نظیر اصولی هستند که درموقع مطالعه‌ی اثر چین‌خوردگی‌ها در تغییر شکل طبقات به آن‌ها اشاره کردیم. به این معنی که طبقات مشابهی که در نتیجه ایجاد گسل با یکدیگر اختلاف سطح پیدا کرده‌اند عموماً هم سن می‌باشد. شکل 5 نشان می‌دهد که گسل F پس از تشکیل طبقات کربونیفر و قبل از تشکیل طبقات کرتاسه ایجاد گردیده است.
شکل 5- برش حوضه‌ی ذغال سنگی در آنزن (28) همراه با گسل‌های F که بعد از کربونیفر میانی و قبل از کرتاسه تشکیل گردید. (از کایو).

نتایج حاصل از تعیین سن نسبی

از آن چه گذشت چنین نتیجه می‌شود که مطالعه‌ی سن نسبی طبقات وسیله‌ای جهت تنظیم تقویم عصر زمین به حساب می‌آید و تعیین حدود دوره‌های مختلف زمین‌شناسی بدون تعیین سن نسبی طبقات این دوره‌ها میسر نمی‌باشد.
شاخص‌ها و نشانه‌هایی که جهت تمیز سری‌های مختلف تشکیل دهنده‌ی زمین به کار می‌روند متفاوت هستند و هر قدر مراحل تشکیل دهنده‌ی این سری‌ها متعلق به زمان بیشتری باشند دقت آن‌‎ها کمتر است:
ارزش آن‌ها در مورد تشخیص تقسیمات کوچک اشکوب که با سنگواره معینی مشخص می‌شود (منطقه‌ی حیاتی یا بیوزون) (29) بیشتر ولی در مورد تشخیص اشکوب‌ها و دوران‌ها از یکدیگر خیلی کمتر می‌باشد.
با وجود این از بین دوران‌های مختلف زمین‌شناسی مسائل مربوط به دوران آنته کامبرین (30) و دوران چهارم هنوز به طور کامل حل نشده‌اند. زیرا در مورد آنته کامبرین دلایل دیرینه‌شناسی موجود بسیار ناکافی هستند و وجود آن‌ها بر اساس پاره‌ای از دلایل چینه‌شناسی (روی هم قرار گرفتن طبقات مختلف) یا ساختمانی (خارائی شدن پی در پی ) (31) سنگ‌ها مبتنی است.
لیکن عمر دوران چهارم زمین‌شناسی کوتاه و دلایلی که در اختیار چینه‌شناسان قرار دارند بسیار متعدد هستند و اغلب اوقات برقراری رابطه‌ی صحیح و منطقی بین این دو دلائل مشکل به نظر می‌رسد. مضافاً کوتاه بودن عمر این دوران ایجاب می‌کند که دلایل موجود با دقت بیشتری تهیه و مورد استفاده قرار گیرند.
امروزه تعیین سن مطلق طبقات با امکانات زیاد و روش‌های مختلفی که برای این کار وجود دارند به نحو شایسته‌تری می‌تواند مشکلات مربوط به دوران‌های آنته‌کامبرین و چهارم را حل کند.

