авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 9 |

«ПРАКТИЧЕСКАЯ СТРАТИГРАФИЯ MINISTRY OF GEOLOGY OF THE USSR A. P. K A R P I N S K Y A L L - U N I O N O R D E R O F L E N I N GEOLOGICAL RESEARCH ...»

-- [ Страница 3 ] --

4.2. Л И Т О Л О Г И Ч Е С К И Й М Е Т О Д Литологические критерии являются ведущими при установ лении границ и определении объема местных стратиграфиче ских подразделений, картируемых при крупномасштабной гео логической съемке, так как только они, как правило, с о д е р ж а т наглядные, хорошо устанавливаемые непосредственно в поле признаки, по которым выделяются и прослеживаются эти под разделения. Однако с учетом одного из главных правил со ставления геологических карт областей развития осадочных толщ — изображение выходов на земную поверхность одновоз растных о б р а з о в а н и й — л и т о л о г и ч е с к и е критерии для получе ния примерно изохронных границ необходимо применять комп 71;

лексно и во взаимосвязи со всеми другими корреляционными признаками, в первую очередь палеонтологическими.

Принципиальная возможность выделения примерно изо хронных границ местных стратонов — свит и серий — обеспечи вается объективным существованием крупной периодичности и неповторимостью эволюции осадконакопления, закономерной сменой внутри циклов динамических комплексов или транс грессивной, инундационной, регрессивной и эмерсивной стадий, отвечающих по объему этим подразделениям, а т а к ж е нали чием более мелких циклов внутри названных стадий (см. раз дел 4.2.7).

К числу основных литологических критериев относятся: из менения в р а з р е з а х осадочных толщ петрографических типов пород и их минералогических особенностей, х а р а к т е р а слои стости и других текстурных параметров, первичной окраски, состава конкреций, остатков организмов;

изменения характера цикличности строения разреза;

наличие перерывов осадкона копления и, как обобщение всех этих данных, смена литогене тических типов отложений, обусловленная сменой соответствую щих им фациальных обстановок. Палеонтологические остатки при литологическом расчленении разрезов и выделении местных стратонов используются главным образом в качестве харак терного компонента вещественного состава пород и одного из наиболее в а ж н ы х показателей палеогеографических условий осадконакопления.

В практике геологосъемочных работ литологические крите рии расчленения нередко сводятся лишь к обобщенным разли чиям петрографического состава смежных толщ. Подобное обеднение литологического метода приводит к значительным ошибкам при прослеживании местных подразделений. Согласно «Стратиграфическому кодексу С С С Р » [1977] основным видом местных стратонов являются свиты, которые объединяются в серии, комплексы и делятся на подсвиты. Объемы этих под разделений не зависят от масштаба исследований, и их мощ ности могут превышать пределы, обусловленные масштабом геологической съемки. В этих случаях возникает необходимость в выделении более дробных, вспомогательных единиц — слоев, пакетов, пачек и др.

Общей особенностью местных подразделений является их внутреннее единство — принадлежность к какому-либо литоге нетическому типу отложений и соответственно к определенной фациальной палеообстановке, по смене которых и проводятся границы этих подразделений. В иерархической системе местных стратонов должны иметь место преемственность и последова тельная детализация литолого-фациальных признаков, по кото рым устанавливается к а ж д о е из подразделений. Не останавли ваясь на критериях выделения крупных стратонов — комплек сов и серий, роль которых для стратиграфической основы 72;

крупномасштабных геологических карт, как правило, незна чительна, рассмотрим их применительно к свитам и более дроб ным единицам.

В достаточно контрастных р а з р е з а х осадочных и вулкано генно-осадочных толщ платформенных областей, краевых про гибов и межгорных впадин, характеризующихся многопорядко вой цикличностью, свиты выделяются как элементы крупных (обычно это 3-й порядок, считая от элементарных) циклитов, как комплекс отложений, сформировавшихся в определенной фациальной зоне палеобассейна седиментации. В платформен ных областях это могут быть характеризующиеся определен ным набором литогенетических типов пород зоны глубокого шельфа, открытого или закрытого мелкого шельфа, отмельной области, лагуны;

в межгорных впадинах — зоны аллювиальной равнины, озерной области, внутриконтинентального моря (озера), открытого мелкого моря [Силур Сибирской плат формы, 1979—1982 гг.]. Подсвиты выделяются по подчиненным основному признаку критериям, например в терригенной свите, сформировавшейся в условиях аллювиальной равнины, по пре обладанию русловых отложений в нижней ее части. П а к е т ы мо гут быть выделены в объеме элементарных или мезоциклитов, включающих в себя в данном случае русловые, пойменные и озерные отложения. В пачки могут быть выделены элементы этих циклитов. И чем дробнее подразделение, тем более одно родно оно в фациальном и литологическом отношении.

Мощные толщи геосинклинальных областей, перикратонных и других прогибов могут быть расчленены как по выушеказан ным принципам, т а к и по наличию маркирующих горизонтов.

Последний способ считается ведущим для монотонных т о л щ без четко проявленной цикличности строения. Выявление литолого ф а ц и а л ь н ы х различий, сколь незначительны бы они ни были, всегда существенно облегчает опознание свит. Так, например, в монотонной толще органогенно-детритовых известняков мо гут быть выделены свиты, различающиеся текстурными при з н а к а м и пород, в частности свита крупнокомковатых и свита слоисто-комковатых известняков с многочисленными следами жизнедеятельности организмов. Толща граптолитовых сланцев расчленяется на свиты по степени известковистости, вариациям в интенсивности окраски и т. п. Маркирующими горизонтами могут служить любые хорошо опознаваемые, выдержанные по простиранию, маломощные слои, существенно отличающиеся от основной массы пород, например слои бентонитов, пачки изве стняков в толщах иного состава, слои, резко обогащенные ос татками макрофауны и т. п.

Перечисленные литолого-фациальные способы расчленения разрезов применимы, однако, не во всех случаях. Встречаются иногда столь однообразные по строению мощные толщи крем нистых, терригенных или карбонатных пород, в которых выде 73;

Рис. 4.18. Схема соотношения девонских фаций в ш т а т а х Огайо, Пенсильвания и Н ь ю - Й о р к ( С Ш А ), обусловленного «трансгрессией во времени» (по М. Уэл леру [Weller М „ 1960 г.]).

ление свит невозможно. В качестве картируемых местных стра тонов в них могут быть установлены либо зоны по биострати графическим (обычно микропалеонтологическим) данным, либо толщи по геохимическим, геофизическим и другим критериям.

В зарубежной геологической практике, особенно американ ской, в качестве картируемых местных стратиграфических еди ниц широко используются формации, выделяющиеся исключи тельно по литологическим признакам. По определению X. Хед берга [1978, с. 53], эти формации «... с е к у т временные гра ницы, границы распространения ископаемых организмов и гра ницы других стратиграфических подразделений», т. е. имеют различный возраст в разных местах распространения и, таким образом, казалось бы, принципиально отличаются от свит.

В подтверждение этого положения обычно приводятся схемы с изображением возрастного скольжения формаций в пределах отделов или д а ж е систем (рис. 4.18).

Столь значительная миграция фаций происходит, как пра вило, на большой территории, охватывающей целиком геосин клинальный прогиб или значительную часть платформенного седиментационного бассейна вкрест простирания фациальных зон. Кроме того, в качестве формаций при этом выделяются весьма сложные по составу толщи определенных петрографи ческих типов отложений, которые в ряде случаев вполне могут быть расчленены по направленности изменения комплекса седи ментационных признаков, по маркирующим горизонтам и т. д.

К. Д а н б а р о м и Д ж. Р о д ж е р с о м [1962], в частности, отмечается, что «переход от скользящих во времени литологических форма 74;

Рис. 4.19. Соотношение м а г н а ф а ц и й и п а р в а ф а ц и й в девонских о т л о ж е н и я х Пенсильвании, С Ш А (по К. Кастеру [Мур Р., 1953 г.]).

ций к формациям, выделенным по маркирующим горизонтам, приблизительно соответствующим определенным отрезкам вре мени, вероятно, закономерен и будет осуществляться по мере расширения наших знаний отдельных районов». Аналогичный подход р а з в и в а л с я еще в 30-е годы К. Кастером, который вы делил в верхнем девоне Пенсильвании секущие возрастные уровни магнофации и примерно отвечающие хроностратигра фическим интервалам парвафации (рис. 4.19). Именно эти фор мации 2-го рода и парвафации, являясь подразделениями более детального и комплексного обоснования, могут быть прирав нены к свитам и их более дробным подразделениям.

В практике работ американских геологов при крупномас штабном картировании, сопровождающемся тщательными ли тологическими и палеонтологическими наблюдениями, сущест венного скольжения во времени однородных по составу фор маций во многих случаях не обнаруживается. Примером может служить корреляция сложного разнофациального комплекса де вонских формаций гамильтонской группы в штате Нью-Йорк (рис. 4.20), проведенная на расстоянии свыше 400 км. На за паде этой области, у оз. Эри, девонские отложения представ лены маломощной (100 м) толщей морских глинистых пород и известняков, а на востоке, в долине Унадилла,— преимущест венно терригеннымп морскими и континентальными отложе ниями (800 м).

Сказанное не означает, что дпахронность литологических границ стратонов, д а ж е весьма детально изученных, не имеет места. Диахронность закономерна, однако интервал неодновоз расгностп, не улавливаемый в различиях литологических осо бенностей толщ, не превышает обычно длительности формиро вания одной или нескольких зон, весьма редко яруса. Р я д показательных примеров этого приведен в работе Д. Л. Степа нова и М С. хМесежникова [1979]. Осадочные толщи, характе ризующиеся более значительными изменениями возраста в силу 75;

II /0 /Ют Сланец Каштг Известняк Ппрше^ТыЬ-^ I С т Н С Ц ЛЧП - "PJH ТFnnl^nS Ыютшн Тичено^Кш,гс- Фармация Лэдлоивилл ь Сланец !/анака ^Ферра\ (не подразделяется) Сланец Ледиард ) \Мзве_стннкСентергрильд Песчаник 'Кальгейт \ Сланец Бервин ('ланец Невинна.

