Маркирующие горизонты (МГ)

По Стратиграфическому Кодексу (2006, с. 32), «маркирующий горизонт — широко распространенные и фиксируемые на определенном стратиграфическом уровне относительно маломощные отложения (пачка, слой), выделяемые, как правило, в полевых условиях на основании особенностей слагающих их пород, наличия остатков определенных организмов и их скоплений (как характерных признаков породы) или других признаков, заметно отличающих данный горизонт от подстилающих и перекрывающих отложений. Маркирующие горизонты могут отражать геологически кратковременные события, если последние выражены в особенностях вещественного состава пород (например, выпадение вулканических пеплов и т. п.).

Маркирующие горизонты используются при крупно- и среднемасштабном геологическом картировании и корреляции местных разрезов и стратонов».

На них основана структурная съемка. Однако особенно велико их значение в стратиграфии. С помощью МГ возможно расчленение мощных толщ (пример — каменноугольная толща Донбасса), причем выделенные стратоны в этом случае имеют строго определенные границы. В то же время, используя МГ возможна и детализация разрезов отдельных свит.

Наибольший интерес представляют те МГ, которые протягиваются через толщи различного литологического состава, как это отмечается для бентонитовых или конкреционных прослоев. В этом случае они являются важным инструментом для межфациальных корреляций (рис.5.2).

Особое значение при литостратиграфических построениях имеет полнота сведений о разрезе, поскольку прослеживание подразделений, основанных на определенных признаках вещественного или минерального состава, выполнимо лишь при возможности фиксации этих признаков в каждом конкретном обнажении или скважине. Действительно, картируя какой-либо открытый район, геолог без труда будет отличать, например, последовательно залегающие толщи зеленых и черных глин и выделит их в соответствующие свиты.

 

Рис. 5.2. Примеры корреляции с помощью маркирующих горизонтов (Крумбейн, Слосс, 1960): а – корреляция разнофациальных отложений; б – установление изохроной подошвы свиты по маркирующему горизонту черных сланцев.

1 – известняк Мэдисон; 2 – сланец Трифоркс; 3 – доломитовая свита; 4 – свита известняка; 5 – ангидрит Потлатч. (рис. 5.4. из Степанов, Месежников, 1979, с. 107).

 

В закрытом районе об этой же части разреза удается судить только по данным каротажа скважин. При этом каротаж не покажет существенных отличий при переходе от черных глин к зеленым. Поэтому, в закрытом районе для расчленения глинистой толщи будет использован выдержанный прослой известняка, залегающий в нижней части черных глин, и представляющий собой четкий электрокаротажный репер. Таким образом, недостаток информации приведет к тому, что в одной и той же толще будут выделены свиты, отличающиеся как по объему, так и по признакам, на основании которых они устанавливаются. В результате разрезы двух смежных районов, совершенно аналогичные по строению, окажутся несопоставимыми.

«Между тем выделение литостратиграфических подразделений, основанных не на одних и тех же признаках, — явление достаточно широко распространенное. Зачастую оно обусловлено не столько разным уровнем информации, сколько большим числом признаков, которые могут быть положены в основу расчленения разрезов на отдельных участках…

…Предположим, однако, что в ряде разрезов какого-либо региона литостратиграфические подразделения выделены однозначно. Их прослеживание по всей территории вновь выдвигает перед геологом ряд проблем. Основная из них связана с фациальными замещениями и особенностями седиментации. Прослеживание по простиранию любого литологического тела показывает, что рано или поздно оно сменяется по латерали другим телом. Эта смена может быть резкой, если она обусловлена тектоническим контактом или размывом, или постепенной, путем плавного уменьшения мощности и расклинивания пачек с образованием языков. К.Данбар и Дж.Роджерс (1962) предложили модель этого явления (рис. 5.3).

Участки Х и Z характеризуются своими наборами свит, разрез участка Y (промежуточного между Х и Z) имеет сходство с разрезами обоих этих участков, но, кроме того, здесь появляются и свои лито логические тела (пески S ), а главное новые соотношения между различными литологическими пачками. Так, например, на участке Х известняки образуют единую свиту Н, а на участке Y эта свита расклинивается на известняки НиV, между которыми появляются глины W , и т. д. Если рассматривать участки X, Y и Z изолированно, то для каждого из них, по сути, придется создавать собственную литостратиграфическую схему, что затруднит сопоставление этих участков и заставит геологов запоминать бесконечное количество собственных названий. Однако если изучить разрезы, промежуточные между рассмотренными участками, то количество выделяемых свит может существенно сократиться, а их соотношения стать более определенными. В частности, средняя глинистая толща может рассматриваться, как серия N , включающая на участках Х и Y свиты G , Е и В и ряд клиньев ( W , U , R ).

 

Рис. 5.3. Гипотетическая схема соотношения литостратиграфических единиц, обусловленная фациальными изменениями (по Данбару, Роджерсу, 1962). (рис. 5.8. из Степанов, Месежников, 1979, с. 112).