2- چگونگی تعیین سن مطلق

تا قرن هیجدهم اروپائیان زمان خلقت زمین را بنابر آنچه در کتاب مقدس تورات ذکر گردیده بود در حدود چهار هزار سال قبل از میلاد مسیح می‌دانستند و کلیه‌ی پیشنهادهایی را که دال بر طولانی‌تر بودن عمر زمین بود منافی دین و کلیسا به حساب می‌آوردند. حتی در سال 1830 کوویه (32) طولانی‌تر بودن عمر زمین را نپذیرفته است و آن را در حدود چهار هزار سال قبل از میلاد مسیح می‌دانسته است. معذالک در سال 1758 گسنر (33) با توجه به سرعت کنونی بالا آمدن خشکی در اسکاندیناوی محاسبه می‌کند که برای بالا بردن صدف‌های دریایی آپنیس (34) به ارتفاع فعلی، در حدود هشت هزار سال وقت لازم است. بوفون (35) در سال 1778 با محاسبه سرعت سرد شدن یک گلوله‌ی مذاب، سن زمین را هفتاد و پنج‌هزار سال تعیین کرده است. در سال 1779 کشیش ژیرود - سولاوی (36) از روی سرعت کنده شدن فعلی دره‌های منطقه‌ی ویواره (37) (ناحیه‌ای در جنوب شرقی فرانسه) سن این دره‌ها را شش میلیون سال تعیین کرده است. نتیجه‌ی چنین محاسبه‌ای برای سایر همکاران ژیرود - سولاوی وحشتناک بوده است که نامبرده نتوانست نظریات خود را به چاپ برساند.
باید دانست که سرعت بالا آمدن خشکی در اسکاندیناوی یا سرعت کنده شده خاک در دره‌ی ویواره از نقطه‌ای به نقطه‌ی دیگر تفاوت دارد و همین تفاوت در سرعت ته‌نشین شدن مواد در نقاط مختلف نیز دیده می‌شود و بین یک میلی‌متر و پنج‌هزار میلی متر در هر میلیون سال تغییر می‌کند. این امر سبب شده است که تا قرن نوزدهم نتوانند سن زمین را جز به طور تقریب تعیین کنند. تنها از این قرن به بعد است که روش‌های دقیق زیر به کمک گرفته شد و برای تعیین سن حقیقی مورد استفاده قرار گرفت.

الف - روش تعیین ضخامت سالانه‌ی رسوبات

این روش در سال 1910 میلادی توسط دوگر (38) زمین‌شناس سوئدی وضع شده است و بر اساس زیر قرار دارد. سفره‌های آبدار ساکن همه ساله رسوباتی به جا می‌گذارد که از روی تعداد لایه‌های آن می‌توان سن حقیقی آن محل را تعیین کرد. این عمل در مورد دریاچه‌های یخچالی که بستر آنها در قسمت تحتانی خود شامل طبقه‌ای از گل رس بی‌رنگ تابستانی و در قسمت فوقانی شامل لایه‌ی تیره‌تر زمستانی است با شمارش لایه‌های بی‌رنگ یا تیره رنگ که اصطلاحاً وارو (39) نامیده می‌شود انجام می‌گیرد. در چنین شرایطی اگر تاریخ پایان رسوب‌گذاری معلوم باشد، می‌توان تاریخ شروع آن را تعیین کرد.
متأسفانه چنین امکاناتی به ندرت دست می‌دهد. زیرا اولا تعداد مناطقی که در آن‌ها طبقات رسوبی با نظم و ترتیب لازم بر روی هم قرار گرفته باشند بسیار کم است. ثانیاً وسعت دریاچه‌ها نیز کم و رسوب‌گذاری در آن‌ها فقط مدت بسیار کوتاهی که در حدود چند سال ممکن است باشد به طول می‌انجامد. به علاوه شواهدی که برای تعیین سن حقیقی طبقات باقی می‌مانند اغلب بسیار گسسته هستند و چنین گسستگی هم از نظر زمانی و هم از نظر مکانی در نتایج حاصله نیز آشکار می‌گردد.
برای این که از مطالعات فوق نتیجه مطلوب به دست آید، اساس تعیین سن طبقات را بر روی مشاهدات اساسی زیر پایه‌گذاری می‌کنند:
ابتدا لایه‌های رسوبی مختلف یک دریاچه را در نظر می‌گیرند و ضخامت آن‌ها را که قطعاً در سال‌های مختلف رسوب‌گذاری متفاوت خواهد بود اندازه‌گیری می‌کنند اندازه‌ها را از روی ترتیب سال‌ها پهلوی یکدیگر قرار می‌دهند و با مطالعه‌ی آن مشخص می‌کنند که در چه سالی رسوب‌گذاری بیشتر بوده است و در چه سالی ته‌نشین‌های کمتری به وجود آمده‌اند (شکل 6). به این ترتیب می‌توانند به تغییرات ناگهانی وضع آب و هوا و نحوه‌ی ورود مواد به منطقه‌ی رسوب‌گذاری پی ببرند.
اگر چنین دیاگرامی برای نقطه‌ی دیگری از همین دریاچه یا دریاچه‌های نزدیک به آن تعیین شود، متوجه می‌شویم که این دیاگرام‌ها با یکدیگر هماهنگی و مطابقت نشان می‌دهند و چنانچه دیاگرام‌های حاصل در دوره‌ی معین صعودی یا نزولی باشد در روی دیاگرام دیگر نیز به همان صورت صعودی یا نزولی خواهد شد. به عبارت دیگر مطالعه‌ی این دیاگرام‌ها نشان می‌دهد که مطابق قانون رسوب‌گذاری بعضی از سال‌ها برای ته نشست مواد، مساعد و برخی دیگر برای این کار نامساعد بوده است (نزول منحنی).
شکل 6- چگونگی تنظیم یک دیاگرام با توجه به ضخامت لایه‌های رسوبی (از کایو)
در این حالت می‌توان دیاگرام یک دریاچه را به موازات دیاگرام دریاچه‌های دیگر ترسیم کرد و هم زمانی بین رسوبات مختلف موجود را مشاهده کرد. (شکل 7)
این دیاگرام‌ها علاوه بر دارا بودن بخش مشترک ممکن است دارای بخش‌های غیرمشترکی نیز باشند. در این صورت به کمک بخش‌های اخیر می‌توان نتیجه گرفت که کدام قسمت از یک دریاچه قدیمی‌تر از قسمت دیگر یا اصولاً کدام دریاچه قدیمی‌تر از دریاچه‌ی دیگر است.
به علاوه مشاهده‌ی چنین حالتی دارای محاسن و مزایای دیگری نیز هست و تعیین می‌کند که چگونه دریاچه‌های مذکور بر اثر عقب‌نشینی یخچال‌ها یکی پس از دیگری متروک مانده‌اند و این یخچال‌ها از نظر مکانی و زمانی با یکدیگر مربوط می‌باشند. در عمل می‌توان دیاگرام دریاچه‌ها را به ترتیب از ناحیه‌ای که سن مشترکی دارد به یکدیگر متصل کرد و آن را در بسیاری از مواقع تا عصر حاضر ادامه داد (شکل 8).
شکل 7- رابطه‌ی بین سه دیاگرام که از روی ضخامت لایه‌های رسوبی در سه منطقه مختلف به دست آمده است. رسوب‌گذاری در یکی از منطقه‌ها (وپاکا) دیرتر آغاز شده است. (کایو)
شکل 8- رده‌بندی دریاچه‌های یخچالی دوران قدیم نسبت به مراحل عقب‌نشینی پی در پی یخچال‌ها (1-2-3) در سوئد مرکزی. از روی تعداد لایه‌های رسوبی سالانه معلوم گردید که برای رسیدن یخچال‌های مذکور از مرحله‌ی 1 به مرحله‌ی 3 در حدود 300 سال وقت لازم بوده است. (کایو)
با این روش توانسته‌اند سن رسوباتی را که از شانزده هزار سال قبل تاکنون تشکیل شده‌اند تعیین کنند. این نتایج توسط آزمایش‌هایی که با استفاده از کربن 14 انجام گرفته‌اند تأیید شده‌اند.

