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 |   ...   | 10 | 11 || 13 | 14 |

«МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО НЕДРОПОЛЬЗОВАНИЮ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ ...»

-- [ Страница 12 ] --

Наиболее полные разрезы тиманского и саргаевского горизонтов (соответственно тиман ская и устьярегская свиты) расположены на Южном Тимане. Тиманская свита подразделяется на нижнюю (вскрытая скважинами и нефтешахтами) и верхнюю (обнажения 18, 13, 13А, 14 на правом берегу р. Ухта, выше устья р. Ярега) подсвиты. Для решения поставленного вопроса наиболее важен разрез обн. 14, где представлены пограничные отложения тиманской и устья регской свит. А.И. Ляшенко (1973) при описании этих свит не указал точное положение их гра ницы, отметив только постепенный характер перехода между ними. Поэтому в обн. 14 граница тиманской и устьярегской свит разными исследователями проводится на различных уровнях (Иванов, 1990;

Кузьмин, 1995;

Опорные…, 1997).

Так, А.О. Иванов (1990), определив комплекс ихтиофауны в базальной части обн. 14, характерный для низов саргаевского горизонта, границу свит предложил проводить в основа нии обнажения. Конодонты в этой части разреза не были найдены. Выше по разрезу обн. описаны комплексы конодонтов, сходные с комплексом конодонтов верхнетиманской под свиты в обн. 18, 13А, но c учетом преобладания в них вида Polygnatus lanei, они могут быть отнесены уже к зоне Lower asymmetricus. В кровле обн. 14 в составе конодонтового комплекса установлен Ancyrodella rotundiloba – вид-индекс зоны Lower asymmetricus. В комплексе также присутствуют виды Ancyrodella binodosa и A. soluta, появляющиеся в более древних отложениях, и виды A. rugosa, A. alata, указывающие на корреляцию этой части устьярегской свиты уже с верхней частью зоны Lower asymmetricus. А.В. Кузьмин (1995, с. 119) делает вывод о том, что «нижняя граница конодонтовой зоны Lower asymmetricus и соответственно нижняя граница верхнего девона… должны находиться внутри тиманской свиты (тиманского регионального горизонта)».

В настоящее время стратиграфический интервал – верхняя часть тиманского и нижняя часть саргаевского горизонтов – коррелируется с конодонтовой зоной Polygnatus pennatus – P. lanei. Привязка конодонтового комплекса мелководной фации к стандартной шкале пока остается не ясной, а следовательно, не установлен и уровень стандартной нижней границы франского яруса (Ovnatanova, Kononova, Menner, 2005).

Палиноспектры, изученные из обн. 14, имеют сходный таксономический состав. В них до минируют (40–50 %) споры археоптерисовых Geminospora micromanifesta (Naumova) Arkh. и др.

и споры с тонким пленчатым периспорием (20–30 %), по-видимому, плауновидных растений Calyrtosporites krestovnikovii (Naumova) Oshurk., C. bellus (Naumova) Oshurk., S. domanicus (Naumova) Oshurk., Densosporites sorokinii Obukh., D. meyeriae Teln., Cristatisporites triangulatus (Allen) McGregor et Camfield, Hymenozonotriletes argutus Naumova. Остальные таксоны миоспор в палиноспектрах имеют небольшое (ед. 5 %) процентное содержание, среди них Acanthotriletes eximius Naumova, A.

bucerus Tchib., Ancyrospora laciniosa (Naumova) Mantsurova, Archaeozonotriletes timanicus Naumova, A. variabilis Naumova, A. variabilis Naumova var. insignis Sennova, A. accretes Tchib. и др. Во всех па линоспектрах встречены (ед. 2 %) монолетные споры Archaeoperisaccus verrucosus Pashk.

В известняках, залегающих в кровле обн. 14, палиноспектр имеет обедненные таксоно мический и количественный составы. Палиноспектр отличается от спектров из нижележащих отложений появлением новых видов миоспор Archaeoperisaccus menneri Naumova и Cristatisporites pseudodeliquescens, более характерных для позднефранских палинокомплексов. Сходный по таксономическому составу и процентному содержанию миоспор комплекс был выделен из об разцов обн. 27 на правом берегу р. Ухта в 0,3 км выше устья р. Яреги. Установленный палино комплекс можно уверенно сопоставить с комплексом миоспор из саргаевского горизонта. Этот палинокомплекс прослежен и в других районах Тимано-Печорского региона (Тельнова, 2007).

Анализ распространения спор в палинокомплексах позднетиманского-саргаевского воз раста свидетельствует об отсутствии скачкообразного характера изменения флоры на границах стратиграфических подразделений. Споры археоптерисовых в палиноспектрах живетско-фран ского времени постепенно становятся доминирующей группой. В отложениях верхней части тиманского горизонта появляются споры, по-видимому, плауновидных, которые позже, в позд нефранское время, формируют вторую доминирующую группу. Появление этих спор можно Материалы III Всероссийского совещания рассматривать в качестве фитостратиграфического рубежа, соответствующего уровню границы живетского и франского ярусов.

Параллельно с палинологическими исследованиями образцов из обн. 14 были проведены рентгенодифракционный анализ глинистой фракции (дифрактометр Shimadzu XRD-6000) и определение изотопного состава углерода и кислорода карбонатных глин и известняка.

Фазовый состав глин достаточно однообразен. Среди слоистых силикатов преобладают ка олинит и иллит (гидрослюда), сопровождающиеся слабоупорядоченными смешанослойными фазами (иллит-смектит и иллит-хлорит). По-видимому, хлорит образовался при хлоритизации иллита через смешанослойные фазы. Хлорит характеризуется уширенными малоинтенсивными рефлексами и присутствует в относительно небольшом количестве. Все образцы содержат кварц.

Однообразная ассоциация глинистых фракций пород пограничных тиманско-устьярегских от ложений Ухтинского района позволяет предположить относительную стабильность климати ческих условий в этом временном интервале. А преобладание каолинита в составе глин может свидетельствовать о теплом гумидном климате.

Для измерения 13Скарб и 18Oкарб использовалось устройство пробоподготовки Gas BenchII, соединенное с масс-спектрометром ThermoFinnigan Delta V Advantage. Величины 13С и 18O представлены в ‰ относительно V-PDB. Точность значений 13С и 18O ±0,15 ‰. Исследо ванные образцы имеют хорошую сохранность, только три из них претерпели значительные постседиментационные изменения при воздействии обогащенных железом метеорных вод.

Отложения верхней части разреза характеризуются относительно низким и однородным со держанием Cорг, варьирующим от 0,08 до 0,44 %. В нижней части присутствуют глины, богатые органическим веществом (Сорг), содержание которого достигает 0,92 %.

Незначительное «облегчение» карбонатных пород из обн. 14 по углероду (13С 3–0 ‰) в сравнении со значениями 13С 1–4,5 ‰ глубоководных морских отложений из пограничных живетско-франских отложений Центральной и Южной Европы (Buggisch, Joachimski, 2006), возможно, произошло при поступлении органического вещества во время диагенеза в относи тельно мелководных условиях (Kump, Arthur, 1999).

На кривой изменения величин 13С наблюдается положительный экскурс с амплитудой около 2 ‰, в котором 13С изменяется от –2,9 до –0,6 ‰, постепенно приближаясь к 0 ‰. По добные положительные экскурсы с амплитудами 2–3‰ отмечаются в этом стратиграфическом интервале на юге Западной Сибири (Изох, 2009), в Центральной, Южной Европе и Австралии (Buggisch, Joachimski, 2006), а значит, имеют глобальную природу.

Работа поддержана Программой РАН (12-П-5-1015).

Иванов А.О. Снетогорский комплекс ихтиофауны Главного девонского поля и его биостратиграфи ческое значение // Вестник ЛГУ. 1990. Серия 7. Вып. 1. – С. 94–98.

Изох О.П. Изотопный состав кислорода, неорганического и органического углерода верхнедевонских карбонатных отложений юга Западной Сибири. Автореф. дис.... канд. геол.-минер. наук. – Новосибирск, 2009. – 19 с.

Кузьмин А.В. Нижняя граница франского яруса на Русской платформе // Стратиграфия. Геологиче ская корреляция. 1995. Т. 3. № 3. – С. 111–120.