J Сланец Пимпа Сланец Делфй СтКфсрир,) ^Сланец Моттвилл Сланец фланец Пенспорт сланец \.ницш Kapdaipip ^Песчаник Сольсвилл Сланец Отна Ь г"Сланец Вриджуотер Известняк Черри -Вилли Сланец Читтенанго 150 м \ Известняк Черри - Валли, ~ СУ1анец^Ю/пи1н-_Спримг с Сланец Юнион - Спрингс ния в ы р а ж а ю т с я в " ^ ^ K ^ m f ^ ' ^зыв^аи. как ф а ^ ы и л е „зиснс 1 д Lгп LI "J т ш р а ф н ч е с к и х подразделений.

Индексы свит в Л Е Г Е Н Д Е серии Яру I е о л or и ч г с к и х карт Мл с кип i: кии, Um,.21 (l^m, верхним nmt'iipvi:

Московский, i2m,.?/i ) Н Ж И 1|ПД!)И|Н/и И НЙ l.i и in к и j) i;

к и и : р н у х о в с кии C,s (l, (-У-ьу, ои сипкии 1урпсйс: ии t vA(i:,t-v, C, t k ) Рис. 1.21. Возрастное с к о л ь ж е н и е границ свит нижнего и верхнего к а р б о н а в к а р б о н а т н ы х р а з р е з а х ллайского Туркестанский и Ллайскии хребты (по В. И. Котельннкову, 10. С. Б иска [1983 г.|).

у ж е отмечавшейся эволюционной неповторимости осадконакоп ления, могут быть расчленены по разрезу на приблизительно изохронные части.

Д л я изображения на геологических картах однородных в ли тологическом отношении свит (подсвит) с установленной диа хронностью границ [Котельников В. И., Бискэ Ю. С., 1983 г.] целесообразно ввести в легенду индексы этих подразделений, о т р а ж а ю щ и е полный интервал возрастных вариаций положе ния их границ с перечислением в скобках конкретных индексов в том или ином районе. Последние проставляются в соответст вующих контурах карты (рис. 4.21).

Приемы описания и изучения литологических характеристик осадочных толщ даны в ряде фундаментальных работ [Мето дические указания, вып. 1, 1969;

Рухин Л. Б., 1969;

Стра хов Н. М„ 1963;

Ботвинкина Л. Н„ 1962;

Sloss L. L., 1951;

P e t t i j o h n F. J., 1981, и др.] и в настоящем р а з д е л е не приво дятся. Здесь целесообразно рассмотреть лишь их роль при вы делении тех или иных видов стратиграфических подразделений.

4.2.1. П Е Т Р О Г Р А Ф И Ч Е С К И Й СОСТАВ Петрографический состав отложений — это одна из главных характеристик, по которой проводится выделение местных стратиграфических подразделений. Нет необходимости пояс нять, что на самостоятельные единицы могут быть расчленены з а л е г а ю щ и е одна на другой толщи, например, песчаников, алев ролитов и глин, известняков и мергелей, гипсов и доломитов.

При более сложном петрографическом составе смежных толщ, и особенно при наличии постепенных переходов между ними, проведение границ связано с определенными трудно стями. Наиболее часто границы местных подразделений прово дятся по появлению каких-либо характерных петрографических разновидностей пород, например комковатых детритовых изве стняков в толще слоистых микрозернистых известняков и ар гиллитов, глауконитовых песчаников в песчано-алевролитовой толще и т. д. Слой, по которому проводится граница, должен легко опознаваться в поле и хорошо прослеживаться. В силу этого он не всегда соответствует первому появлению в разрезе данной петрографической разновидности. Переходную пачку, где у ж е наблюдаются отдельные элементы нового состава, при нято относить к нижнему из двух смежных подразделений.

В циклично построенных толщах стратиграфическое разгра ничение местных стратонов может проводиться по изменению соотношений петрографических типов пород в составе элемен тарных циклитов. Четкого разграничения степени литологиче ских отличий д л я выделения разных таксонов местных подраз делений привести нельзя, они специфичны для различных ти пов отложений разных геоструктурных зон.

73;

4.2.2. СЛОИСТОСТЬ Слоистость т а к ж е служит одним из основных критериев расчленения и прослеживания осадочных толщ. Под слоем по нимается геологическое тело, сложенное петрографически одно родным материалом, ограниченное более или менее плоскими поверхностями наслоения. Однородность петрографического со става в пределах слоя относительна. От подошвы слоя к его кровле могут наблюдаться постепенные изменения, например уменьшение гранулометрического состава от песчаного до алев ритового, смена биоморфного известняка органогенно-детрито вым и т. д. Кроме того, в связи с появлением локальных факто ров могут встречаться прослои иного петрографического состава или структуры, например линзочки р а к у ш н я к а в хемогенном из вестняке, возникновение которых обусловлено донными тече ниями, или прослои и линзы глин и алевролитов в русловом песчанике, связанные с существованием местных участков спо койного осадконакопления.

Мощность слоев может быть различна — от первых санти метров до 5 м и более, но обычно не превышает 1 м. Р а з л и ч н о и распространение их по площади — от сотен метров для кон тинентальных отложений и до сотен километров для морских, особенно по простиранию фадиальной зональности. Мощность прослоев незначительна (обычно доли и первые сантиметры).

По площади они не выдержаны.

Н е л ь з я признать целесообразным выделение слоев по со вершенно различным признакам, в зависимости от детальности и целей исследования, как это рекомендуют, например, Д. Л. Сте панов и М. С. Месежников [1979] (рис. 4.22). Правильнее, по видимому, интервалы разреза, объединенные какими-либо минералогическими признаками, содержащие определенные ос татки организмов, полезные ископаемые и т. п., именовать тер Р и с. 4.22. Различные способы рас членения р а з р е з а на слон в зависи мости от целей и д е т а л ь н о с т и иссле дования (по Д. Л. Степанову и М. С. М е с е ж н и к о в у [ 1 9 7 9 г.])'.

Слева от колонки показан минеральный состав глин (заливка — монтмориллонит, светлое — с м е ш а н о с л о й н ы е • минералы), справа—различные комплексы фауны.

1 — глина;

2 — песок;

3 — карбонатные конкреции: 4 — фосфоритовые стяжения.

минами свободного пользования — пласты, толщи, горизонты определенного состава и привязывать их к слоям как естест венным элементарным подразделениям осадочных толщ. Это особенно в а ж н о при изучении стратиграфических разрезов.

Главным в определении границ слоя является наличие чет ких поверхностей наслоения. Образование этих поверхностей связано в большинстве случаев с механизмом элементарных колебательных движений, проявляющихся во времени нерав номерно. Накопление слоя отвечает относительно стабильному этапу осадконакопления, а образование поверхности наслое н и я — быстрому скачкообразному изменению условий седимен тации. Эти изменения могут быть обусловлены либо сменой ха р а к т е р а бассейна (например, осолонением его в результате изо ляции от открытого м о р я ), либо быстрой миграцией по площади ф а ц и а л ь н ы х зон в процессе передвижения береговой линии и, к а к частный случай, перерывами в осадконакоплении.

Такой механизм слоеобразования впервые описан в 1914 г.

А. А. Иностранцевым и подробно рассмотрен в 1955 г.

Н. Н. Форшем на примере пермских отложений Приуральского краевого прогиба. Слоистость, обусловленную изменениями ха р а к т е р а бассейна, Н. Б. Вассоевич [1950 г.] н а з в а л мутацион ной, а связанную с миграцией береговой линии — миграционной.

Многими исследователями [Степанов Д. Л., Месежни ков М. С., 1979, с. 50] описанные выше способы слоеобразова ния противопоставляются принципу Н. А. Головкинского о воз растной миграции граничных поверхностей геологических тел.

Это не совсем точно. Н. А. Головкинским рассматривается воз растная миграция не слоев, а литологически однородных пачек пород, латеральные границы которых имеют «неравномерно зубчатое строение», и «зубцы эти чрезвычайно острые и вытя нутые». Д л я одновозрастных слоев Н. А. Головкинским, на оборот, подчеркиваются постепенные переходы одного пласта в другой. Таким образом, работы А. А. Иностранцева и Н. Н. Форша не противоречат, а, скорее, развивают положения Н. А. Головкинского. Постепенность перехода по л а т е р а л и од ного слоя в другой, естественно, имеет место при отсутствии эрозионных контактов и не исключает выклинивания отдельных слоев при приближении к области сноса.

Рассмотренная концепция слоеобразования открывает боль шие возможности для катенного анализа (от греч. «катена» — цепь), позволяющего преодолеть фацпальные барьеры и по слойно сопоставлять отложения разных ф а ц и а л ь н ы х зон, про с л е ж и в а я одновозрастные, но различные по составу катены слоев. Д л я проведения такого анализа необходимы послойное описание и сопоставление полных разрезов изучаемого страти графического интервала в пределах всей его мощности, а не по отдельным маркирующим горизонтам, комплексность наблюде ний с учетом изменения всех лптологических особенностей, ха 80;

рактера захоронения органических остатков. В силу значитель ной трудоемкости эти работы не могут быть рекомендованы для массового применения при геологической съемке, но обяза тельно должны использоваться при изучении районов составле ния опорных разрезов и для решения ряда специальных задач, например для палеотектонического структурного анализа в неф тегазоносных провинциях, прослеживания и выявления зако номерностей в распределении осадочных полезных ископаемых и т. д. Примером такого рода исследований является проведен ное Н. Н. Форшем в 1953, 1955 гг. послойное сопоставление разрезов верхнепермских отложений Приуральского прогиба, в результате которого была не только создана д е т а л ь н а я стра тиграфическая схема, но и выявлен р я д нефтегазоносных структур.