ب - روش استفاده از نمو سالانه‌ی گیاهان

از روی تعداد لایه‌های موجود تنه‌ی درختان می‌توان دیاگرامی نظیر آن چه که در فوق به آن اشاره شد رسم کرد.
ضخامتی که ما در این جا اندازه می‌گیریم در حقیقت ضخامت حلقه‌های پی در پی تنه درخت است و این بستگی به حرارت و خشکی یا هر دوی آن‌ها دارد.
این آزمایش را می‌توان روی درختان در حال رویش بدون قطع کردن آن‌ها انجام داد بدین ترتیب که یک شکاف 5 تا 10 میلی‌متری در ساقه‌ی درخت ایجاد می‌کنیم و از طریق این شکاف تعداد حلقه‌های موجود در آن را می‌شماریم هر یک از این حلقه‌ها نشانه یک سال از سن درخت محسوب می‌شود و تعداد حلقه‌ها سن درخت را برای ما معلوم می‌دارد. به این ترتیب در مورد بعضی از گیاهان تیره‌ی کاج که هنوز هم در کالیفرنیا زندگی می‌کنند توانسته‌اند به 500 سال قبل از میلاد مسیح برسند. در اسکاندیناوی به کمک تنه چوب‌بست‌ها توانسته‌اند سن بعضی از آثار باستانی را معلوم کنند، با استفاده از این روش موفق شدند تا 6600 سال به عقب برگردند.