Ляшенко А.И. Брахиоподы и стратиграфия нижнефранских отложений Южного Тимана и Волго Уральской нефтегазоносной провинции. – М.: Недра, 1973. – 280 с. (Труды ВНИГНИ. Вып. 134).

Овнатанова Н.С., Кононова Л.И. Корреляция верхнедевонско-нижнетурнейских отложений европей ской части СССР по конодонтам // Сов. геология. 1984. № 8. – С. 32–42.

Опорные разрезы франского яруса Южного Тимана: Путеводитель полевой экскурсии / Под ред.

Ю.А. Юдиной, М.Н. Москаленко. – СПб.: ВНИГРИ, ТПО, 1997. – 80 с.

Тельнова О.П. Миоспоры из средне-верхнедевонских отложений Тимано-Печорской провинции. – и биособытия Екатеринбург: УрО РАН, 2007. – 136 с.

Халымбаджа В.Г. Конодонты верхнего девона востока Русской платформы, Южного Тимана, По лярного Урала и их стратиграфическое значение. – Казань: КГУ, 1981. – 212 с.

Buggisch W., Joachimski M. Carbon isotope stratigraphy of the Devonian of Central and Southern Europe // PPP. 2006. Vol. 240. – P. 68–88.

Kump L.R., Arthur M.A. Interpreting carbon-isotope excursions: carbonates and organic matter // Ghem.

Geol. 1999. Vol. 161. – P. 181–198.

Ovnatanova N.S., Kononova L.I., Menner V.V. The correlation of the Upper Devonian regional stages of the East European Platform with standart and local conodont zonal scales // The Sixth Baltic Stratigraph. Conf. – Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео St. Petersburg, 2005. – P. 93–94.

А.В. Тимохин СТРАТИГРАФИЯ ВЕРХНЕГО ОРДОВИКА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ Полевые работы 2008–2009 гг. в стратотипических районах баксанского и долборского гори зонтов дали возможность кардинально пересмотреть диапазон распространения существующих зональных видов, по крайней мере, как они представлены в существующей региональной стра тиграфической схеме (Решения…, 1983;

Каныгин, Ядренкина, Тимохин и др., 2007). Изучены стратотипические выходы устьстолбовой и мангазейской свит и соответственно гипостратотип чертовского и стратотип баксанского горизонтов.

Гипостратотип чертовского горизонта определен как нижняя часть мангазейского яруса на правом берегу П. Тунгуска в 1,5 км ниже р. Листвяжная в объеме слоев, содержащих брахио поды Mimella panna (Никифорова, Андреева, 1961) (таблица). Разрез горизонта заканчивался линзой органогенного известняка, содержащего Mimella panna и Isalaux stricta. Характерные для вышележащего баксанского горизонта остракоды Parajonisites notabilis впервые появляются непосредственно ниже этого прослоя. Гипостратотип чертовского горизонта неоднократно из учался (Марков, 1970;

Москаленко, 1973;

Каныгин и др., 1977;

Розман, 1979). Уточнена нижняя граница чертовского горизонта и мангазейского яруса (Каныгин и др., 1977) и рассмотрен ва риант проведения нижней границы баксанского горизонта по первому появлению Parajonisites notabilis, но объем чертовского горизонта авторами принимался традиционно. К сожалению, в последующих работах и в региональной стратиграфической схеме ордовика Сибирской плат формы объем чертовского горизонта в гипостратотипическом разрезе и его взаимоотношение с баксанским горизонтом не были уточнены.

Баксанский горизонт был выделен О.Н. Андреевой (Андреева, 1959) как верхняя часть ман газейского яруса (в дальнейшем переведенного в региональной стратиграфической схеме в ранг надгоризонта) (Решения..., 1983).

Фаунистическая охарактеризованность отложений, относимых к чертовскому, баксанскому и долборскому горизонтам, очень высока и включает такие ведущие группы, как брахиоподы, трилобиты, остракоды, конодонты и многие другие. Фактически ведущей группой при обосно вании границ этих горизонтов при принятии региональной стратиграфической схемы в силу ряда объективных обстоятельств были брахиоподы. Зональные подразделения, выделенные по основным группам фауны (Розман, 1979;

Ядренкина, Каныгин, Москаленко и др., 1978) при изучении стратотипических разрезов, в эту схему не вошли. Ниже приводится схема сопостав ления зональных подразделений этих стратиграфических уровней.

Применительно к трилобитам следует обратить внимание, что подошва зоны Bumastus sibiricus совпадает с нижней границей брахиоподовой зоны Boreadorthis asiatica и основанием долборского горизонта, а начало зоны Dolborella plana несколько ниже основания долборского горизонта в рисовке 1978 г. Повторные послойные сборы в стратотипических разрезах по рекам Схема сопоставления зональных подразделений верхнего ордовика Сибирской платформы Материалы III Всероссийского совещания * Названия комплексных зон приведено условно, так как в работе они имеют только порядко вые номера. В характеристику комплекса входят такие группы фауны, как брахиоподы, пелециподы, мшанки, ругозы, головоногие, криноидеи, остракоды.

П. Тунгуска и Столбовая, с одной стороны, подтвердили, что первые находки зонального вида Dolborella plana фиксируется в верхней части баксанского горизонта, с другой, существенно опу стили нижнюю границу зоны Bumastus sibiricus до уровня основания зоны Dolborella plana, при этом положение зоны Boreadorthis asiatica не изменилось. Данное взаимоотношение зональных видов по этим группам фауны четко прослеживается во всех стратотипических разрезах этого района. В стратотипическом разрезе мангазейского надгоризонта, гипостратотипе баксанского горизонта Bumastus sibiricus и Dolborella plana найдены в 10 м ниже кровли баксанского гори зонта, т. е. границы между мангазейской и долборской свитами. В стратотипическом разрезе р. Столбовая в 4,5 км выше устья этот комплекс найден в 8 м ниже кровли обнажения и в 9 м ниже кровли баксанского горизонта во втором стратотипическом разрезе р. Столбовая (в 3 км ниже р. Кулинна).

Из баксанской части разреза по р. Большая Нирунда (левый берег р. Б. Нирунда в 3 км ниже устья р. Дулькума), подробно описанных в работах Х.С. Розман и А.Г. Ядренкиной (Москален ко, Ядренкина, Семенова и др., 1978;

Розман, 1979), определены Bumastus sibiricus, находки же вида Dolborella plana в этом разрезе приведены в работе Х.С. Розман.

В скв. Гаиндская-3 (Ядренкина и др., 1991;

Каныгин и др., 2007) в отложениях, относимых к баксанскому горизонту, найдены Bumastus sibiricus (275,4–286,2 м) и Dolborella plana (269,1– 275,4 м), что как минимум на 25 м ниже границы баксанского и долборского горизонтов, про водимой в этой скважине.

Представляется необходимым:

– изменить диапазон трилобитовой зоны Isalaux, проведя условно верхнюю границу этой зоны выше границы чертовского и баксанского горизонтов;

– изменить диапазон трилобитовой зоны Bumastus sibiricus, проведя нижнюю границу этой зоны ниже границы баксанского и долборского горизонтов;

– совместить нижние границы зон Dolborella plana и Bumastus sibiricus;

и биособытия – пересмотреть проведение границы между баксанским и долборским горизонтами в стра тотипе загорнинской свиты на р. Кулюмб.

Андреева О.Н. Стратиграфия ордовика Ангаро-Окинского района // Материалы по геологии и по лезным ископаемым Сибирской платформы. – Л., 1959. – С. 79–108.

Каныгин А.В., Москаленко Т.А., Ядренкина А.Г., Семенова В.С. О стратиграфическом расчленении и корреляции среднего ордовика Сибирской платформы // Проблемы стратиграфии ордовика и силура Сибири. – Новосибирск: Наука, 1977. – С. 3–43.

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Каныгин А.В., Ядренкина А.Г., Тимохин А.В. и др. Стратиграфия нефтегазоносных бассейнов Сибири.

Ордовик Сибирской платформы. – Новосибирск: Изд-во «Гео», 2007. – 269 с.

Москаленко Т.А. Конодонты среднего и верхнего ордовика Сибирской платформы. – Новосибирск:

Наука, СО, 1973. – 114 с.