Р а з л и ч и я в х а р а к т е р е слоистости смежных толщ, обуслов ленные изменениями тектонического режима и обстановок осадконакопления, обычно устойчиво сохраняются в пределах одной или д а ж е нескольких структурно-фациальных зон. Это позволяет широко использовать их для выделения и прослежи вания местных подразделений при геологической съемке. Так, например, граница массивных или грубослоистых известняков пешкаутской свиты и тонкослоистых известняков с кремнями газской свиты карбона Туркестано-Алайской области просле живается на сотни километров (см. рис. 4.21). Обе свиты хо рошо палеонтологически охарактеризованы, что позволяет оце нить степень диахронности этой границы — возрастное колеба ние ее составляет часть серпуховского века.

Помимо изложенной выше трактовки слоистости как тек стуры осадочных толщ, т. е. способности делиться на слои, под слоистостью понимается т а к ж е внутренняя текстура слоев, для которой Н. Б. Вассоевичем [1948] были введены специальные термины «слойчатость» и «слоеватость», к сожалению, широко не принятые до сих пор в практике геологических работ. Слой чатость представляет собой первично-горизонтальное или на клонное расположение слойков и их серий в пределах слоя.

Возникновение слойков обусловлено изменениями динамики осадкообразующих факторов и скорости течений, сезонных климатических колебаний температур, водотока и т. п. Выде ляются разнообразные типы косой и горизонтальной слойча тостк, характеристике и генетической интерпретации которых посвящена обширная литература. Следует, однако, отметить, что только по слойчатости однозначно могут быть установлены эоловая или водная среда осадконакопления и гидродинамиче ская обстановка последней, а д а л ь н е й ш а я более д е т а л ь н а я па леогеографическая интерпретация возможна лишь по комплексу признаков.

Слоеватость проявляется в петрографически однородных слоях и в ы р а ж а е т с я в различной наклонной или горизонтальной 6 З а к а з Л» ориентировке уплощенных компонентов породы: галек конгло мератов, слюдистых минералов, растительного детрита, скелет ных обломков организмов и др. Учет слойчатости и слоеватости при стратиграфических исследованиях позволяет предвидеть степень выдержанности по площади тех или иных слоев, оце нивать направленность фациальных изменений и, наконец, вы делять местные подразделения по этим признакам. При изуче нии лагунно-континентальных толщ, например, бросающиеся в г л а з а мощные пласты косослоистых песчаников являются весьма непостоянным членом разреза, а ритмично построенные Р и с. 4.24. Направление движения течении, указываемое знаками ряби в триасовой фор м а ц и и М о э н к о п и. Б о л ь ш о й К а н ь о н, С Ш А * (по Э. Л 1 а к - К и [1940 г.]).

В к а ж д о й местности бралось по 30 отсчетов (длина к а ж д о й линии у к а з ы в а е т процент отсчетов, приходя щихся на направление, у к а з ы в а е м о е линией)..-4, 5 — красноцветные горизонты: А — нижний, Б — верхний.

82;

горизонтальнослоистые озерные, пойменные и лагунные отложе ния хорошо поддаются корреляции. Практический выход из этого положения при описании обнажений такой: необходимо просле ж и в а т ь непрерывные разрезы за пределами эрозионных врезов русловых песчаников. Другим примером может служить расчле нение по характеру слоистости монотонных сульфатно-доломито вых толщ. В верхнем силуре — нижнем девоне Сибирской плат формы. в частности, на десятки тысяч квадратных километров прослеживаются свиты толстослоистых массивных или брек чиевидных доломитов и тонко-горизонтальнослоистых доломи тов с маломощными прослойками гипсов.

Статистическое изучение слойчатости и других текстурных особенностей может быть использовано для расчленения и про слеживания по площади подразделений совершенно однообраз ных по остальным признакам толщ: Так, например, в Большом Каньоне плато Колорадо по измерениям направлений косой слойчатости проведено расчленение красноцветной формации Супаи (рис. 4.23), по измерениям знаков ряби — формации Моэнкопи (рис. 4.24).

4.2.3. О К Р А С К А Первичная окраска осадочных толщ, о т р а ж а я особенности вещественного состава пород и физико-химические условия осадконакопления, является одной из самых наглядных их осо бенностей. Д л я стратиграфических целей интерес представляет как унаследованная окраска, обусловленная главным образом цветом обломочных компонентов пород, т а к и сингенетичная, с в я з а н н а я с окраской аутигенных минералов цемента. Заведомо первично-окрашенными являются черные углистые аргиллиты, черные доломиты, известняки, зеленые глауконитовые песча ники, красные гипсы. Очень распространены первично-красно цветные терригенные породы и глины, окраска которых обу словлена пленкой гидроокислов ж е л е з а вокруг обломочных зе рен и скоплениями этих ж е гидроокислов в цементе.

Определение первичности или вторичности окраски требует тщательных и разносторонних исследований. На первичность окраски однозначно у к а з ы в а ю т окраска обломков в аутигенных брекчиях, пересечение поверхностью размыва разноокрашенных слойков и др. П р и з н а к а м и вторичности окраски с л у ж а т : связь ее с трещинами, изменение тональности при переходе от вывет релых образцов к свежим, пятнистое распределение, несогласо ванность со слоистостью, связь с пористыми и водоносными го ризонтами, зональность изменения в одной и той ж е литологи ческой разновидности пород и т. д. Р а з н ы е цвета, кроме того, характеризуются преимущественной связью с первичными или вторичными процессами. Однородные черные, темно-серые тона, связанные с примесью органических соединений либо ми 6* нералов железа и марганца, обычно сингенетичные, яркие жел тые, красные, зеленые — вторичные. Широко распространенные в песчаных толщах вторичные красноцветные окраски характе ризуются помимо отмеченных выше признаков отсутствием пле нок гидроокислов вокруг обломочных зерен.

Первичная красноцветная окраска пород в палеогеографиче ском плане приурочена главным образом к мелководным при брежным и лагунно-континентальным отложениям, замещаю щим по разрезу и л а т е р а л и сероцветные отложения л тем самым существенно затрудняющим стратиграфическую корреля цию. В некоторых случаях эта ж е красноцветная окраска явля ется маркирующим признаком. В девонских отложениях меж горных впадин Саяно-Алтайской складчатой области, д а ж е в разных котловинах, разделенных областями сноса (например, Тувинская и Минусинская), наблюдается подтвержденное био стратиграфическими данными чередование в р а з р е з а х примерно изохронных красноцветных и сероцветных свит. Маркирующими пачками в верхах верхнего лландовери на громадных простран ствах севера Сибирской платформы с л у ж а т маломощные пест роцветные мергели, аргиллиты или аутигенные брекчии.

4.2.4. К О Н К Р Е Ц И И Конкреции широко распространены в осадочных толщах са мого различного состава и происхождения. Вопросам их систе матики, описания состава и структурно-текстурных особенно стей, генезиса и распределения в различных палеоландшафтных зонах и формационных типах отложений посвящена специаль ная литература, однако сколько-нибудь полные сводки по ис пользованию конкреций для стратиграфических целей отсут ствуют. Достаточно детальные обобщающие работы известны лишь для угленосных отложений [Методы..., 1968]. По А. В. Македонову [1966 г.], конкреции определяются к а к ми неральные стяжения, ясно отличающиеся от вмещающих пород по составу, форме и другим признакам и разносторонне рас тущие по субпараллельным поверхностям за счет концентрации рассеянных компонентов вмещающей среды. Концентрический рост с разной скоростью по определенным направлениям со здает многообразие форм и текстур конкреций.

Вещественный состав конкреций определяется сочетанием остаточного или унаследованного материала осадка, в котором образуются конкреции, и составом конкрециеобразователя — истинного или (реже) коллоидного раствора, отлагающего ми неральное вещество вокруг центров роста: органических остат ков, неорганических включений, бактериальных скоплений, пузырьков газа и пр. Основными факторами образования, изме нения состава и других особенностей конкреций в мелковод ных и субаэральных обстановках являются вариации климата, 84;

состав и количество биомассы, соленость и гидродинамический режим водоемов. Так, например [Македонов А. В., Зариц кий П. В., 1977 г.], для гумидных л а н д ш а ф т о в характерны же лезистые конкреции, сочетание железистых и глиноземистых — для тропиков с периодическими колебаниями влажности, желе зисто-известковых — д л я семигумидных, известковых— д л я се миаридных, известково-гипсовых — для аридных и т. д. Менее выяснены факторы конкрециеобразования в пелагических об с т а н о в к а и условиях вулканогенно-осадочного литогенеза, од нако комплексы конкреций здесь т а к ж е разнообразны, выдер ж а н н ы по площади и закономерно меняются во времени и в про странстве.

По стадиям литогенеза основная масса конкреций связана с седиментационными и диагенетическими процессами. В седи ментационную стадию образуются главным образом микрокон креции, которые характеризуются, как правило, чистотой со става и плащеобразным облеканием сверху слоями одновременно или несколько позже их образующихся осадков. Диагенетиче ские конкреции относятся к типам макро- и мегаконкреций.

Слои вмещающих пород облекают их снизу и сверху, а тол щина слойков, прослеживающихся в конкрециях, часто резко уменьшается за их пределами вследствие уплотнения при ли тификации. Органические остатки в диагенетических конкре циях объемные и, вообще, значительно лучшей сохранности, чем во вмещающих породах. В септарные трещины синерезиса иногда наблюдается затекание вмещающего осадка. Катагене тические конкреции обычно секут напластования, иногда они связаны с тектонической трещиноватостью и не обнаруживают четкой приуроченности к первичным текстурам и фациальным типам осадков.