پ - استفاده از روش تعیین مقدار فلوئور

استخوان یا دندان‌های مهره‌داران دارای مقدار قابل ملاحظه‌ای آپاتیت آبدار می‌باشد (آپاتیت ماده‌ای است که دارای چند عامل او. هاش است). با قرار گرفتن آن‌ها در داخل خاک این ماده تحت اثر ترکیبات محلول خاک قرار می‌گیرد و به تدریج فلوئور موجود در خاک جانشین عوامل او. هاش در آپاتیت می‌گردد. با این عمل ماده‌ی اخیر به فلوئور آپاتیت به فرمول 3〖〖(〖PO〗_4)〗_2 〖Ca〗_(3,) 〖CaF〗_2〗_
مبدل می‌شود و مقدار فلوئور در بافت استخوانی در طول زمان افزایش حاصل می‌کند. این افزایش ابتدا به سرعت و بعد به کندی انجام می‌گیرد.
جدول زیر مقدار فلوئور موجود در 100 گرم آپاتیت حاصل از استخوان‌هایی را که به دوران‌های مختلف تعلق دارد نشان می‌دهد:

0/20 گرم	عصر حاضر
1/40 گرم	دوران چهارم
2/70 گرم	دوران سوم
3/40  گرم	دوران دوم
3/80 گرم	دوران دونین

در این جدول تنها مقدار متوسط فلوئور ذکر گردیده است، در صورتی که مقدار حقیقی فلوئور به چگونگی نفوذ محلول‌ها و انجام تبادلات سابق‌الذکر بستگی دارد. به علاوه این روش موقعی با اطمینان کامل جهت مقایسه‌ی طبقات مختلف به کار می‌رود که فاصله زمانی آن‌ها کوتاه و شرایط نفوذ محلول‌ها در آپاتیت یکسان باشد. به همین جهت این روش برای تعیین سن مطلق ارزش چندانی ندارد و فقط در مورد نمونه‌هایی که از یک منطقه گرفته شده و مقایسه آن‌ها از نظر قدیمی یا جدید بودن مورد نظر است، بسیار مفید می‌باشد.

ت - استفاده از روش تعیین مقدار مواد رادیواکتیو (جدول 3)

1) استفاده از چگونگی تبدیل روبیدیوم (40) 87 به استرونسیوم (41) 87

برای روشن شدن این مسأله نوعی کانی مثلاً میکای لپیدولیت را که از ورقه‌های شفاف و قهوه‌ای رنگ تشکیل شده است در نظر می‌گیریم. این میکا از اتم‌های بسیار زیادی تشکیل شده است که اغلب آن‌ها پایدار است ولی در بین آنها عنصری به نام روبیدیوم 87 نیز وجود دارد که رادیواکتیو و ناپایدار می‌باشد. به همین مناسب هر چند مدت یک‌بار یکی از اتم‌های آن تغییر حالت می‌دهد و به عنصر دیگری به نام استرونسیوم 87 که پایدار است مبدل می‌گردد. عنصر اخیر هم وزن روبیدیوم ولی از لحاظ خواص شیمیایی با آن کاملاً متفاوت است، چون تعداد اتم‌های رادیو اکتیوی که در زمان ثابت تجزیه و به ایزوتوپ پایدار آن تبدیل می‌گردد ثابت است، از این رو می‌توان با در نظر گرفتن مدت زمانی که عناصر رادیو اکتیو موجود در ماده‌ای نیمی از رادیو اکتیویته‌ی خود را از دست می‌دهند سن آن ماده را تعیین کرد.
جدول 3 تعیین سن از روی تجزیه‌ی مواد رادیو اکتیو
در مورد روبیدیوم 87 مدت زمان لازم برای این که نیمی از آن به استرونسیوم 87 تبدیل شود پنج‌هزار میلیون سال می‌باشد. هرگاه ورقه‌های میکا را از زمانی که تشکیل یا متبلور و تعدادی از اتم‌‌های روبیدیوم در آن وارد شده است تا به امروز در نظر بگیریم، با تعیین مقدار استرونسیوم 87 تشکیل شده و روبیدیوم 87 باقی مانده می‌توان زمانی را که از تبلور میکا یا از دخول روبیدیوم 87 در آن گذشته است محاسبه کرد.
نکاتی که در موقع اجرای روش سابق‌الذکر باید مورد توجه قرار گیرند از این قرار هستند:
- زمان لازم برای تبدیل نیمی از عنصر رادیواکتیو به ایزوتوپ پایدار آن باید معلوم باشد.
- سنجش عناصر رادیواکتیو و پایدار باید به طریق بسیار دقیقی انجام گیرد و این عمل تنها در یک آزمایشگاه مجهز و به وسیله‌ی پژوهشگران متخصص امکان‌پذیر است.
- باید مطمئن بود که عنصر پایدار (که در مورد میکا، استرنسیوم 87 می‌باشد) قبل از تبلور ماده در آن وجود نداشته است یا از زمان تبلور تا عهد حاضر در ماده وارد نشده یا از آن‌ها خارج نشده است.
- به علاوه باید اطمینان حاصل کرد که عنصر رادیواکتیو نیز وضعی شبیه به وضع عنصر پایدار داشته است.
در مورد روبیدیوم 87 و استرونسیوم 87 شرایط فوق کاملاً برقرار هستند و تنها اشکالی که در این راه وجود دارد مربوط به سنجش این عناصر است. زیرا مقدار آن‌ها در مواد بسیار کم است و سنجش دقیق آن‌ها به همین علت دشوار می‌باشد. با استفاده از این روش توانسته‌اند سن لپیدولیت‌های مانی‌توبا (در کانادا) را برابر با 2500 میلیون سال و سن همین کانی در رودزیای جنوبی را برابر با 2525 میلیون سال تخمین بزنند.