Москаленко Т.А., Ядренкина А.Г., Семенова В.С., Ярошинская А.М. Ордовик Сибирской платформы.

Опорные разрезы верхнего ордовика (биостратиграфия и фауна). – М.: Наука, 1978. – 164 с.

Никифорова О.И., Андреева О.Н. Стратиграфия ордовика и силура Сибирской платформы и ее пале онтологическое обоснование. – Л.: Гостоптехиздат, 1961. – 412 с.

Решения Всесоюзного стратиграфического совещания по докембрию, палеозою и четвертичной си стеме Средней Сибири. Ч. I. – Новосибирск: Изд-во СНИИГГИМС, 1983. – 216 с.

Розман Х.С. Описание разрезов верхнего ордовика Средней Сибири // Фауна ордовика Средней Сибири. – М.: Наука, 1979. – С. 5–37.

Тесаков Ю.И., Каныгин А.В., Ядренкина А.Г. и др. Ордовик севера-запада Сибирской платформы. – Новосибирск: Изд-во «Гео», 2003. – 364 с.

Ядренкина А.Г., Каныгин А.В., Москаленко Т.А., Семенова В.С. Стратиграфическое расчленение ор довикских отложений Сибирской платформы // Новые материалы по стратиграфии и палеонтологии Сибири. – Новосибирск, 1978. – С. 42–54.

Ядренкина А.Г., Абаимова Г.П., Сычев О.В. и др. Ордовик Гаиндинской площади (юго-запад Сибир ской платформы) // Стратиграфия и главнейшие события в геологической истории Сибири. – Ново сибирск, 1991. – С. 43–50.

И.Г. Тимохина, О.А. Родина УТОЧНЕНИЕ ВОЗРАСТА ГЛУБОКИНСКИХ ИЗВЕСТНЯКОВ ВЕРХНЕГО ДЕВОНА В РАЗРЕЗЕ «РИФ»

СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЫ КУЗБАССА На северо-западной окраине Кузнецкого бассейна верхнедевонские отложения широко развиты и представлены нормально морскими отложениями. Наиболее полный разрез рас положен на северо-западе от г. Кемерово, по правому берегу р. Томь, между пос. Известковый Завод и с. Колмогорово. Составной его частью является разрез, известный в литературе как «Глубокинский риф», или «Риф», который представляет собой скальные выходы массивных и слоистых известняков франского возраста ниже устья руч. Нижняя Пещерка. Мощность разреза около 300 м. Этот разрез неоднократно описывался в литературе. А.В. Тыжнов (1931) разработал первую, наиболее дробную стратиграфическую схему верхнего девона северо-за пада Кузбасса. Он относил весь разрез «Риф» к глубокинским известнякам франского яруса по наличию нескольких характерных видов брахиопод. При этом отмечал, что глубокинский известняк является единственным в этом районе Кузнецкого бассейна мощным известняком верхнего девона, для которого, однако, характерна изменчивость литологического состава по простиранию. Последующие работы многочисленных исследователей были посвящены изучению различных групп фауны, широко представленных в отложениях разреза «Риф», что позволило существенно детализировать положение разреза относительно региональной стратиграфической схемы и Международной стратиграфической шкалы. Все исследователи единодушно относили разрез к верхней половине франа. В настоящее время активно обсуж дается вопрос более точного понимания стратиграфического объема этой толщи известняков при трехчленном делении франского яруса. Существуют две точки зрения. Согласно более ранней (Типовые разрезы…, 1992), отложения разреза «Риф» соответствуют объему конодон товой зоны gigas прежней стандартной конодонтовой шкалы (зоны rhenana и linguiformis дей ствующей), т. е. верхнему франу. Накопившиеся за последние годы новые палеонтологические данные опубликованы в виде сводок в ряде работ (Ключевые разрезы…, 2004;

Middle-Upper Devonian…, 2011), в которых расчленение и корреляция отложений разреза «Риф» проводились главным образом по конодонтам. Установлен комплекс конодонтов, характерных для четырех стандартных конодонтовых зон МСШ: hassi, jamieae, rhenana и linguiformis, что соответствует большей части среднего и верхнему франу. Необходимо уточнить, что собственно виды-ин дексы этих конодонтовых зон здесь не встречены.

В последнее время нами получены новые данные о распространении в разрезе «Риф» ихти офауны и фораминифер. Комплекс ихтиофауны из отложений разреза «Риф» заключает остатки представителей различных групп хрящевых. Здесь найдены зубы фебодонтид Phoebodus bifurcates Ginter et Ivanov, Phoebodus fastigatus Ginter et Ivanov, зубы протакродонтида Protacrodus vetustus Jaekel. Phoebodus fastigatus, присутствующий в этом комплексе, широко распространен, начиная с позднего живета и до конца франа. Phoebodus bifurcatus широко распространен в отложениях позднефранского возраста (в интервале конодонтовых зон rhenana – linguiformis) и установлен в Материалы III Всероссийского совещания Польше (Свентокшиские горы), Чехии, России (Центральное девонское поле, Южный Тиман, Южный Урал, Горный Алтай, Кузнецкий бассейн), на территории США (Юта), Китая (Ginter et al., 2010). Protacrodus vetustus Jaekel известен из позднего франа Германии, а также позднего франа – раннего фамена Польши и Марокко (Ginter et al., 2010).

Ассоциация фораминифер из разреза «Риф» впервые описана В.М. Задорожным (1987) и представлена следующими видами: Tikhinella multiformis (Lip.), Eonodosaria evlanensis Lip., Eogeinitzina devonica Lip., Eog. indigena (E. Byk.), Frondilina sororis E. Byk., Juferevella tomiensis Zador., Nanicella porrecta E. Byk. Отмечено сходство ее с комплексами фораминифер из отло жений верхнего франа Русской платформы и Урала. Нами впервые установлено присутствие представителей рода Eonodosaria с самого основания разреза, в нижних 20 м, что очень важно для определения возраста всей толщи известняков данного разреза. Накопленные за послед ние годы материалы о распространении фораминифер в отложениях франа Моравии (Чехия) (Kalvoda, 1990), Русской платформы (Галушин, Кононова, 2004) и Западной Сибири (Тимохина, 2000) говорят о том, что совместное появление фораминифер родов Eonodosaria, Eogeinitzina, Frondilina и Juferevella характерно для верхнего франа и совпадает с основанием конодонтовой зоны rhenana.

Новые данные позволяют с уверенностью утверждать мнение о позднефранском возрасте вмещающих отложений.

Галушин Г.А., Кононова Л.И. Биостратиграфия верхнефранских и нижнефаменских отложений Вол гоградского Поволжья по конодонтам // Бюлл. МОИП. Отд. геол. Т. 79. Вып. 1. 2004. – С. 33–47.

Задорожный В.М. Фораминиферы и биостратиграфия девона Западно-Сибирской плиты и ее склад чатого обрамления. – Новосибирск: Наука, 1987. – 117 с.

Ключевые разрезы девона Рудного, Алтая, Салаира и Кузбасса / Н.К. Бахарев, Н.В. Сенников, Е.А. Елкин, Н.Г. Изох, А.А. Алексеенко, О.Т. Обут, О.А. Родина, С.В. Сараев, Т.П. Батурина, Т.П. Киприя нова, И.Г. Тимохина, А.Ю. Язиков Отв. ред. Е.А. Елкин. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2004. – 104 с.

Тимохина И.Г. Первая находка фораминифер рода Juferevella в девонских отложениях на северо-запа де Западно-Сибирской равнины // Новости палеонтологии и стратиграфии. Вып. 2–3. 2000. – С. 195–197.

Типовые разрезы пограничных отложений среднего и верхнего, франского и фаменского ярусов окраин Кузнецкого бассейна: Материалы V выездной сессии комиссии МСК по девонской системе (Куз басс, 16–29 июля 1991 г.) – Новосибирск, 1992. – 136 с.

Тыжнов А.В. Материалы по стратиграфии и тектонике девонских отложений северо-западной окра ины Кузнецкого каменноугольного бассейна // Известия Зап.-Сиб. геологоразведоч. упр. 1931 Вып. XI.

№ 1. – С. 1–32.