Отмеченные особенности образования конкреций определяют существенную роль конкреционного анализа для стратиграфи ческого расчленения и корреляции отложений. В качестве кор реляционных признаков горизонты и комплексы конкреций часто более надежны и выдержанны, чем особенности петрогра фического состава, текстур и ряда других литологических ха рактеристик пород. Ценность их для геологосъемочных работ связана т а к ж е с простотой визуального наблюдения к а к в ес тественных выходах, так и по керну буровых скважин возмож ностью получения достоверных данных с использованием про стейших полевых химических реакций при выборочном контроле точными методами лабораторного анализа.

В пермских отложениях Печорского бассейна по составу пре имущественно железисто-карбонатных и кремнистых конкре ционных комплексов А. В. Македоновым [1957 г.] на расстоя нии около 400 км прослежены приблизительно изохронные гра ницы трех подсвит воркутинской свиты, представленной в ла гунных, прибрежно-морских, дельтовых и болотных фациях.

85;

Установлены четкие критерии отличия воркутинской свиты от н и ж е л е ж а щ е й, юньягинской, и с большей долей условности от перекрывающей, паембойской, свит. Имеется т а к ж е некоторый опыт расчленения и корреляции по конкреционным комплексам неугленосных отложений. М. Ф. Филипповой [1938 г.] и Ю. А. Пряхиным [1959 г.] такие работы проведены д л я май копских глин, а А. И. Кравченко [1955 г.] — д л я полтавской свиты карбона.

4.2.5. П Е Р Е Р Ы В Ы В О С А Д К О Н А К О П Л Е Н И И Перерывы в осадконакоплении являются наиболее четкими рубежами, по которым устанавливаются границы местных стра тиграфических подразделений. Р а с п о з н а в а н и е и учет неполноты геологической летописи чрезвычайно в а ж н ы т а к ж е для просле ж и в а н и я и корреляции этих стратонов. Наиболее четкая мор фологическая классификация перерывов предложена К. Д а н баром и Д ж. Р о д ж е р с о м [1962] (рис. 4.25). Согласно этой схеме различаются: 1) несогласное перекрытие слоистыми тол щ а м и пород фундамента;

2) угловое структурное несогласие между слоистыми толщами;

3) параллельное несогласие, пред полагающее совпадение элементов залегания контактируемых толщ, наличие ясно выраженной эрозионной поверхности между ними и срезание ряда слоев нижней толщи;

4) скрытое несо гласие, сопровождающееся выпадением какой-либо части раз реза. В отдельных случаях наличие такого несогласия может быть установлено биостратиграфическими методами, ч а щ е ж е этого сделать не удается и перерыв фиксируется следами раз рушения литофицированного осадка (ожелезнением, наличием мелких неровностей, сверлениями и следами прикрепления ор ганизмов). В основании толщи над поверхностью перерыва иногда наблюдаются примесь терригенного материала в кар бонатных породах, переотложение частиц подстилающих отло ж е н и й — аутигенные брекчии (рис. 4.26).

Длительность отмеченных перерывов различна, но в целом уменьшается от 1-го типа к 4-му. Р а з л и ч н а т а к ж е и степень диахронности поверхностей перерыва: наибольшая в случае не согласного перекрытия пород фундамента и углового структур ного несогласия и, к а к правило, наименьшая для параллель ных и скрытых несогласий. По площади в пределах седимента ционного бассейна может наблюдаться переход от одного типа несогласий к другому. Например, скрытые несогласия, харак терные главным образом д л я центральных частей бассейнов, в краевых частях могут сменяться параллельными и т. д.

При наличии на изучаемой площади всех перечисленных ти пов несогласий границы серий и соответственно свит в их ос новании устанавливаются по перерывам 1, 2 и 3-го типов. В пре делах серии на границах свит могут отмечаться параллельные 86;

Рис (по К. Д а н б а р у, Д ж. Р о д ж е р с у [1962 г.]).

0.1+в-:

;

i 0.35' 6 i 0-35 0. Ч ( ё З З Е З \0,08г2~ ;

У Рис 4.26. С к р ы т о е несогласие в основании рестевских слоев нижне, с силура ( S r s ) и угловое несогласие м е ж д у молодовским горизонтом среди е. о - в с р ч него ордовика ( 0 2 _ 3 m d ) и нижнекембрийскими о т л о ж е н и я м и ( с,?) в о о р ы в а х правого берета р. Д н е с т р а у с. Субоч [Опорный р а з р е з силура, 1972 г.].

/ - ровнослопстын, г - комковатый, - кавернозныЯ;

j - песчаник;

1—3 — и з в е с т н я к :

„ик- Л — гла-.-конитовып. 6 - и з в е с т к о в и с т ы и. - - а л е в р п, не, ы„.. к «.о 5. '. S. 9 — песча слоистый;

7 — а л е в р о л и т.

87;

несогласия, в редких случаях — угловые. Скрытые несогласия, как правило, с л у ж а т основанием для проведения границ под свит и пачек, а наиболее крупные из них (обычно такие, кото рые могут быть установлены палеонтологическими методами) являются границами свит.

4.2.6. Ц И К Л И Ч Н О С Т Ь Повторяемость близких по составу и направленности измене ний стратифицированных толщ в осадочной оболочке Земли из вестна давно и уже более 100 лет используется в целях расчле нения и корреляции этих отложений. Основой применения цик личности для расчленения осадочных т о л щ с л у ж и т четкость границ циклично построенных толщ, в ы р а ж а ю щ а я с я в зависи мости от масштабов проявления цикличности в наличии регио нальных перерывов, ф а з складчатости и магматизма, приоста новке осадконакопления, резкой смене вещественного состава, смене трансгрессивной или регрессивной направленности про цессов седиментации и т. д.

Весьма существенная роль цикличности д л я корреляции определяется относительной синхронностью циклитов на зна чительных площадях, что в свою очередь обусловлено регио нальной, иногда д а ж е планетарной, природой этого явления, связанной с изменениями климата, эвстатическими колебаниями уровня моря, тектоническими колебательными движениями и проявлением ф а з складчатости.

С учетом важности циклостратиграфического подхода к стра тиграфическим исследованиям «Стратиграфическим кодексом С С С Р » предусматривается создание специального дополнения по этому вопросу, проект которого опубликован В. А. Зубако вым в 1978 г. Определение исходных понятий, масштабы и формы проявления повторяемости условий осадконакопления известны по работам Н. В. Логвиненко [1976 г.], Ю. Н. Каро година [1974 г.], С. В. Тихомирова [1967 г.] и рассмотрены на специальных совещаниях по цикличности осадконакопления в Новосибирске [1978 г. и др.].

Принимая во внимание чрезвычайное разнообразие имею щихся мнений по этим вопросам, необходимо вкратце остано виться на основных понятиях, принятых в настоящем разделе.

По Н. Б. Вассоевичу и Е. Г. Гладковой [1975 г.], под циклом понимается «... единичный последовательный р я д чем-либо свя занных между собой явлений. В цикле выделяются фазы, ста дии, этапы». Ц и к л может быть, таким образом, единичным, но обычно сходные процессы повторяются во времени, что допол няет свойства цикличности. Ритмичность, в отличие от циклич ности, обязательно предусматривает равномерную, одинаковую повторяемость периодичности явлений. Ритмичность — это част ное проявление цикличности. Д л я вещественного выражения 88;

цикличности предложены многочисленные термины (цикл, цик лолит, циклотема, циклит, полициклит, циклокомплекс, цикло сома и т. п.). Наиболее прост и удачен, по-видимому, термин, предложенный Ю. Н. Карогодиным в 1978 г., «циклит». И е р а р хическая система циклов и соответственно циклитов может вво диться указанием порядков (I, II, III и т. д.), нумерацию кото рых удобнее всего вести от наименьших единиц (элементарных циклитов) к более крупным, как это делается для угленосных отложений. Т а к а я система обозначений хорошо определяет на чало отсчета. Д л я этой ж е цели могут применяться приставки:

микро-, мезо-, макро-, мега-, магнациклы (циклиты). Ритми тами целесообразно называть равномерно повторяющиеся оди наковые наборы пород, примером которых могут служить флиш, ленточные глины ( в а р в ы ), чередование сезонных слойков в га логенных формациях и т. п.

В отложениях фанерозоя по С. В. Тихомирову [1972 г.], Н. В. Логвиненко и др. [1976 г.] выделяется до девяти поряд ков циклитов. Однако, к а к справедливо отмечает Н. В. Логви ненко, объемы циклитов одного и того ж е ранга, выделяющиеся для разных типов отложений, не совпадают. Так, например, циклиты I порядка угленосных отложений (циклотемы) соот ветствуют примерно циклитам IV порядка во флишевых форма циях и т. д., что необходимо учитывать при использовании ли тературных данных и желательно унифицировать для всех осадочных т о л щ на площади геологической съемки. В настоя щей работе за основу выделения иерархии цикличности поло ж е н ы примерно соответствующие друг другу порядки циклитов угленосных и прибрежно-морских терригенно-карбонатных от ложений.

Возможности выявления тех или иных порядков циклич ности в значительной степени зависят от положения изучаемых разрезов в фациальном профиле палеобассейнов. Наиболее четко все порядки цикличности устанавливаются в прибрежной паралической и мелководной зонах седиментационных бассей нов платформ, краевых прогибов и межгорных впадин, что определяет ведущую роль циклостратиграфического метода именно в этих областях. В пределах континентального склона и батиальной области макролитологически устанавливается обычно лишь крупная цикличность осадконакопления (III поря док и выше). Крупная периодичность четко проявлена и в гео синклинальных областях. Более мелкие подразделения здесь т а к ж е отмечаются, но прослеживание их по площади вызывает большие трудности.