2) استفاده از چگونگی تبدیل پتاسیم 40 به آرگون 40

اصول تعیین مطلق طبقات از روی تبدیل پتاسیم 40 به آرگون 40 با آن چه در مورد تبدیل روبیدیوم 87 به استرونسیوم 87 گفته‌ایم اختلافی ندارد. تنها اشکالی که در مورد پتاسیم وجود دارد این است که ماده‌ی اخیر می‌تواند به طریق دیگری نیز تجزیه و به کلسیم 40 مبدل شود. اما چنین تحولی به خوبی قابل پیش‌بینی است و اشتباهی در تعیین سن مطلق طبقات به وجود نمی‌آورد.
پتاسیم 40 که رادیواکتیو است با از دست دادن یک پروتون به کلسیم 40 و با گرفتن یک پروتون به آرگون 40 بدل می‌شود. آرگون 40 گازی شکل است و این که چنین ماده‌ای بتواند در داخل کانی‌های دیگر به حالت گازی باقی بماند ظاهراً خیلی بعید به نظر می‌رسد. با وجود این چنین اتفاقی در لپیدولیت و سایر میکاهایی که محتوی پتاسیم می‌باشد به وقوع می‌پیوندد به همین علت به وسیله‌ی روش‌هایی که زیاد هم آسان نیستند می‌توان آن‌ها را مشخص و اندازه‌گیری کرد.
با استفاده از این روش توانسته‌اند برای سنگ‌ها و کانی‌های مشابهی از رودزیای جنوبی، سنی در حدود 2610 میلیون سال تعیین کنند.
نتایج حاصل از مطالعه‌ی پتاسیم 40 با آن چه از مطالعه‌ی روبیدیوم 87 به دست آمده است (2525 میلیون سال) مطابقت می‌کند. این موضوع ارزش و اعتبار این دو روش را تأیید می‌کند. شک نیست که اگر مقداری آرگون می‌توانست از سنگ‌ها خارج شود در این صورت سن طبقات مورد مطالعه می‌بایست کمتر از مقداری باشد که با مطالعه‌ی روبیدیوم 87 به دست آمده است.
بنابراین لپیدولیت بیش از آن چه که انتظار می‌رود غیر قابل نفوذ است و گازی بودن آرگون حاصل اشکالی در تعیین سن حقیقی طبقات به وجود نمی‌آورد.
این روش ابتدای تشکیلات دوران چهارم را به 2 میلیون سال قبل و گاهی عقب‌تر می‌برد.