Kalvoda J. Foraminiferal zonation of the Upper Devonian and Lower Carboniferous in Moravia (Czechoslovakia) // Acta Mus. Moraviae, Sci. nat. 1990. 75. – P. 71–93.

Ginter M., Hampe O., Duffin C.J. Handbook of Paleoichthyology. Vol. 3D: Chondrichthyes Paleozoic Elasmobranchii: Teeth / H.P. Schultze (ed.). – Mnchen: Verlag. Dr. Friedrich Pfel, 2010. – 168 p.

Middle-Upper Devonian and Lower Carboniferous biostratigraphy of Kuznetsk Basin. Field Excursion Guidebook. Intern. Conf. “Biostratigraphy, palaeogeography and events in Devonian and Lower Carboniferous” (SDS/IGCP 596 joint field meeting). Novosibirsk, July 20 – August 10, 2011. – Novosibirsk: Publish. House of SB RAS, 2011. – 98 p.

Т.Ю. Толмачева, К.Е. Дегтярев, А.В. Рязанцев, О.И. Никитина БИОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КОНОДОНТОВ ИЗ РАННЕОРДОВИКСКИХ ИЗВЕСТНЯКОВ МАМАТСКОЙ СВИТЫ ЧИНГИЗ-ТАРБАГАТАЙСКОЙ ЗОНЫ и биособытия ВОСТОЧНОГО КАЗАХСТАНА Известняки, приуроченные к низам разреза маматской свиты, являются одним из немно гих местонахождений в Чингиз-Тарбагатайской зоне, содержащих разнообразную и богатую фауну раннеордовикских трилобитов и брахиопод в карбонатных породах. В разные годы бра хиоподы определяли И.Ф. Никитин (1972) и Л.Н. Кленина (1974), трилобиты – Н.К. Ившин и Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео М.К. Апполонов, лингулиды – Л.Е. Попов (Назаров и Попов, 1980). Из всех фаунистических групп монографически описаны только лингулиды (Назаров и Попов, 1980). Возраст свиты по всем группам фауны считался тремадокским. Особенность этого местонахождения заключается в том, что, согласно опубликованным данным (Fortey, Cocks, 2003), комплексы макрофауны, в частности трилобитов, отличаются от одновозрастных фаун из других частей Казахстана своей биогеографической характеристикой. Среди трилобитов определены роды Nayaya и ? Lopeuloma, характерные для Сибирской платформы, и вид Bienvillia tetragonalis Brgger, встречающийся в Норвегии (Fortey, Cocks, 2003). Отмечено также присутствие верхнетремадокских видов Ceratopyge forficula, «Protopliomerops» speciosa и представителей Niobe species Скандинавского об лика (Fortey, Cocks, 2003). В то же время отмечалось, что в других одновозрастных местонахож дениях Казахстана трилобиты и брахиоподы в биогеографическом отношении близки к фауне Восточной Гондваны (Fortey, Cocks, 2003;

Popov et al., 2009) и не имеют общих компонентов с балтоскандийскими фаунами. Нами детально изучен разрез свиты, а для подтверждения био географических отличий фауны маматской свиты от фауны других одновозрастных образований региона из известняков впервые выделены и описаны конодонты.

Маматская свита входит в состав вулканогенно-осадочного комплекса, объединяющего верхнекембрийские и нижнеордовикские толщи в центральной части хребта Чингиз. Верхне кембрийские образования (карагутуйская свита) представлены эффузивами и туфами андези базальтов, андезитов, андезидацитов, дацитов, риодациов и риолитов, содержащими линзы известняков с трилобитами сакского и аксайского ярусов верхнего кембрия. Мощность ка рагутуйской свиты до 2000 м (Геология…, 1962;

Самыгин и др., 1969;

Геология СССР, 1972;

Решения…, 1991).

Тремадокские толщи (собственно маматская свита) сложены преимущественно обломочны ми породами с горизонтам известняков в нижней части разреза. Флоский ярус (сарышокинская свита) представлен эффузивами и туфами среднего состава, которые вверх по разрезу сменя ются туфогенными песчаниками с линзами известняков, содержащими трилобиты. Мощность сарышокинской свиты 500–600 м (Никитин, 1972).

Изученный участок располагается на обоих берегах левого безымянного притока руч. Кар лыбулак в 5 км к востоку-юго-востоку от горы Мамат. Здесь вулканогенно-осадочные толщи верхнего кембрия – нижнего ордовика слагают юго-восточное крыло антиклинальной складки, ядро которой прорвано гранодиоритами позднего силура. В основании видимого разреза обна жены лавы и туфы риолитового состава мощностью до нескольких сот метров, в 5 км к северо северо-западу от рассматриваемого участка аналогичные породы содержат линзы известняков с трилобитами аксайского яруса верхнего кембрия (Лялин и др., 1964). Эффузивы и туфы кислого состава верхнего кембрия перекрывает туфогенно-осадочная маматская свита, низы разреза которой на разных берегах ручья имеют некоторые различия.

На правом берегу туфы, туфоконгломераты и туфобрекчии кислого состава перекрываются ритмично слоистой пачкой, в основании ритмов залегают серые калькарениты и известкови стые песчаники с обломками эффузивов среднего состава и очень редко гранитоидов. Мощ ность каждого из трех видимых ритмов 1,5–2 м. Для калькаренитов и песчаников характерна косая слоистость. Далее разрез наращивается серыми и розовыми, часто биокластическими известняками, чередующимися с известковистыми песчаниками. Общая мощность терригенно карбонатной пачки не более 20–25 м.

На левом берегу также обнажены туфы кислого состава, которые перекрываются туфоген ными грубозернистыми песчаниками и брекчиями с обломками кислых эффузивов мощностью 5 м. Выше залегают серые песчанистые (5 м) и водорослевые известняки (2 м). Разрез нара щивается пачкой розовых и красных биокластических известняков с обломками криноидей, брахиопод и трилобитов, чередующихся с прослоями алевролитов. Мощность этой пачки около 10 м. Общая мощность карбонатных пород на левом берегу 25–30 м.

Карбонатные породы в обоих разрезах перекрываются толщей лиловых и зеленых слоистых туфогенных песчаников и алевролитов мощностью более 500 м. Верхняя часть разреза мамат ской свиты образована литокластическими туфами и туфоконгломератами андезитов и дацитов мощностью до 300 м (Никитин, 1972). В 1,5 км юго-восточнее изученного участка маматская свита с несогласием перекрывается терригенно-карбонатными породами верхнего ордовика.

Детальное опробование карбонатной части разреза показало, что конодонты в породе содержатся в очень небольших количествах, не превышающих 1–5 экземпляров на кг по роды. Только на нескольких уровнях содержание конодонтов в породе оказалось достаточ ным для определения таксономического состава и возраста комплекса. Всего было извлечено 60 конодонтовых элементов. В образцах 222 и 223 обнаружен одинаковый набор конодон товых видов, включающий Paltodus cf. pristinus (Viira, 1970), Lenaeodus cf. bifidus (Abaimova, 1971), «Scolopodus» aff. sexplicatus (Jones, 1971) и Tripodus sp. Выше по разрезу в обр. 45 (по схеме опробования И.Ф. Никитина) количественно преобладают элементы Tripodus sp. A (бо лее 70 % от всех элементов), Cordylodus angulatus, Drepanodus arcuatus и Paroistodus cf. proteus.

Материалы III Всероссийского совещания Все конодонты серо-коричневые, относительно слабо изменены, с индексом окраски (CAI), не превышающим 2,0.

Таким образом, в разрезе известняков выделяются два стратиграфических уровня – серо зеленые известняки содержат конодонты зоны Paltodus deltifer верхнего тремадока, а вышележа щие красные известняки по конодонтам относятся к зоне Paroistodus proteus самых верхов тре мадока – низов аренига.