Расчленение отложений на основе анализа их цикличного строения. Критерии выделения циклитов разного порядка в своей основе отличаются от критериев выделения картируемых мест ных стратиграфических единиц: свит, подсвит, слоев, пакетов, пачек и др. В соответствии со «Стратиграфическим кодексом 89;

С С С Р » все перечисленные стратоны состоят из ограниченных по разнообразию комплексов горных пород, характеризующихся определенной общностью фациального с о с т а в а. Ц и к л о с т р а т и г р а фические подразделения, наоборот, в общем случае предпола гают существенную разнофадиальность отложений в вертикаль ном разрезе и не могут отождествляться с картируемыми стратиграфическими единицами, а являются главным образом инструментом для их выделения и прослеживания (рис. 4.27).

В этой связи неправомерно выделение ритмосвит, ритмояру сов и пр.

Циклиты I порядка (микроциклиты) представляют собой наименьшие, элементарные, подразделения, которые могут быть определены как однократное, не повторяющееся по направлен ности изменений сочетание слоев нескольких типов пород. По строению они могут быть симметричными или асимметричными, по соотношению фаций — регрессивными, трансгрессивными и однородными. Регрессивными являются циклиты, у которых верхняя часть формировалась в условиях, более близких к кон тинентальным, чем нижняя, у трансгрессивных — наоборот. Од нородными называются циклиты, образование которых проис ходило в пределах одной фации. Мощность элементарных циклитов составляет десятки сантиметров — первые метры, в уг леносных толщах — 3—17 м, но может достигать и первых десят ков метров.

Границы элементарных циклитов целесообразно проводить по наиболее четким рубежам, например по перерыву или при остановке осадконакопления перед трансгрессией в морских кар бонатных толщах, по укрупнению кластического материала в начале регрессии или по размыву в основании аллювиальных песчаников в циклитах угленосных толщ и т. д.

В стратиграфическом отношении изучение элементарных цик литов — их состава, строения и изменений по разрезу — явля ется материалом для выделения более крупных, картируемых, подразделений и особенно в а ж н о для флишевых, прибрежно морских карбонатных и континентальных терригенных толщ.

Сами по себе элементарные циклиты могут служить в ряде слу чаев хорошими маркирующими горизонтами. В частности, по неповторимости деталей состава и последовательности слойков отдельные горизонты бентонитов могут быть индивидуализи рованы и прослежены на сотни километров через ряд фациаль ных зон. На десятки километров прослеживаются аномальные по мощности элементарные ритмы во флишевых отложе ниях и т. д.

Циклиты II порядка (мезоциклиты) состоят из набора мик роциклитов или нескольких пачек сравнительно однородных пород с определенной направленностью их измерений. Так, на пример, выделение мезоциклитов в угленосных толщах [Ме т о д ы..., 1968] основано на чередовании различных фациальных 90;

Ji о • Jrj TO g i^ ^ С 5.

:

;

cL О SI!

tr "C с'З ^ то ^ с нФ гк s иоH о. а в®.

ш --S -я о О- о Sйх Ь О S iч яЁ с 5$ a з. о -IК я ^ = ^ ft !S н н~ „ О^ ^ 1 е-U-. S C :

Кg я aS :wл я 5 :

ни ^ r.-.v, Sн ftя О О- ~ — ;

и '• ° SG J * И КО '- У & °С е Яи у^ — ^ ^ ' 5 ° \,С ' ;

Я I КО а) сз !—— о. я о, о. 3 оо гО ^к : а. о !

Я "« с и /.н :

j} О) И ^С П сз v:

ой й _,_ i._ -csu'j^.j-:, с;

йеНДчгшгщ: -TO9j ' ". -чтыу.

Л 4 ;

tv^j ЛЛ,'-',«.к7Л7| ^ИУС ^ -"nriBJS'j ' -hvjvhc] '.,, ^ ' ^ ^ Ииг ясfвсв - цтымши!.

f-'-':,/ ^ - ';

г~а • чиТ^' г а (И •'^«ИЧ, * - | "* - ^ ИИЧЧИ!.

91.

типов элементарных циклов: в основании — регрессивных, в средней части — однородных и в верхней — трансгрессивных;

мощность их 30—70 м. В карбонатных породах силура Эсто нии мезоциклиты имеют мощность от 8 до 34 м и ясно асим метричное строение: нижняя часть сложена отмельными из вестняками, верхняя — первичными доломитами [Силур Эсто нии, 1970]. Границы их проводятся по четким поверхностям перерыва в основании, сопровождающимся пиритизацией, хо дами сверления, трещинами усыхания и др. В геосинклиналь ных областях мощность мезоциклитов может составлять первые сотни метров. Выявление мезоциклитов имеет большое значе ние для крупномасштабного картирования. В местной схеме они в полном объеме выделяются в виде подсвит, слоев с географи ческими названиями или пакетов [ М е т о д ы..., 1968].

Циклиты III порядка (макроциклиты) образованы рядом ме зоциклитов или набором относительно однородных по внутрен ней структуре толщ общей мощностью около 100 м или первые сотни метров на платформах и до 1 тыс. м в геосинклиналях.

В основании их прослеживаются континентальные перерывы, в складчатых областях — ф а з ы магматической деятельности.

Местные стратиграфические подразделения в них выделяются в ранге свит или подсвит.

По закономерному сочетанию мезоциклитов эти подразделе ния устанавливаются в угленосных паралических и континен тальных толщах, в терригенных толщах межгорных впадин и в мелководных лагунно-морских отложениях платформенных областей. В р а з р е з а х морских отложений, удаленных от об ластей сноса, в стратиграфических целях используются главным образом крупные элементы макроциклитов. Например, в си луре центральной части Балтийской синеклизы в качестве свит выделяются сравнительно однородные толщи граптолитовых ар гиллитов, комковатых детритовых известняков и др.

Циклиты IV (мегациклиты) и V (магнациклиты) порядков используются для выделения свит главным образом в парали ческих отложениях. Д л я других типов отложений эти и более высокие порядки цикличности следует учитывать в основном д л я целей реконструкции закономерностей геологического раз вития территорий и металлогенического анализа.

Корреляция отложений по циклам осадконакопления. При меняемая методика стратиграфической корреляции осадочных толщ по цикличности в значительной степени зависит от типа отложений, положения их в схеме фациальной зональности па леобассейнов и разработана с различной полнотой для разных типов толщ. Наиболее эффективно в качестве ведущего метода д л я корреляции флишевых и флишоидных толщ, ленточных глин и соленосных отложений применяется анализ пространст венного распределения различных порядков цикличности. Об щими положениями для корреляции всех мелкоритмичных толщ, 92;

сложенных сравнительно ограниченным набором повторяю щихся в разрезе разновидностей пород, являются петрографи ческая типизация отложений с учетом всех текстурных особен ностей, статистический анализ состава и мощностей элементар ных ритмов и степени их асимметрии.

Вторую группу осадочных толщ, для которых цикличность является основным методом корреляции, составляют угленос ные паралические и континентальные отложения. Чрезвычай ное разнообразие слагающих пород, их текстурных и структур ных характеристик, равно как и условий образования, вызывает необходимость комплексного подхода к типизации повторяю щихся интервалов разреза и сопоставлению последних по площади, что находит отражение и в названии методов корреля ции: фациально-циклического, разработанного Ю. Г. Ж е м ч у ж никовым [1960 г.], А. П. Феофиловой [1963 г.], Jl. Н. Ботвин киной [1963 г.], М. И. Ритенберг [1958 г.],.А. В. Македоновым [1955 г.] и другими, и фациально-тектонического, обоснованного Г. А. Ивановым [1956 г.]. Наиболее полно особенности приме нения их изложены в книге «Методы корреляции угленосных толщ и синонимики угольных пластов» [1968]. Использование этих методов целесообразно т а к ж е при изучении моласс и тер ригенных толщ межгорных впадин.

При сопоставлении разрезов паралических толщ наиболее устойчивым коррелятивным признаком является направленность изменений фаций в циклитах. Сопоставление проводится от наи более крупных единиц к более мелким с первоочередным уче том маркирующих циклитов. К таковым в первую очередь от носятся элементарные трансгрессивные циклиты завершающих стадий циклитов максимально высокого порядка. Н а разных расстояниях и в разных направлениях корреляционное значение имеют циклиты разного порядка. В частности, в Донбассе в пределах одной структурно-фациальной зоны (до 50 км) про слеживаются циклиты I порядка, в сопряженных зонах на рас стоянии до 150 км — циклиты II, иногда только III порядка.

При наличии в циклитах мощных аллювиальных отложений не обходимо иметь в виду возможность замещения их лагунными, озерными, болотными и иными континентальными осадками.

Следует учитывать т а к ж е изменения масштаба и количества циклитов вкрест фациальных зон. Количество циклитов умень шается как в глубь бассейна, так и при приближении к об ласти сноса. При этом происходит переход по л а т е р а л и одного порядка циклита в другой, например мезоциклитов в циклиты I порядка (рис. 4.28).

Корреляция по цикличности мелководно-морских и лагун но-морских карбонатных и терригенно-карбонатных толщ т а к ж е предполагает проведение типизации отложений по первичным се диментационным признакам: минеральному составу, структуре, слоистости, поверхностям наслоения толш, остаткам фауны и 93;

Донецка- Центральный.

а Макеевский район, Центральный Кураховский Кураховско- Донецко скв. 1735 гори76м район, район, Марьинский Макеевский шахта район, скв. район, Юнком скв. скв. пСВ Юг 20т г Р и с. 4.28. П е р е х о д по л а т е р а л и д в у х э л е м е н т а р н ы х ц и к л и т о в / и II в один э л е м е н т а р н ы й ц и к л и т III (а) и з а м е щ е н и е по л а т е р а л и м е з о ц и к л и т а I—III э л е м е н т а р н ы м ц и к л и т о м IV (б). Д о н б а с с, свита c l j (по Ю. А. / К е м ч у ж н и к о в у [1960 г.]).