3) استفاده از چگونگی تبدیل اورانیوم (42) و توریوم (43) به سرب

سن حقیقی طبقات را می‌توان با توجه به قابلیت تبدیل اورانیوم 238 به سرب 206، اورانیوم 235 به سرب 207 و همچنین توریوم 232 به سرب 208 نیز تعیین کرد. در این روش اصول تشخیص سن حقیقی طبقات نظیر موارد گذشته بر روی تعیین مقدار عناصر سابق‌الذکر پایه‌گذاری شده است.
جدول زیر (4) به عنوان مثال مقدار سرب 206 را که طی زمان‌های مختلف از اورانیوم 238 به وجود می‌آید و همچنین مقدار اورانیوم 238 را که به علت تجزیه نشدن بدون تغییر باقی می‌ماند نشان می‌دهد.
جدول 4) مثالی از تجزیه‌ی اورانیوم رادیو اکتیو 238 و تبدیل آن به سرب 206 و هلیوم

	اورانیوم 238	سرب 206	هلیوم و غیره
مقدار عناصر در آغاز	1000 گرم	0 گرم	0 گرم
پس از 100 میلیون سال	985 گرم	13 گرم	2 گرم
پس از 1000 میلیون سال	865 گرم	116 گرم	19 گرم
پس از 2000 میلیون سال	747 گرم	219 گرم	34 گرم
پس از 3000 میلیون سال	646 گرم	306 گرم	48 گرم
پس از 4500 میلیون سال	500 گرم	446 گرم	54 گرم

در این طریقه تنها عاملی که ممکن است باعث ایجاد اشتباهاتی شود وجود سرب‌ عادی در کانی‌هاست که در نتیجه تجزیه مواد رادیواکتیو به وجود نیامده است و در بدو تشکیل یا در هنگام تبلور کانی مورد مطالعه، در آن داخل شده است. ولی چون در طبیعت سرب معمولی به نسبت مشخص مخلوط با سرب 204 می‌باشد با در دست داشتن این نسبت می‌توان مقدار حقیقی سرب 206، 207 و 208 را به سهولت اندازه‌گیری کرد.
برای تعیین سن حقیقی طبقات راه دیگری نیز وجود دارد که اصول آن از این قرار هستند:
زمانی که نیمی از اورانیوم 235 تجزیه و به سرب 207 تبدیل می‌شود خیلی کوتاه‌تر از زمانی است که اورانیوم 238 به سرب 206 مبدل می‌گردد. بنابراین در یک کانی سرب 207 سریع‌تر از سرب 206 تشکیل می‌شود و نسبت بین سرب 207 به سرب 206 با زمان نسبت مستقیم دارد. از این خاصیت برای تعیین سن مطلق طبقات استفاده می‌شود و این طریقه مخصوصاً وقتی جالب‌تر است که آب‌های نافذ، قسمتی از سرب موجود درکانی مورد مطالعه را از آن خارج می‌سازد. در این حالت مقدار مطلق هر یک از انواع سرب سابق‌الذکر تغییر می‌کند ولی نسبت بین آن‌ها ثابت باقی خواهد ماند یا خیلی کم تغییر خواهد کرد.
به این ترتیب با تعیین نسبت بین سرب 207 به سرب 206 توانسته‌اند سن متوسط دو کانی را که متعلق به مانی توبا بوده است برابر با 2530 میلیون سال به دست آورند و این مقدار با عددی که به کمک روبیدیوم 87 حاصل گردید و برابر با 2500 میلیون سال تخمین زده شده است مطابقت می‌کند. همچنین سن مطلق تشکیلات رودزیای جنوبی با تعیین نسبت بین سرب 207 به سرب 206 برابر با 2615 میلیون سال، با مطالعه‌ی روبیدیوم 87 برابر با 2525 میلیون سال و به کمک پتاسیم 40 برابر با 2610 میلیون سال به دست آمده است. در این مثال نیز مطابقت بین نتایج حاصل از روش‌های مختلف به طرز قابل ملاحظه‌ای آشکار می‌باشد.
در طول زمان تبدیل اورانیوم و توریوم به سرب علاوه بر این عنصر مقدار زیادی نیز هلیوم تولید می‌شود که گاز سبک و فراری است و به ندرت از آن می‌توان برای تعیین سن طبقات استفاده کرد (جدول 2). بین اورانیوم و توریوم از یک طرف و سرب و هلیوم از طرف دیگر عناصر حد واسط رادیو اکتیوی مانند رادیوم نیز وجود دارند که اندازه‌گیری آن‌ها در رسوبات زیر دریایی وسیله‌ای برای تعیین سن می‌باشد.