В целом в комплексе маматской свиты доминирует эндемичная форма Tripodus sp. A, в меньшем количестве присутствуют виды космополитного распространения, такие как Drepanodus arcuatus, Paroistodus cf. proteus, широко встречающиеся во всех отложениях относительно глубоководных фаций, в том числе и в Балтоскандии. Типично балтоскандийские виды в изученном местонахождении не обнаружены, в то время как были найдены элементы Lenaeodus cf. bifidus – вида, который встречается на территории Сибирской платформы, Северо Востоке России и на Аляске. Эта находка свидетельствует о биогеографической близости фауны маматской свиты к фауне Сибирской платформы. Некоторая обособленность фауны маматской свиты от одновозрастных фаун более южных частей Казахстана подчеркивается отсутствием вида Tripodus sp. A, который доминирует в маматской свите, в изученных местонахождениях этого возраста на территории Казахстана (Дубинина, 2000) и Северной Киргизии (Дегтярев и др., 2012).

Необходимо отметить, что в целом для конодонтовой фауны Казахстана и Восточной Гонд ваны, в том числе и для глубоководных фаун, изученных в кремнистых породах (Tolmacheva et al., 2004), характерно очень раннее появление акодиформных конодонтов с приониодовым типом аппарата, представителем которых является и Tripodus sp. A, обнаруженный в маматской свите. В кремнистых фациях эта линия представлена другим набором видов с Acodus longibasis (Tolmacheva et al., 2004), а в относительно более мелководных отложениях Малого Каратау и Северной Киргизии другими не описанными еще представителями этого рода. В то же вре мя в Балтоскандии первые формы линии Tripodus появляются позже, только в верхах зоны Paroistodus proteus, а заселение Сибири и Лаврентии, возможно, происходило еще позднее, в на чале дапинского времени. По общей характеристике комплекса и наличию представителей рода Tripodus фауна из известняков маматской свиты принципиально не отличается от одновозраст ных фаун Казахстана. Тем не менее, в ней присутствуют компоненты, в биогеографическом отношении приближающие Чингиз-Тарбагатайскую зону Казахстана к Сибирской палеобиогео графической провинции и отличающие ее от Балтоскандийской, что несколько противоречит опубликованным данным по трилобитам.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ № 10-05-00973, 12-05-00844.

Геология СССР. T. XX: Центральный Казахстан. Кн. 1: Геологическое описание. – М.: Недра, 1972. – 532 с.

Геология Чингизской геоантиклинорной зоны (Центральный Казахстан). – Алма-Ата: Наука, 1962. – 168 с.

Дегтярев К.Е., Толмачева Т.Ю., Рязанцев А.В. и др. Строение, обоснование возраста и тектоническая позиция нижне-среднеордовикских вулканогенно-осадочных и плутонических комплексов западной части Киргизского хребта (Северный Тянь-Шань) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. № (в печати).

Дубинина С.В. Конодонты и зональная стратиграфия пограничных отложений кембрия и ордовика. – М.: Наука, 2000. – 239 с.

Кленина Л.Н. Биостратиграфия ордовика Чингиза по брахиоподам и ее корреляция с общей страти графической шкалой Казахстана // Допалеозой и палеозой Казахстана. Т. 1. – Алма-Ата: Наука, 1974. – С. 178–182.

Лялин Ю.И., Миллер Е.Е., Никитина Л.Г. Вулканогенные формации Чингизского геоантиклинория (Центральный Казахстан). – Алма-Ата: Наука, 1964. – 168 с.

и биособытия Назаров Б.Б., Попов Л.Е. Стратиграфия и фауна кремнисто-карбонатных толщ ордовика Казахстана (Радиолярии и беззамковые брахиоподы). – М.: Наука, 1980. – 190 с.

Никитин И.Ф. Ордовик Казахстана. Ч. I. Стратиграфия. – Алма-Ата: Наука КазССР, 1972. – 242 с.

Решения III Казахстанского стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою (Алма-Ата, 1986 г.). Ч. I. Докембрий и палеозой. – Алма-Ата, 1991. – 148 с.

Самыгин С.Г., Титов В.И., Кленина Л.Н. и др. К вопросу о развитии Чингизского и Аркалыкского антиклинориев (Восточный Казахстан) в позднем кембрии – среднем ордовике // ДАН СССР. 1969.

Т. 188. № 2. – С. 417–420.

Fortey R.A., Cocks L.R.M. Palaeontological evidence bearing on global Ordovician-Silurian continental Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео reconstructions // Earth-Sci. Rev. 2003. Vol. 61. – P. 245–307.

Popov L.E., Bassett M.G., Zhemchuzhnikov V.G. et al. Gondwanan faunal signatures from Early Palaeozoic terranes of Kazakhstan and Central Asia: evidence and tectonic implications // Bassett M.G. (ed.) Early Palaeozoic Peri-Gondwana Terranes: New Insights from Tectonics and Biogeography. Geol. Soc., London, Spec. Publ. 2009.

Vol. 325. – P. 23–64.

Tolmacheva T., Popov L., Gogin I., Holmer L. Conodont biostratigraphy and faunal assemblages in radiolarian ribbon-banded cherts of the Burubaital Formation, West Balkhash Region, Kazakhstan // Geol. Mag. 2004.

Vol. 141. N 6. – P. 699–715.

З.А. Толоконникова ЗНАЧЕНИЕ МШАНОК В СТРАТИГРАФИИ ВЕРХНЕДЕВОНСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ Мшанки – одна из часто встречаемых групп фоссилий в отложениях верхнего девона за падной части Алтае-Саянской складчатой области (АССО). За вековую историю их изучения накоплены данные о систематическом составе, характерных комплексах и эволюционных трен дах. Однако попыток построения региональных зональных мшанковых шкал не проводилось, несмотря на практическое использование мшанок в определении относительного возраста от ложений. В настоящем сообщении предлагается биостратиграфическое расчленение верхнеде вонских отложений западной части АССО по мшанкам.

Верхнедевонские отложения западной части АССО соответствуют вассинскому, соломин скому (франский ярус), косоутесовскому, митихинскому, подонинскому и топкинскому гори зонтам (фаменский ярус) (Gutak et al., 2011). Они представлены разнообразными осадками раз личного генезиса. Фрагменты колоний мшанок приурочены к шельфовым фациям, лагунным отложениям и отложениям открытых морских бассейнов незначительной глубины.

В вассинское время на территории западной части АССО существовало 36 видов мшанок (Краснопеева, 1935;

Нехорошев, 1948;

Морозова, 1961;

Волкова, 1974). Характерными являют ся Bigeyella hemiseptata (Moroz.), Rectifenestella pioneri (Krasn.), Anomalotoechus yayaensis Moroz., A. grandis Moroz., A. ramosus (Moroz.), A. insuetus (Moroz.), Leioclema vassinense Moroz., L. plicatile Volk., L. tschuyaense Volk., Cystiramus kondomensis Moroz., Paralioclema ninae Moroz., Eostenopora conspersa Volk., Atactotoechus belskayae Moroz. Во всех структурно-фациальных зонах региона отмечается обилие Leioclema vassinense (таблица). Нижняя граница биостратиграфического под разделения связана с первым появлением этого вида, что позволяет диагностировать границу среднего и верхнего девона в регионе еще по одной группе фауны.

Мшанки соломинского комплекса насчитывают 16 видов (Краснопеева, 1935;

Морозова, 1961;

Волкова, 1974). Специфичными выступают Eridotrypella granulosa (Moroz.), E. justa Moroz., Petalotrypa bifoliata (Moroz.), Cystiramus multifarius Volk., Rhombopora magna Volk., Leptotrypella mira Volk. По первому появлению вида Petalotrypa bifoliata предлагаются одноименные слои (таблица).

В нижнефаменских отложениях найдено 19 видов (Морозова, 1961;

Волкова, 1974;

Толокон никова, 2008, 2010). Характерный комплекс включает Minussina incrustata Tolok., Anomalotoechus Схема расчленения верхнедевонских отложений западной части АССО (Ржосницкая, 1968;

Gutak et al., 2011) Система Стандартные Региональные Региональные Слои Отдел конодонтовые зоны горизонты брахиоподовые зоны с мшанками Ярус Late praesulcata Monotrypa carbonica – Топкинский Sphenospira julii Pseudobatostomella longipora Lower Eridocampylus striatum – Не установлены praesulcata Atactotoechus cellatus Фаменский expansa Подонинский postera Не установлены He установлены trachytera marginifera ДЕВОНСКАЯ Megacanthopora rhomboidea Митихинский Не установлены Верхний glubokaensis crepida Материалы III Всероссийского совещания triangularis Cyrtospirifer Косоутесовский Leioclema numerosum tschernyschevi linguiformis Соломинский Anathyrella ussoffi Petalotrypa bifoliata rhenana Франский jamieae hassi Anathyris phalaena – punctata Вассинский Leioclema vassinense Cyrtospirifer schelonicus transitans Late falsiovalis laminarus Tolok., Crustopora devonica Tolok., C. aliena Tolok., Leioclema numerosum Moroz., L. ivanovae Moroz., Orthopora tomensis Tolok., Pseudobatostomella majusculа Volk., Cyphotrypa olgae Tolok. Вид Leioclema numerosum предлагается руководящей формой для одноименных слоев, соответству ющих объему косоутесовского горизонта. По его первому появлению прослеживается граница франа – фамена в регионе.