флоры, наличию диагенетических конкреций и т. п. с выделе нием литогенетических типов пород и реконструкцией ф а ц и а л ь ных обстановок их образования. Выделенные на этой основе мезоциклиты прослеживаются в пределах соответствующих ф а циальных зон до 200 км. При переходе к фациальным зонам кон тинентального склона и батиальной части бассейна число уста навливаемых циклитов I—II порядков резко сокращается,, однако более крупные циклиты III и IV порядков могут быть со поставлены. Д л я реализации этой корреляции необходимы ра боты по моделированию смены литогенетических комплексов в соответствии с общей фациальной зональностью бассейна се диментации [Силур Эстонии, 1970;


Силур Сибирской плат формы, 1979].

Монотонные карбонатные, сульфатно-карбонатные, кремнис то-сланцевые толщи, в которых заметных закономерностей пов торения сходных литологических разновидностей при полевых исследованиях не обнаруживается, т а к ж е могут расчленяться и сопоставляться при выявлении в них скрытой периодичности.

Она может быть установлена по особенностям геохимического распределения элементов (см. раздел 4.3) и соотношению поро дообразующих минералов. Так, в частности, Д. С. Кашиком в 1972 г. на основе анализа количественного распределения до ломита и кальцита в нижнепермских сульфатно-карбонатных отложениях северной части Московской синеклизы установлены и прослежены по площади циклиты I порядка мощностью 10— 20 и II порядка мощностью до 100 м. Выявление в этих цикли тах микрофаунистических зон позволяет определить их возраст и проводить корреляцию опорных скважин на расстоянии со тен километров.

94;

4.2.7. К О М П Л Е К С К Р И Т Е Р И Е В В Ы Д Е Л Е Н И Я И К О Р Р Е Л Я Ц И И МЕСТНЫХ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ П О Д Р А З Д Е Л Е Н И И Рассмотрев роль отдельных литологических характеристик, можно обобщить некоторые положения по комплексу критериев для выделения, прослеживания и корреляции местных страти графических подразделений.

Объем и границы местных стратиграфических подразделе ний (серий, свит), т а к ж е как и вспомогательных стратиграфи ческих подразделений (пачек и слоев), устанавливаются п о л и тологическим признакам и, как обобщение и интерпретация этих признаков, по ф а ц и а л ь н ы м особенностям. Палеонтологиче ская характеристика не определяет параметров этих подразде лений и используется для определения возраста, корреляции и в качестве одного из критериев прослеживания примерно изо хронных границ этих подразделений по площади, а т а к ж е для реконструкции фациальных обстановок, сопоставления с дру гими местными подразделениями, выявления длительности пе рерывов и пр.

Свита по объему определяется этапами геологического раз вития территории, соответствующими обычно стадиям геотекто нических циклов или этапам формирования осадочных серий, характеризующихся единством физико-географических условий образования. В связи с этим внутри свит не д о л ж н о быть угло вых и параллельных несогласий, хотя могут присутствовать скры тые перерывы. Единство фациальных обстановок осадконакоп ления при образовании свит не абсолютно и определяется -с учетом положения свит в седиментационных бассейнах. В цент ральных его частях в разные свиты д о л ж н ы быть выделены толщи осадков, например, глубокого шельфа, континентального склона, мелкого шельфа, в свою очередь дифференцированные по солености, климатическим признакам и т. д. Объединение их нежелательно.

В паралических областях в состав свиты могут включаться совершенно разнофациальные отложения — морские, лагунные, аллювиально-озерные и пр., объединенные цикличным строе нием разреза с определенной направленностью изменений. Ска занным определяются недостаточность одних петрографических признаков для выделения свит и необходимость учета слоис тости, конкреций, окраски, тафоценозов органических остат ков. Длительность формирования свит не регламентирована и может быть различной и соответствовать в общей стратиграфи ческой шкале подразделениям от нескольких зон до отдела, обычно же она близка подъярусу или ярусу.

При прослеживании свит по площади в тех случаях, когда все литологические признаки для проведения границ не меня ются и диахронность этих границ не устанавливается, они ус ловно считаются изохронными. Если при неизменности литоло 95;

о 'X.

'J •J VD U о ca 96;

гических особенностей отмечается возрастное скольжение в рам ках следующего по рангу более дробного подразделения общей шкалы, то это может быть отражено в стратиграфической схеме изменением возрастного индекса свиты.

Возрастного скольжения в полном объеме стратиграфиче ского диапазона свиты и более при неизменном литологическом составе практически не наблюдается (рис. 4.29).

Рассмотрим случаи изменения состава свиты по площади.

При выделении свиты на базе описания ее стратотипа д о л ж н ы быть четко определены ее диагностические особенности, сфор мулированы пределы их литолого-фациальной изменчивости.

Диагнозом свиты не может быть обобщенный тип отложений, например красноцветные песчаники, чередующиеся известня ки и доломиты и т. д. Необходима полная характеристика, до статочная для фациальной интерпретации, т. е. комплекс седи ментационных признаков: вещественный состав и характер сочетания пород, окраска, слоистость, конкреции, состав тафоце нозов и т. д. Главные определяющие признаки для различных толщ будут неодинаковы. Д л я паралических это будет направ ленность изменений в циклитах определенного порядка, в моно тонных терригенных толщах — маркирующие горизонты, выде ляющие крупные интервалы разреза, наличие растительных и животных остатков, иногда минералогические особенности, со став цемента, в карбонатных толщах — структурно-текстурные особенности, групповой состав фауны, тип тафоценозов и т. д.

Д л я определения латеральных границ свиты условно можно принять изменение количества определяющих типов пород напо ловину. Прослеживающиеся далее отдельные клинья этих по род могут выделяться у ж е в пределах другой свиты.

Подсвиты представляют собой части свит и в совокупности слагают полный ее разрез. Выделяются они т а к ж е по комп лексу седиментационных признаков, которые выдерживаются на значительной части площади распространения свиты.

4.3. Г Е О Х И М И Ч Е С К И Й М Е Т О Д Расчленение и корреляция отложений геохимическим мето дом основаны на изучении характера распределения и миграции химических элементов в земной коре. Основное внимание при этом уделяется выявлению в р а з р е з а х повышенных или пони женных концентраций отдельных химических элементов и гра ниц, отмечаемых резкими перепадами этих концентраций. При изучении литологически однородных толщ, в которых не наблю дается существенных изменений содержания химических эле ментов, не всегда удается расчленить разрез с достаточной сте пенью детальности. В этом случае определенную помощь может о к а з а т ь изучение изменения связей между химическими эле 7 Заказ Л» " ментами и образуемых ими ассоциаций [Бурков Ю. К., 1971].

Применение геохимического метода для расчленения и кор реляции отложений основано на учении о миграции, рассеянии и концентрации химических элементов в земной коре, основы которого изложены в работах В. М. Гольдшмидта, В. И. Вер надского, А. Е. Ферсмана, Н. А. Саукова, А. И. Перельмана и других. Одно из положений этого учения — представление о всеобщем рассеянии элементов в горных породах земной коры, на фоне которого повышенная концентрация отдельных элемен тов является закономерным (хотя и необязательным) резуль татом геохимической миграции атомов.

Характер миграции атомов, или их геохимическая подвиж ность, зависит от физико-химических свойств элементов и от внешних условий их миграции. Поскольку физико-химические свойства элементов практически постоянны, геохимическая спе циализация различных типов осадков, в ы р а ж е н н а я в различной тенденции элементов к накоплению, контролируется почти ис ключительно внешними условиями миграции. Если химические элементы расположить в ряд по миграционной способности, то при равных физико-химических условиях их миграции к а ж д ы й элемент будет занимать в этом ряду строго определенное по ложение [Страхов Н. М., 1962]. Изменение внешних физико химических условий влечет за собой изменение миграционной способности элементов и перестройку ряда их геохимической подвижности. Согласно Н. М. Страхову, р я д геохимической под вижности элементов в пределах данного геологического тела всегда о т р а ж а е т (хотя и в различной степени) условия форми рования этого тела. Отсюда следует принципиальная возмож ность выявления в разрезе на основе геохимических исследова ний различных по условиям формирования типов отложений и прослеживания этих отложений по латерали.

При разработке детальной стратиграфической основы гео химический метод играет, как правило, вспомогательную роль.

В к а ж д о м конкретном случае рациональность его применения и объем геохимических работ д о л ж н ы определяться с учетом результатов предшествующих исследований в пределах изучае мой территории. Наиболее эффективен геохимический метод при расчленении и корреляции внешне однородных осадочных толщ, слабо охарактеризованных органическими остатками.

К ним относятся морские сульфатно-карбонатные, кремнистые, вулканогенно-кремцистые, некоторые обломочные и другие от ложения. Начинать геохимическое изучение необходимо с наи более полных и хорошо изученных в стратиграфическом отноше нии опорных или типовых разрезов. Получение геохимической характеристики всех картируемых стратиграфических под разделений по типовым разрезам является необходимой осно вой для корреляции с ними менее изученных и менее полных 98;

разрезов. Геохимические характеристики стратиграфических подразделений должны, если это возможно, сопровождаться описанием других признаков (состава, характера слоистости и т. д.).

При решении стратиграфических задач изучение осадочных пород помимо расчленения осадочных толщ по геохимическим признакам преследует такие цели: выделение и прослеживание маркирующих геохимических горизонтов ( д а ж е если их пло щадное- распространение в пределах картируемой территории является ф р а г м е н т а р н ы м ), а т а к ж е корреляция одновозраст ных разнофациальных отложений. В последнем случае геохими ческие характеристики картируемых стратиграфических подраз делений д о л ж н ы быть получены для всех фациальных типов коррелируемых отложений.