 

Следующий признак, по которому могут различаться образования, даже без их аналитического исследования, является цвет. Часто именно окраска пород позволяет картировать выделенные литостратоны.

Одним из традиционных методов определения минералогических особенностей горных пород является петрографический, минераграфический (для руд) и минералогический (для рыхлых). Современные прецизионные аналитические методы позволяют устанавливать количественные соотношения минеральных фаз в поликомпонентных горных породах. А такими образованиями являются практически все горные породы (исключение – писчий мел). Методом рентгеновского количественного фазового анализа в 90-е годы прошлого столетия был выявлен новый тип верхнемеловых кремнисто-карбонатных пород – цеолитсодержащие мергели и опоки. Содержание цеолита группы гейландита-клиноптилолита достигает в них 30%. В сантонских отложениях на юго-востоке Русской плиты выделены отдельные прослои, в которых преобладающей минеральной фазой является клиноптилолит. Остальные минеральные фазы в этих слоях присутствуют в меньших количествах. Эти породы называются цеолититами. Подстилаются и перекрываются она породами, в которых цеолит уже не является преобладающей фазой, хотя он и присутствует в значительных количествах. Эти породы названы глинами цеолитовыми, мергелями цеолитистыми и т.п.

Основной предпосылкой использования минералогического состава пород для их корреляции явилось представление о смене во времени источников терригенного материала. То есть состав минералов (главным образом минералов тяжелой фракции) слоя горной породы, должен указывать на состав разрушаемых изверженных и метаморфических пород в отрезок времени, который отвечает времени формированию данного слоя (Батурин, 1947). Отсюда следует вывод, что определенный состав минералов тяжелой фракции может указывать на время формирования осадочных пород. Эти вполне логичные предпосылки, однако, в геологической практике реализуются не столь прямолинейно.

«…Основным источником обломочного материала при формировании осадочных толщ фанерозоя служат более древние, но тоже осадочные толщи. Естественно, что одни и те же мине ралы могут попасть в слой и из размываемого во время его образования гранитного массива и из эродируемого более древнего пласта песчаника. Таким образом, временные корреляции по терригенным компонентам не всегда являются достаточно обоснованными. Далее, формирующаяся осадочная толща может иметь не один, а несколько источников питания, и тогда минералогический состав сравнительно одновозрастной свиты будет существенно меняться.

Результаты анализов терригенных компонентов оказываются достаточно эффективными при сопоставлениях изолированных выходов континентальных или бедных палеонтологическими остатками морских толщ…

…Показательна в этом отношении история установления юрско-меловой границы в континентальных угленосных отложениях Западной Якутии. Эта граница была установлена в немногочисленных разрезах на основании изучения флористических комплексов. В этих же разрезах в нижнемеловых слоях было выявлены повышенные содержания эпидота. Эта закономерность послужила основанием проводить границу юры и мела в подошве «эпидотового горизонта» и в других разрезах, плохо охарактеризованных флорой. Впоследствии, по мере накопления материала выяснилось, что нижнемеловая флора в ряде разрезов найдена ниже подошвы «эпидотового горизонта», который, таким образом, потерял значение хроностратигра фического маркера.

Принципиально возможны и иные способы использования для стратиграфической корреляции результатов и минералогических и гранулометрических анализов, в частности корреляция по типоморфным особенностям минералов или соотношению различных фракций. Однако применение всех этих методов всегда ограничивается жестким фациальным контролем.

Аналогично и использование ряда геохимических показателей, в частности содержания и соотношения определенных элементов. Благодаря широкому внедрению спектроскопии геологи получили возможность массового и оперативного определения содержания химических элементов в породе» (цит. по Степанов, Месежников, 1979, с. 118-122). На изучении характера распределения и миграции элементов в земной коре основан геохимический (хемостратиграфический) метод. В настоящее время данный метод находится в стадии зарождения для использования в стратиграфии, хотя во многих науках геологического цикла геохимия занимает весьма почетное место. При разработке детальной стратиграфической основы применение геохимического метода сводится к установлению и прослеживанию какого-то интервала разреза, обогащенного определенным химическим элементом (или комплексом элементов), и привязке его в подразделениям МСШ. Наиболее известным примером является выделение глобального «иридиевого горизонта» на границе меловой и палеогеновой систем. Его образование связывается с метеоритной катастрофой, случившейся 65,5 млн. лет назад, повлекшей глобальный биотический кризис, массовые вымирания биоты. Иридиевая аномалия, установленная на границе мела и палеогена, является тем руководящим событием, которое рекомендовано МКС для проведения глобальной ярусной границы палеогена. Стратотипом нижней границы дания выбран разрез «Эль Кеф» в Тунисе. В этом разрезе мощность иридиевых глин достигает 0,5 м. Это наиболее изученный и доступный разрез из известных пограничных разрезов мела-палеогена от Бразилии до Туркмении и от Дании до Северной Африки.