В отложениях митихинского горизонта встречены Leioclema kusmensis Tolok., L. numerosum Moroz., L. ramosum Nekh., Megacanthopora glubokaensis Tolok. и Nicklesopora graciosa Troiz. (Толо конникова, 2012). Мшанка Megacanthopora glubokaensis рассматривается в качестве руководящей формы для этого стратиграфического интервала (таблица).

Из отложений подонинского горизонта известно 14 видов мшанок, преимущественно эн демиков (Нехорошев, 1956;

Толоконникова, 2008;

Tolokonnikova, 2010). Значимыми таксона ми выступают Anomalotoechus proprius Tolok., Eridocampylus rotundatum Tolok., E. striatum Tolok., Atactotoechus cellatus Tolok., Nikiforopora jurgensis Tolok., Klaucena gracilis Tolok., Mediapora elegans Tolok. По обилию остатков двух видов предлагаются слои с Eridocampylus striatum–Atactotoechus cellatus (таблица).

Топкинский комплекс мшанок западной части АССО содержит 32 вида, среди которых Neotrematopora podunskensis (Trizna), Spinofenestella abyschevoensis (Trizna), Monotrypa carbonica (Tschich. in Nekh.), Nikiforovella bytchokensis Trizna, Laxifenestella juxtaserratula (Trizna), Fistulipora foliacea Trizna, Cyclotrypa gigantea Nekh., Ipmorella irregularis (Nekh.), Pseudobatostomella longipora (Nekh.), Tabulipora membranacea Nekh. являются наиболее важными (Нехорошев, 1956;

Тризна, 1958;

Толоконникова, 2008, 2009). Виды Monotrypa carbonica и Pseudobatostomella longipora пред лагаются в качестве руководящих форм для одноименных слоев (таблица).

Таким образом, в разрезе верхнего девона западной части АССО выделено шесть биостра тиграфических подразделений в ранге слоев с мшанками Leioclema vassinense (вассинский гори зонт), Petalotrypa bifoliata (соломинский горизонт), Leioclema numerosum (косоутесовский гори зонт), Megacanthopora glubokaensis (митихинский горизонт), Eridocampylus striatum–Atactotoechus cellatus (подонинский горизонт), Monotrypa carbonica–Pseudobatostomella longipora (топкинский горизонт). По первому появлению Leioclema vassinense можно проследить границу живета – франа в регионе, Leioclema numerosum – границу франа – фамена.

В составе характерных комплексов изученного региона определены виды, полезные для межрегиональной корреляции: мшанки Anomalotoechus yayaensis, Atactotoechus belskayae, Cystiramus multifarius, Petalotrypa bifoliata и Rhombopora magna известны во франских отложени ях Закавказья (Лаврентьева, 1985). Среди фаменских видов общими с Монголией являются Orthopora tomensis, Cyclotrypa gigantea, Восточным Забайкальем – Laxifenestella juxtaserratula, Nikiforovella bytchokensis, Ipmorella irregularis, Monotrypa carbonica, Neotrematopora podunskensis, и биособытия Pseudobatostomella longipora, Казахстаном – Monotrypa carbonica, Lеioclema ivanovae, L. numerosum, Cyclotrypa gigantea, Китаем – Cyclotrypa gigantea, Южным Уралом – Spinofenestella cf. abyschevoensis (Троицкая, 1975;

Пламенская, Исабаева, 1986;

Нехорошев, 1977;

Попеко, 2000;

Ариунчимэг, 2000;

Xia, 1997).

Ариунчимэг Я. Первые находки фаменских мшанок в Монголии // Палеонтол. журн. 2000. № 1. – С. 45–48.

Волкова К.Н. Девонские мшанки Юго-Восточного Алтая. – М.: Наука, 1974. – 181 с.

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Краснопеева П.С. Мшанки среднего и верхнего девона Алтая // Материалы по геологии Западно Сибирского края. 1935. Вып. 20. – С. 43–84.

Лаврентьева В.Д. Верхнедевонские мшанки Закавказья // Геология и разведка. 1985. № 8. – С. 12–18.

Морозова И.П. Девонские мшанки Минусинских и Кузнецкой котловин. – М.: АН СССР, 1961. – 172 с. (Труды ПИН АН СССР. Т. 86).

Нехорошев В.П. Палеонтология СССР. Девонские мшанки Алтая. – М.: АН СССР, 1948. Т. 3. Ч. 2.

Вып. 1. – 172 с.

Нехорошев В.П. Нижнекаменноугольные мшанки Алтая и Сибири. – Л., 1956. – 418 с. (Труды ВСЕГЕИ. Новая серия. Т. 13).

Нехорошев В.П. Девонские мшанки Казахстана. – М., 1977. – 192 с.

Пламенская А.Г., Исабаева Ф.А. Мшанки фаменского яруса Южного Казахстана // VII Всесоюзный колл. по ископ. и соврем. мшанкам. – М.: ПИН, 1986. – С. 39–41.

Попеко Л.И. Карбон Монголо-Охотского орогенного пояса. – Владивосток: Дальнаука, 2000. – 124 с.

Ржонсницкая М.А. Биостратиграфия девона окраин Кузнецкого бассейна. Т. 1. Стратиграфия. – Л.:

Недра, 1968. – 285 с.

Толоконникова З.А. Палеонтология Кузбасса. Фаменские мшанки западной части Алтае-Саянской складчатой области. – Новокузнецк: КузГПА, 2008. – 125 с. (Труды НИЛ «Палеонтологии и палеогео графии». Вып. 2).

Толоконникова З.А. Позднефаменские мшанки из окраин Кузнецкого бассейна и их стратиграфиче ское значение // Регион. геология и металлогения. 2009. № 39. – С. 52–57.

Толоконникова З.А. Новые мшанки из девона Горного Алтая (Россия) // Палеонтол. журн. 2010. № 2. – С. 149–152.

Толоконникова З.А. Мшанки митихинской свиты (нижний фамен, верхний девон) Кузнецкого бас сейна // Палеонтол. журн. 2012. № 4. – С. 27–31.

Тризна В.Б. Раннекаменноугольные мшанки Кузнецкой котловины. – Л.: Гостоптехиздат, 1958. – 298 с. (Труды ВНИГРИ. Вып. 122).

Троицкая Т.Д. Основные черты развития мшанок на границе девона и карбона в Центральном Ка захстане // Палеонтол. журн. 1975. № 3. – С. 54–69.

Gutak Ya., Antonova V., Tolokonnikova Z. The Famennian stage, Late Devonian of the Kuznetsk depression // Biostratigraphy, paleogeography and events in Devonian and Lower Carboniferous (SDS/IGCP 596 joint field meeting). – Novosibirsk, 2011. – P. 52–54.

Tolokonnikova Z.A. Bryozoans from the Jurginskaya Formation (Famennian, Upper Devonian) of the Tom Kolyvansk area (Western Siberia, Russia) // Geologos. 2010. Vol. 16. N 3. – P. 139–152.

Xia F.S. Marine microfaunas (bryozoans, conodonts and microvertebrate remains) from the Frasnian Famennian interval in northwestern Junggar Basin of Xinjiang in China // Beitrge zur Palontologie. 1997.

Vol. 22. – P. 91–207.

Т.Е. Улановская, В.В. Калинин, Г.В. Зеленщиков ПАЛЕОЗОЙ СКЛАДЧАТОГО ФУНДАМЕНТА СКИФСКОЙ ПЛИТЫ:

РЕАЛЬНОСТЬ ИЛИ МИФ?