Геохимическое изучение осадочных пород включает в себя:

1) опробование;

2) подготовку проб к аналитическим иссле дованиям и аналитическое определение содержания элементов в пробах;


3) математическую обработку первичной геохимиче ской информации и интерпретацию полученных результатов.

4.3.1. МЕТОДИКА О П Р О Б О В А Н И Я Корректность опробования в значительной мере определяет достоверность конечных результатов геохимического изучения.

П р и изучении разрезов частота отбора проб д о л ж н а соответ ствовать требованиям, предъявляемым к описаниям опорных и типовых разрезов. Она д о л ж н а обеспечивать достаточно обо снованное расчленение осадочных толщ по геохимическим при знакам, необходимую точность проведения геологических границ и надежную корреляцию отложений. Рекомендуемая средняя частота отбора геохимических проб по р а з р е з а м составляет 2—• 4 м. Однако необходимо учитывать, что равномерное распреде ление точек пробоотбора по разрезу в общем случае методи чески неверно. Точки пробоотбора д о л ж н ы сгущаться на участ ках сложного переслаивания и могут быть р а з р е ж е н ы при опробовании мощных макроскопически однородных осадочных толщ. Опробовать необходимо все разновидности пород. Пробы следует отбирать из литологически однотипных частей р а з р е з а (предпочтительнее из нижней части слоев).

При послойном геохимическом опробовании не следует огра ничиваться отбором только одной пробы из слоя, так как суще ственный интерес (например, при изучении характера циклич ности) может представлять изменение геохимической характе ристики породы в пределах слоя. Если мощность опробуемого слоя превышает 1,5—2 м, пробы рекомендуется отбирать из его нижней, средней и верхней частей. При частом однообраз ном переслаивании нескольких типов пород пробы отбирают из каждого типа породы, повторяя такое опробование через 2— 7* 4 м. Если границы между изучаемыми стратиграфическими под разделениями недостаточно четки, опробовать рекомендуется прежде всего центральные части этих подразделений. Пробы следует брать из наименее выветренных пород. Оптимальная масса штуфной пробы 50—100 г. Опробование должно сопро вождаться взятием образцов и сколков на шлифы для после дующего изучения минерального состава породы, степени и х а р а к т е р а ее изменения.

Поскольку при обработке первичной геохимической инфор мации используются методы математической статистики, мини мальное число проб из каждого выделенного стратиграфиче ского подразделения должно быть не менее 30. При менее представительном пробоотборе надежность получаемых резуль татов резко снижается.

4.3.2. А Н А Л И Т И Ч Е С К О Е О П Р Е Д Е Л Е Н И Е С О Д Е Р Ж А Н И Я Э Л Е М Е Н Т О В В ПРОБАХ Собственно аналитическому определению элементов в про бах предшествует пробоподготовка. После предварительного дробления (обычно до 2 мм) и истирания до размера 0,07 мм проба д о л ж н а быть тщательно отквартована и сокращена.

Этими операциями обеспечивается необходимая представитель ность всех параллельных навесок (в том числе и контрольных) при аналитическом определении концентраций химических эле ментов в пробе. Д л я некоторых типов пород (например,суль фатных, карбонатных, обломочных), химический состав которых сравнительно беден, более информативна не в а л о в а я геохими ческая характеристика, а геохимическая характеристика како го-либо минерального компонента (например, глинистой фрак ции). В этом случае в подготовку пробы к аналитическим ис следованиям входит и выделение из нее данного компонента.

Д л я аналитического определения содержания элементов в по родах и минералах наиболее широко используются различные полуколичественные и количественные методы эмиссионного и рентгеноспектрального анализов [Методические основы..., 1979, и др.], большим преимуществом которых является их экспрес сность. В последние годы все более широкое применение нахо дит и количественный атомно-абсорбционный анализ некоторых элементов (К, Na, Pb, Са, Mg, Sr, Au и др.). Полученную этими методами первичную геохимическую информацию рекоменду ется регистрировать на перфо- или магнитном носителе и ста тистически обрабатывать по унифицированным программам с использованием ЭВМ. Применяемый до сих пор простейший графический способ изображения геохимической информации в виде кривых распределения по разрезу коцентраций отдель ных химических элементов малоинформативен и для расчлене ния и корреляции осадочных толщ, как правило, недостаточен.

100;

4.3.3. (МАТЕМАТИЧЕСКАЯ ОБРАБОТКА И И Н Т Е Р П Р Е Т А Ц И Я П Е Р В И Ч Н О И ГЕОХИМИЧЕСКОЙ И Н Ф О Р М А Ц И И В задачи математической обработки первичной геохимиче ской информации входит прежде всего изучение корреляцион но-статнстических связей химических элементов и выявление на этой основе характерных ассоциаций и рядов геохимической подвижности элементов.

Геохимическая подвижность элементов может быть изучена с помощью многократного корреляционного статистического анализа [Бурков Ю. К., 1971]. Этот метод позволяет уточнить границы выделяемых стратиграфических подразделений и уста новить связь геохимической характеристики с условиями фор мирования каждого из этих подразделений, а следовательно, и с типичными д л я него визуально наблюдающимися признаками.

Д л я расчленения и корреляции осадочных толщ используются и другие методы математической обработки первичной геохими ческой информации (метод «скользящего окна», тренд-анализ, факторный анализ и т. д.).

Интерпретация результатов математической обработки пер вичной геохимической информации заключается в первую оче редь в сравнительном изучении геохимических характеристик выделенных стратиграфических подразделений. Если эти харак теристики достаточно отчетливо различаются и хорошо просле живаются в пределах рассматриваемой территории, они могут быть использованы для обоснования и корреляции картируемых стратиграфических подразделений.

В качестве примера использования геохимического метода можно привести результаты исследований, проведенных М. И. Л и т в а к о м и Ю. П. Ненашевым [1978 г.], которые на основе многократного корреляционного статистического анализа уточнили схему корреляции разрезов красноцветных терриген ных отложений позднепалеозойского возраста Тенизской впа дины (Центральный К а з а х с т а н ), расположенных на удалении от 40 до 200—300 км друг от друга. По литологическим особен ностям эти отложения ранее были расчленены на пять свит:

1) кирейскую (С 2 ) мощностью до 1400 м;

2) владимировскую (С 3 ) мощностью до 1500 м;

3) кайрактинскую ( P i ) мощностью до 1000 м;

4) кийминскую (Pi) мощностью до 1000 м и 5) шоп тыкульскую (Р 2 ) мощностью до 600 м.

Из каждого последовательного слоя этих свит (мощность выделенных слоев не превышала первых десятков сантиметров) отбиралось по одной штуфной пробе. Концентрации химических элементов в пробах определялись на основе эмиссионного спектрального анализа. Сложность корреляции рассматривае мых отложений обусловливалась прежде всего более высокой степенью их фациальной изменчивости в плане, нежели по раз резу. Д е л а в ш и е с я ранее попытки расчленения и корреляции 101;

этих отложений на основе статистической обработки геохими ческих данных не дали положительного результата.

Согласно предложенной М. И. Литваком и Ю. П. Ненаше вым методике сбора и обработки геохимической информации в выборку включались анализы пород различного грануломет рического состава. Д л я сопоставления использовались сводные геохимические формулы, полученные на основе многократного корреляционного статистического анализа (рис. 4.30).

В результате проведенного исследования были получены сле дующие геохимические характеристики красноцветных свит Тенизской впадины.

Кирейская свита. Отложения свиты по рекам Шабдар и Ку лан-Утпес характеризуются близкими сводными геохимическими формулами. Элементам, за исключением стронция и бария, свойственны однотипные корреляционные связи и сходное по ложение в ряду подвижности. Д л я разреза по р. Ш а б д а р ха рактерна низкая подвижность бария, а для разреза по р. Ку лан-Утпес — в ы с о к а я подвижность бария и резко пониженная' подвижность стронция. Таким образом, несмотря на некоторые геохимические различия, о т р а ж а ю щ и е фациальные особенности бассейна седиментации, полученные формулы в целом показы вают геохимическое сходство рассматриваемых разрезов корей ской свиты и могут быть использованы как для уточнения схемы корреляции, т а к и д л я палеофациальных реконструкций.

Владимировская свита. Геохимические формулы, получен ные для разрезов по рекам Ш а б д а р и Кулан-Утпес, весьма близки между собой, менее сходны д л я разрезов по рекам Ж а ман-Кайракты и Ж а к с ы - К а й р а к т ы. Геохимические характери стики для разрезов по рекам Ж а м а н - К а й р а к т ы и Ж а к с ы - К а й ракты, с одной стороны, и Ш а б д а р и Кулан-Утпес, с другой — существенно различаются, что затрудняет корреляцию влади мировской свиты. Усложняет корреляцию и сходство геохими ческих характеристик владимировской и кийминской свит соот ветственно в р а з р е з а х по рекам Ш а б д а р и Кулан-Утпес и ре кам Ж а м а н - К а й р а к т ы и Жаксы-Кайракты, а также геохимиче ское сходство кирейской свиты по рекам Кулан-Утпес и Ш а б дар с владимировской в р а з р е з а х по рекам Ж а м а н - К а й р а к т ы и Жаксы-Кайракты. Однако, затрудняя «прямую» корреляцию, эти особенности геохимической характеристики свит дают мате риал для палеофациальных построений.

Кийминская свита. Геохимические характеристики разрезов по рекам Ж а м а н - К а й р а к т ы и Ж а к с ы - К а й р а к т ы достаточно близки. Отмечается повышенная подвижность хрома, циркония и м а л а я подвижность ассоциации цинк — свинец — м е д ь — ко бальт. Близки по подвижности барий и стронций, что указывает, вероятно, на континентальные условия формирования пород кийминской свиты. Резкое различие геохимических характери стик кийминской и владимировской свит в этом районе позво 102;

ляет использовать их в \8лЗ\Км.2\ВлЛ\Км.1 I Вл.2 I Вл.1 [КрЛ\Кр.З целях корреляции разре зов, а т а к ж е сделать вы вод о том, что фациаль Хзоу^б^воу/^оу^оу^ ные обстановки в бассей не седиментации во вла димировское и киймин ское время в данном рай Х90У(в0Х оне существенно различа V5/ лись.