4) استفاده از چگونگی تبدیل کربن 14 به ازت 14

همان‌طور که می‌دانیم قسمت‌های فوقانی اتمسفر سیاره‌ی ما اشعه و ذرات مختلفی را دریافت می‌کنند که از ستارگان دیگر می‌آیند و بر اثر برخورد به اتمسفر ذراتی را که نوترون نامیده می‌شوند به وجود می‌آورند. این ذرات نیز به نوبه‌ی خود به هسته‌ی اتم‌های مختلف از جمله هسته‌ی اتم‌های ازت برخورد می‌کنند و به ازای هر اتم ازت یک اتم کربن 14 و یک پروتون که دارای بار الکتریکی مثبت می‌باشد به وجود می‌آورند. کربن 14 عنصری است رادیو اکتیو که به نوبه‌ی خود به ازت 14 تبدیل و یک الکترون که دارای بار الکتریکی منفی است ایجاد می‌کند. به همین علت اتمسفر کره‌ی زمین علاوه بر کربن معمولی که کربن 12 است محتوی کربن 14 نیز می‌گردد که به نسبت مشخص و ثابتی با کربن 12 مخلوط است و ثابت بودن نسبت بین آنها مربوط به تعادلی است که بین تشکیل کربن 14 به وسیله‌ی پرتوهای کیهانی و تجزیه‌ی خود به خودی آن وجود دارد. این چنین تجزیه‌ای در هر گرم کربن 15 تا 16 بار در هر دقیقه صورت می‌گیرد.
به دنبال واکنش‌های شیمیایی سابق‌الذکر واکنش‌های دیگری که امروزه به خوبی شناخته شده‌اند صورت می‌گیرد:
اتم‌های کربن 12 و 14 که بدون هیچ‌گونه وجه تمایزی در ساختمان مولکول‌های گاز کربنیک وجود دارند جذب گیاه می‌شوند. جانوران علف‌خوار از چنین گیاهانی تغذیه می‌کنند و جانوران گوشت‌خوار چنین جانورانی را مورد تغذیه قرار می‌دهند. به این ترتیب تمام مواد تشکیل دهنده‌ی موجودات زنده واجد کربن‌های 12 و 14 می‌شوند و نسبت کربن 12 و 14 در آن‌ها همان می‌گردد که در داخل اتمسفر بوده است. البته این نسبت تا موقعی ثابت باقی می‌ماند که سلول‌های گیاهی یا جانوری، واجد فعالیت‌های حیاتی هستند ولی پس از مرگ آن‌ها تبادلات غذایی در سلول‌ها قطع می‌شوند و کربن 14 موجود در بقایای آن‌ها و استخوان و چوب‌های ذغالی شده تجدید نمی‌شود و تنها عملی که در آن‌ها صورت می‌گیرد تجزیه‌ی کربن 14 و تبدیل آن به ازت 14 است.
زمان لازم برای این که نیمی از کربن 14 تجزیه شود و رادیو اکتیویته خود را از دست بدهد برابر با 5568 سال می‌باشد. به عبارت دیگر تعداد ضربات کنتور دستگاه اندازه‌گیری در مورد یک گرم ماده‌ی زنده برابر با 16 عدد در دقیقه است و پس از 11136 سال به 4 ضربه در دقیقه و پس از 5568 سال به 8 ضربه در دقیقه و پس از 16704 سال به 2 ضربه در دقیقه تقلیل می‌یابد.
جالب این است که تجزیه‌ی کربن و زوال آن، در طول زمان به هیچ وجه جایی برای نگرانی باقی نمی‌گذارد. زیرا این عمل در عین حال بر روی کربن 12 و 14 صورت گرفته و نسبت بین این دو عنصر در همه حال همان خواهد بود که در موقع از بین رفتن دارا بوده است. برعکس موضوعی که می‌تواند نتایج حاصل از مطالعه‌ی کربن 14 را دچار اشتباه سازد. ورود اتم‌های جدید کربن به داخل اتم‌های قدیمی است. به همین علت نسبت بین کربن 12 به کربن 14 در موادی که ترکیبات کربن دارند و در حال تعادل با اتمسفر می‌باشند ثابت باقی نمی‌ماند و مطالعه کربن 14 در آن‌ها به تعیین سن کوتاه‌تری از ماده‌ی مورد مطالعه منتهی می‌گردد.
این موضوع نشان می‌دهد که چرا محققان اشیای مورد مطالعه نظیر استخوان‌ها و چوب‌ها را با دقت خاصی نمونه‌برداری می‌کنند و کلیه‌ی عناصر جدیدی را که ممکن است پس از مدتی در آن وارد شده باشد از آن جدا می‌سازند.
موضوع دیگری که ممکن است نتایج حاصل از مطالعه‌ی کربن 14 را دچار اشتباه کند، مربوط به اثر پرتوهای کیهانی می‌باشد:
در مقدمه‌ی این مبحث بدون ذکر هیچ‌گونه توضیحی پذیرفتیم که در زمان‌های قدیم یعنی در موقعی که شیئی مورد مطالعه‌ی ما به سنگواره تبدیل شده است پرتوهای کیهانی دارای همان شدتی هستند که امروزه دارا می‌باشند و به دنبال آن نتیجه گرفتیم که تعادل بین کربن 12 و 14 و نسبت بین آن‌ها در گذشته همان است که امروزه بین آن‌ها وجود دارد. در صورتی که شدت اثر پرتوهای کیهانی به قدرت مغناطیسی کره‌ی زمین بستگی دارد و این قدرت امروزه نسبت به گذشته کلی تغییر کرده است. بنابراین بهتر است مشخص شود که آیا چنین تغییراتی دارای اثرات قابل ملاحظه‌ای هستند یا این که اثر آن اصولاً قابل اغماض می‌باشد.
مطالعه‌ی کربن 14 مراجعت ما را به گذشته و به 70 هزار سال قبل از این یعنی به یک دهم یا یک بیستم آخر عمر دوران چهارم ممکن ساخته است. به این ترتیب توانسته‌اند عمر کشتی‌های زمان فراعنه و مومیایی‌های مصری‌های قدیم را در حالی که در حدود پنجاه سال با تاریخ حقیقی آن‌ها اختلاف دارد به دست آورند. این طریقه با روش دیگری که از روی ضخامت رسوبات سن حقیقی طبقات مشخص می‌گردد به خوبی تطبیق می‌کند و اختلاف بین آن‌ها از 10 درصد متجاوز نمی‌شود.