Южная окраина Восточной Европы, охватывающая юг Украины, юг европейской части Рос сии и запад Казахстана, принадлежит к трём крупным, вытянутым в субширотном направлении тектоническим структурам: южной периферии древней Восточно-Европейской платформы (на севере), молодой Скифской плите (посередине) и Альпийскому складчатому поясу (на юге).

Структурные этажи южной периферии Восточно-Европейской платформы – кристалличе ский фундамент и платформенный чехол – разделены границей исключительной резкости.

Кристаллический фундамент выходит на поверхность на Украинском щите и вскрыт скважина ми под платформенным чехлом на его южном склоне и юго-восточном продолжении, а также юго-восточной оконечности Воронежского кристаллического массива. Магматические и мета морфические породы (всевозможные гнейсы и кристаллические сланцы, граниты, мигматиты, амфиболиты, джеспилиты и многие другие) преобладают в кристаллическом фундаменте. Менее распространённые в нём осадочные породы (включая песчаники, конгломераты, известняки и доломиты) несут на себе следы значительного метаморфизма. В разновидностях сланцев с пони женной степенью метаморфизма распознаются исходные осадочные и вулканогенные породы.

Докембрийский возраст кристаллического фундамента не вызывает сомнений. Но исполь зуемые для расчленения докембрия местные стратиграфические схемы составлялись на нена дёжной основе – по результатам определений абсолютного возраста пород и содержащихся в них палинокомплексов. Поэтому ошибки в стратиграфии докембрия становились неизбеж ностью. Например, сильно дислоцированные и прорванные интрузиями кристаллические и метаморфические сланцы, подстилающие мезозойско-кайнозойский платформенный чехол на множестве площадей бурения Равнинного Крыма и севера Азовского моря, а также запада и се вера Центрального Предкавказья, во многих публикациях и на некоторых геологических картах Материалы III Всероссийского совещания фигурируют как отложения ордовика, силура и девона. В действительности же они (принимая во внимание их достаточно глубокий метаморфизм) докембрийские. Назрела необходимость обновить и усовершенствовать местные стратиграфические схемы докембрия. Для этого не обходимо взять на вооружение удачный опыт украинских палеонтологов, которые научились находить в породах докембрийские микрофоссилии и с их помощью выделять в разрезах до стоверные протерозой, рифей и венд (К.В. ванченко, 2005;

Т.П. Міхницька, 2005;

В.В. Фур тес, 2006). До проведения такой работы дифференциация кристаллического фундамента по возрасту последней складчатости бессмысленна, как заведомо недостоверная. Например, на «Схеме тектонического районирования фундамента Черноморско-Каспийского региона» (гл.

редакторы В.Е. Хаин и В.И. Попков) южная половина северо-западной части шельфа Чёрного моря закрашена цветом байкалид (В.И. Попков, 2011). Но такая точка зрения тектонистов яв ляется заблуждением. В разрезах трёх площадей бурения этого участка – Одесская, Голицына и Каркинитская – верхов рифея, венда и низов кембрия, которые свидетельствовали бы о со стоявшейся здесь байкальской эпохе складчатости, однозначно нет. Докембрий вверху закан чивается кристаллическими сланцами с высоким содержанием граната, явно более древними, чем верхний протерозой;

платформенный чехол начинается снизу мезозоем.

Решение вопроса о границе Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты пока остаётся неоднозначным: её протягивают по разным линиям (В.Б. Соллогуб и др., 1987). Каким стратиграфическим уровням соответствуют границы между тремя структурными этажами Скиф ской плиты – кристаллическим фундаментом, складчатым фундаментом и платформенным чехлом – также неясно. Не до конца понятно и глубинное строение зоны сочленения Скифской плиты с Альпийским складчатым поясом: поверхность складчатого фундамента оказалась здесь погружённой на многокилометровые, недоступные для изучения бурением глубины (А.И. Ле тавин и др. 1987).

Первоначально Скифскую плиту большинство геологов считало эпигерцинской платфор мой с палеозойским складчатым фундаментом. Скрытый под платформенным чехлом палеозой складчатого фундамента ожидали увидеть похожим на давно и хорошо изученный палеозой Открытого Донбасса и распространённым повсеместно. Данные по первой скважине, кото рую добурили до складчатого фундамента – Песчанокопская опорная (западнопредкавказская часть Скифской плиты), были истолкованы как подтвердившие такое предположение. Эта скважина в интервале глубин от 2516,0 м и до забоя (2737,9 м) прошла пачку переслаивания разнообразных глинистых сланцев, песчаников, известняков и дацитов (с углами падения по род 70–80°). Пачку, перекрываемую горизонтально залегающим нижним мелом, отнесли (по фораминиферам) к нижнему карбону (Геология СССР. Т. 46. 1970). Дальнейшее глубокое бу рение, развернувшееся в Западном Предкавказье, показало, что на обширных его простран ствах складчатый фундамент слагается похожими породами. Они принадлежат к сероцветной толще, подстилающей юру или мел и вскрытой огромным количеством скважин в пределах Каневско-Березанского вала, Ейской впадины и северо-восточного края Тимашевской ступени.


Доминирующие породы толщи – аргиллиты (глинистые и углисто-глинистые сланцы). В виде прослоев присутствуют алевролиты, песчаники, кварциты, редко известняки, мергели и до ломиты (челбасская серия), в некоторых разрезах доля алевролитов и песчаников значительно возрастает, появляются гравелиты и конгломераты (староминская свита). Важная составляющая толщи – вулканогенные породы (кварцевые и бескварцевые кератофиры, спилиты, порфириты, туфы и др.). Длительное время в толще не находили таких окаменелостей, которые давали бы представление о её возрасте. Лишь на основании литологического сходства толщи с подмело вой частью разреза скв. Песчанокопская опорная отнесли к карбону. С таким заключением со гласились палинологи, которые нашли в толще споры карбона. Последние сомнения развеяли и биособытия находки в прослоях известняков каменноугольных фораминифер (скважины Челбасская-25 и Староминская-50). Как каменноугольная толща попала во множество публикаций? Однако на каком-то этапе геологических работ в толще обнаружили настоящую фауну триаса, после чего взгляды на её стратиграфию претерпели ряд изменений. Авторы разделяют точку зрения, со гласно которой вся толща приравнивается к интервалу средний триас–нижняя юра (В.Л. Егоян и др., 1985;

Е.А. Гофман и др., 1988). Этому не противоречат каменноугольные фораминиферы разрезов скважин Челбасская-25 и Староминская-50, так как выяснилось, что вмещающие их известняки принадлежат к галькам, заключённым в триасовые породы, т. е. они переотложены.

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Из Западного Предкавказья сероцветная толща среднего триаса – нижней юры тянется полосой далеко на запад, в Азовское море (Азовский вал), Равнинный и Горный Крым (где её именуют таврической серией), северо-западную часть шельфа Чёрного моря (Одесско-Джанкойский про гиб и Каламитский вал, скважины Фланговая-2 и Десантная-1) и Северо-Западное Причерно морье (складчатая зона Добруджи и Преддобруджинский прогиб). Предполагают, что на севере толща сочленяется с Восточно-Европейской платформой по крупным разломам, в направлении на юг она уходит под подошву (увеличивающегося в мощности до многокилометровых величин) платформенного чехла. Везде толщу характеризуют серая до тёмно-серой и чёрная окраска, преобладание в разрезе аргиллитов, наличие следов проявлений вулканизма (сопутствовавшего осадконакоплению), интенсивнейшая дислоцированность (с углами падения слоистости, до стигающими 90°, смятостью пород в складки, включая опрокинутые, множеством разломов, зон дробления, зеркал скольжения), колоссальные мощности (по сейсмическим данным, до 5 км;

К.О. Ростовцев, И.А. Воскресенский, 1968;

А.И. Летавин и др., 1987). Ни одна скважина не добурена до подошвы толщи. На максимальную мощность её вскрыла скв. Приморско-Ахтар ская-1 в интервале глубин 2334–5005 м (восточное побережье Азовского моря). Староминская свита, отличающаяся от челбасской серии меньшей дислоцированностью и появлением на фоне сероцветности элементов пестроцветности пород, может быть, является наиболее молодой со ставной частью толщи (?). В целом изученность толщи остаётся слабой и многие вопросы её стратиграфии не решены.