Рис. 4.31. Р а с с ч и т а н н ы е меры различия Чтобы проверить пра сводных геохимических ф о р м у л для поздне вильность полученных палеозойских красноцветных толщ Тениз выводов о сходстве и раз ской впадины (по Ю. К. Буркову, личии геохимических ха Ю. М. Б ы ч к о в у и др. [1978 г.]).

рактеристик верхнепалео Вл.1—Вл.4 — в л а д и м и р о в с к а я свита по р а з р е з а м :

Вл.1 — р. / К а м а н - К а й р а к т ы. Вл.2—р. Жаксы-Кай зойских красноцветных ракты, Вл.З — р. Ш а б д а р, Вл.4 — р. Кулан-Утпес:

Км.1, Км.2 — к и й м и н с к а я свита по разрезам: толщ Тенизской впадины, Км.1—р. Жаман-Кайракты, Км.,2 — р. Ж а к с ы М. И. Л и т в а к и Ю. II. Не К а й р а к т ы ;

Кр.З—Кр.4— к и р е й с к а я свита по раз резам: Кр.З — р. Ш а б д а р, Кр.4 — р. Кулан-Утпес.

нашев попытались коли чественно сравнить полу ченные геохимические формулы. З а основу сравнения были взяты следующие положения. Если в двух сопоставляемых фор мулах все связи между всеми элементами совпадают по знаку и интенсивности, то мера различия между этими формулами при нимается равной нулю. Если в двух сопоставляемых формулах возможное большинство связей различается по Знаку, то мера различия между этими ф о р м у л а м и принимается за 1 0 0 %. Ре зультаты соответствующих расчетов приведены на рис. 4.31.

Ц и ф р ы на пересечениях диагональных линий обозначают меру различия (в процентах) между соответствующими комплексами осадочных пород.

Р е з у л ь т а т ы количественного сравнения изученных авторами осадочных комплексов в целом подтвердили выводы, получен ные при непосредственном сравнении геохимических характе ристик и, кроме того, поставили под сомнение правильность проведения в разрезе границы кирейской и владимировской свит (с учетом геохимических данных объем владимировской свиты должен быть, по мнению авторов, несколько увеличен за счет верхов кирейской свиты). Таким образом, проведенное М. И. Л и т в а к о м и Ю. П. Ненашевым исследование показало, что на основе многократного корреляционного статистического анализа первичной геохимической информации можно получить в а ж н ы е дополнительные критерии расчленения и корреляции осадочных толщ. В принципе эти критерии могут быть исполь зованы при разработке стратиграфической основы для геологи ческих работ не только мелкого и среднего, но и крупного мас штаба.

104;

Другим примером использования в целях стратиграфии ме тода многократной корреляции, основанного на корреляцион ном статистическом анализе, может служить геохимическое ис следование разреза триасовых отложений Северо-Востока С С С Р, которое провели Ю. К. Бурков, Ю. М. Бычков, В. А. Гаврилова и А. Н. Олейников [1978 г.]. Д л я сопоставления меры страти графической информативности данных о концентрациях хими ческих элементов и сведений о связях между ними геохимически исследованы триасовые отложения по двум надстраивающим друг друга разрезам, один из которых расположен на р. Кенье личи, а" второй — на р. Сеймкан (бассейн р. Яны Охотской).

П р и обработке первичной геохимической информации метод многократной корреляции использовался в комплексе с извест ным методом «скользящего окна».

В изученных авторами р а з р е з а х по рекам Каньеличи и Сейм кан представлены все отделы и ярусы триаса. Нижний отдел триаса (мощность около 1500 м ) — и н д с к и й и оленёкский ярусы — представлен здесь темно-серыми глинистыми сланцами, аргиллитами и мелкозернистыми песчаниками с редкими про слоями известняков. Средний отдел (мощность до 1400— 1500 м ) — а н и з и й с к и й и ладинский ярусы — сложен серыми мелкозернистыми песчаниками и аргиллитами с прослоями алевролитов и песчано-глинистых сланцев. В верхнем отделе (мощность 300—350 м), представленном карнийским и норий ским ярусами, преобладают песчанистые аргиллиты;

верхний, монотисовый, горизонт норийского яруса сложен ракушечни ком мощностью 7—12 м.

Штуфные пробы по обоим р а з р е з а м отбирались по возмож ности равномерно (положение точек опробования показано на рис. 4.32). С о д е р ж а н и я химических элементов определялись на основе эмиссионного спектрального анализа исключительно в глинистых сланцах и аргиллитах.

После предварительного анализа первичных аналитических д а н н ы х для более детального рассмотрения были отобраны Be, Ва, Си, Li, Pb, Ni, Sr, Zr, характер связей которых в пределах р а з р е з а изменялся наиболее существенно. Было установлено, что бериллий и свинец распределены по разрезу весьма равно мерно и не имеют сколько-нибудь значительных перепадов кон центраций и их дисперсий, которые можно было бы использо вать в целях стратиграфии. Л и ш ь незначительные и нечеткие отклонения содержаний от среднего уровня отмечались у меди и никеля. Более дифференцированно распределен по разрезу стронций. В районе границы среднего и верхнего отделов три аса концентрации стронция и их дисперсии достигали макси мальных значений. Непосредственно выше максимума зафикси ровано резкое снижение концентраций этого элемента. Еще бо лее дифференцированно распределен барий, однако в пределах большей части разреза концентрации этого элемента изменя 105;

1С Q.

U U и и I К г § 2 о, f- cf я IIя п.

I 15.

я g X О з а СО тр' S О.

106;

лись настолько плавно, что использовать их в целях расчле нения разреза было затруднительно. Цирконий дал отчетливый максимум концентраций, почти в точности соответствующий максимуму в зоне P a r a p o p a n o c e r a s (Т 2 а 2 ). Однако наиболее информативную с точки зрения стратификации картину рас пределения концентраций по разрезу д а л литий (рис. 4.32).

Характер распределения концентраций элементов и их дис персий позволил выделить ряд геохимических рубежей, кото рые могут быть использованы для расчленения разреза. Од нако интерпретация этих данных была осложнена тем, что боль шинство выделенных на графиках аномалий, во-первых, имело нечеткие, расплывчатые контуры, во-вторых, не совпадало на разрезе друг с другом, если эти аномалии были установлены для различных химических элементов, и, в-третьих, лишь в еди ничных случаях установлены резкие отчетливые границы, ко торые можно использовать д л я целей стратиграфии. Резуль т а т ы этого исследования т а к ж е приведены на рис. 4.32.

Зачерненные площади соответствуют на графике частям разреза, в пределах которых происходила перестройка ассоци аций элементов. Ширина зачерненных участков (по горизон там) пропорциональна количеству элементов, изменивших знак •своих связей с остальными элементами (при неизменности свя зей между последними). Промежутки между зачерненными площадями отвечают геохимически стабильным частям разреза, в пределах которых знак связей между элементами не изме нялся.

П р и н и м а я во внимание только наиболее интенсивные изме нения характера связей между химическими элементами, ав торы выделили в пределах изученного разреза шесть интерва лов (рис. 4.32).

1. Интервал весьма высокой геохимической стабильности (пробы № 1—21).

2. Интервал, в пределах которого не отмечается никаких изменений характера связей между химическими элементами (пробы № 22—31).

3. Интервал меньшей стабильности в геохимическом отно шении по сравнению с предыдущими;

встречаются маломощ ные горизонты, в пределах которых один, два, редко три хи мических элемента изменяют свое положение в пределах ассо циаций (пробы № 32—80).

4. Зона высокой геохимической нестабильности;

каждая проба, в з я т а я в ее пределах, о т р а ж а е т резкую перестройку ти пов связей между большинством химических элементов (пробы № 8 1 — 102).

5. Интервал, в достаточной степени стабильный в геохими ческом отношении, в низах и верхах о т р а ж а ю щ и й частичную перестройку характера связей между элементами в ассоциа циях (пробы № 103—134).

107;

6. Этот интервал рассекается серией горизонтов, в пределах которых происходят довольно интенсивные перестройки^ харак тера связей между химическими элементами (пробы N° 135— 181).

Таким образом, исследование изменений характера корре ляционных связей между химическими элементами в рассмат риваемом разрезе триаса позволило расчленить разрез и вы делить в нем геохимические горизонты, которые могут быть ис пользованы в целях корреляции. При этом подтвердилось, что изучение типов ассоциаций химических элементов при расчле нении осадочных толщ имеет определенные преимущества по сравнению с изучением распределения концентраций (и их дис персий) отдельных химических элементов. Все выделяемые на основании изучения ассоциаций геохимические границы имеют достаточно четкие очертания, что позволяет устанавливать их в разрезе «с точностью» до одной пробы. Кроме того, иссле дование ассоциаций химических элементов позволяет: расчле нять разрезы с любой заданной степенью детальности, устанав ливая участки, разделенные зонами, в пределах которых большинство химических элементов изменяет свои связи;

подраз делять эти участки на более мелкие горизонты «второго по рядка», разделяемые пачками, в пределах которых изменяет связи лишь часть химических элементов и т. д. Наконец, иссле дование ассоциаций дает возможность получать сведения о хи мическом поведении большого числа элементов в предельно «свернутой» форме, что в значительной мере облегчает стра тиграфическую интерпретацию материала.

4.4. К Л И М А Т О С Т Р А Т И Г Р А Ф И Я Под климатостратиграфией понимается система приемов и методов палеоклиматических реконструкций, предназначенных для дробного (внутриярусного) стратиграфического расчлене ния н межрегиональной корреляции осадочных образований.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.