نتایج حاصل از تعیین سن مطلق

به طور کلی روش‌های تعیین سن مطلق طبقات با وجود دارا بودن اساس متفاوت نتایجی حاصل می‌کند که با یکدیگر و با آنچه که از تعیین سن نسبی طبقات به دست می‌آید مطابقت دارد. قدیمی‌ترین کانی‌هایی که تاکنون شناخته شده‌اند دارای سنی در حدود 3600 میلیون سال، قدیمی‌ترین سنگواره‌ها 2800 میلیون سال و قدیمی‌ترین اجداد انسان که قادر به تراشیدن اشیاء بوده‌اند سنی برابر با 1/7 میلیون سال داشته‌اند.

پی‌نوشت‌ها:

1. Paléogéographie
2. Palinspatique.
3. Chronologie.
4. Genre.
5. Margaritatus.
6. Amalthus margaritatus.
7. épibole.
8. étage.
9. Gystéme.
10. Série.
11. Stratotype.
12. Dinantien.
13. Dinant.
14. Turonien.
15. Tours.
16. Hemeras.
17. Biochrons.
18. Age.
19. Periode.
20. ére.
21. Fossils.
22. Champigny.
23. Montmartre.
24. R. F. Flint.
25. May.
26. Cal vados.
27. Failles.
28. Anzin.
29. Biozon.
30. Antécambrien.
31. Granitisations successives.
32. Cuvier.
33. Gesner.
34. Apenis.
35. Buffon.
36. Giraud- Soulavis.
37. Vivarais.
38. De geer.
39. Varve.
40. Rubidium.
41. Strontium.
42. Uranium.
43. Thorium.

منبع مقاله :
منبع‌مقاله: ابراهیم‌زاده، خدیجه، (1388)، جغرافیای دیرینه، تهران: انتشارات دانشگاه تهران، چاپ پنجم.