За пересмотром представлений о стратиграфии толщи последовало внесение исправлений в тектонику: геологи стали допускать присутствие в складчатом фундаменте Скифской плиты, наряду с герцинидами, также и киммерид (В.Б. Соллогуб и др., 1987). При составлении вы шеупомянутой схемы В.И. Попкова существование толщи проигнорировано. На месте её рас пространения показаны байкалиды и герциниды.

Главные тектонические структуры остальной части Скифской плиты – Ставропольский свод, Западно-Ставропольская, Восточно-Ставропольская и Восточно-Кубанская впадины (Центральное Предкавказье);

Прикумское поднятие и Ногайская ступень (Восточное Пред кавказье);

Донецкое складчатое сооружение и система Манычских прогибов, включая уходящее под акваторию Каспийского моря их восточное продолжение (ограничивают Скифскую плиту с севера). Интенсивно дислоцированный палеозой, начиная с девона (такой, какой должен был бы слагать весь складчатый фундамент эпигерцинской платформы) развит только в пределах одного из элементов Донецкого складчатого сооружения – Донецкого кряжа. Каркас из пачек и тонких (маркирующих) пластов известняков и пластов угля разной мощности (они выполняют корреляционные функции), а также обилие в породах остатков фауны и флоры сделали возмож ным детальное расчленение всего разреза и особенно карбона (Геология месторождений угля и горючих сланцев СССР. Т. 1. 1963). Принадлежащий к складчатому фундаменту карбон уста новлен (хотя и не так уверенно, с большими сомнениями) ещё на двух небольших структурах Скифской плиты – Сальском валу и Целинской седловине (северных ответвлениях Ставрополь ского свода и Западно-Ставропольской впадины). За пределами этих структур (по материалам огромного количества скважин, пробуренных на пространстве Скифской плиты от восточного края Западного Предкавказья и до Каспийского моря) под платформенным чехлом залегает тол ща, называемая флишоидной. Бурение скважины обычно останавливали в верхах флишоидной толщи, как только вскрывались первые десятки метров её разреза. Параметрические скважины Цимлянская-1, -2, -3 и Чилгирская-1 (восточная часть Донецкого складчатого сооружения, кряж Карпинского) – исключения. Они прошли по флишоидной толще километры и не вышли из неё (Е.В. Мовшович, 1995;

Е.В. Мовшович, М.Л. Хацкель, 2002). Разрез флишоидной тол щи по скв. Цимлянская-3 (в которой её мощность максимальная, хотя и не полная, интервал глубин 710–4935 м) – стратотип семиченской серии. Мощность серии (установленная с учё том корреляции с разрезами соседних скважин) превышает 5600 м. Каменноугольный возраст флишоидной толщи (преимущественно немой) обоснован редкими находками спор карбона.

Флишоидная толща повсюду одинакова и однообразна. Она отличается от карбона До нецкого кряжа полным исчезновением известняков и углей. Преобладающие в ней породы – глинистые и углисто-глинистые сланцы (аргиллиты), которые либо целиком слагают разрез, либо монотонно, но неравномерно переслаиваются с алевролитами и песчаниками. То чаще, то реже встречаются вулканогенные и осадочно-вулканогенные породы. Окраска пород серая, тёмно-серая и чёрная. Сильная дислоцированность флишоидной толщи выражена собранно стью пород в крутые складки (с углами падения крыльев до 90°) и наличием плойчатости.

В работах по тектонике флишоидная толща рассматривается как палеозойская, но во взгля дах на тектоническое строение складчатого фундамента Скифской плиты в Центральном и Восточном Предкавказье (до северной границы кряжа Карпинского) наблюдается большой разброд (А.И. Летавин и др., 1987;

Н.А. Крылов, А.И. Летавин, 1984;

Ю.А. Волож и др., 1999;

С.Л. Костюченко и др., 2001;

В.Е. Хаин, 2007).

Выше флишоидной толщи разрез наращивается слабее дислоцированной толщей красноц Материалы III Всероссийского совещания ветных и пестроцветных терригенных пород (с разностями от глин и аргиллитов до конгло мератов), известняков (иногда доломитизированных) и вулканогенных пород (эффузивных и туфогенных). Мощность толщи достигает нескольких километров. От флишоидной толщи она отделена угловым несогласием. Её зачастую выделяют в самостоятельный структурный этаж – переходный между складчатым фундаментом и платформенным чехлом. Первоначально толщу считали пермью, затем перенесли в пермо-триас, сейчас относят к триасу (что палеонтологи чески доказано) или к интервалу триас–нижняя юра (Е.В. Мовшович, 1977;

В.Р. Лозовский и др., 1974;

Б.П. Назаревич, И.А. Назаревич, 1984). Точный стратиграфический объём толщи и стратиграфическое положение её верхней границы остаются неизвестными. Площадное рас пространение толщи несплошное (т. е. прерывистое), она заполняет собой Манычские прогибы, различные впадины или залегает покровом на субстрате. Там, где толща выклинивается, под подошву горизонтально- или пологозалегающего платформенного чехла выходит флишоидная толща. В основании платформенного чехла залегают нижняя юра (начиная с середины?) или более молодые отложения.

На кряже Карпинского и к западу от Восточного Предкавказья красноцветно-пестроцвет ная терригенно-карбонатная (с вулканогенным компонентом) толща распространена ограни ченно – в основном в виде изолированных тел. В Западном Предкавказье и Азовском море толще предположительно соответствует староминская свита (в сумме с пачкой сахаровидных песчаников и эффузивов), в северо-западной части шельфа Чёрного моря – пестроцветно-крас ноцветная эффузивно-осадочная толща Одесской площади бурения.

При стратиграфической корреляции нижележащей части разреза приходится сравнивать разновозрастные отложения – флишоидную толщу карбона (востока Скифской плиты) и се роцветную толщу среднего триаса – нижней юры (её запада). Невозможно не заметить по разительное сходство этих толщ по многим признакам: происхождению и набору разностей пород, их соотношению, окраске, минеральному составу, крепости и плотности, степени и фор мам дислоцированности, величине общей мощности. Обе толщи занимают одинаковое место в структуре разреза – они венчают складчатый фундамент (или составляют его полностью?).


Основание обеих толщ и подстилающие их отложения бурением не вскрыты. Невольно возни кает вопрос: не могут ли эти толщи быть возрастными аналогами? Идея попытаться провести параллель между этими толщами не покажется абсурдной, если принять во внимание слабую доказательность заключений по их стратиграфии. Приведем примеры.

1. Споры карбона, которыми была обоснована стратиграфическая принадлежность флишо идной толщи, находили также (и притом в большом количестве) и в сероцветной толще средне го триаса – нижней юры на первых этапах её изучения (М.С. Бурштар, 1960;

А.Я. Дубинский, 1963;

Г.М. Аладатов и др., 1961). Возможно, именно этот факт несовпадения стратиграфических выводов, делавшихся по разным палеонтологическим группам, стал одной из причин утраты доверия многими геологами к палинологическому методу.

2. Находки фауны в флишоидной толще были чрезвычайной редкостью. Приводимые в литературе списки её бедных комплексов невыразительны и трактовались специалистами не однозначно (см. материалы по скважинам Джанайская опорная и Ики-Бурульская-12;

Геоло гия СССР, т. 9, 1968;

Геология СССР, т. 46, 1970). Как в стратиграфии флишоидной толщи и её возрастных аналогов, так и в их палеонтологической характеристике немало противоречий.

Например, песчанокопская свита, выделенная по фораминиферам из разрезов скважин Песча нокопская опорная и площади бурения Красногвардейская, нижнекаменноугольная (А.В. Зай цев, 1999). Но из тех же самых отложений (скв. Красногвардейская-1) извлечены моллюски, определённые как нижнетриасовые (Е.А. Гофман и др., 1988).

3. Масштабы явления переотложения окаменелостей часто геологами недооценивались, и биособытия из-за чего их находки не всегда интерпретировались правильно. Например, вмещаемые тав рической серией Крыма глыбы, экзотические утёсы, валуны и гальки известняков с фауной карбона и перми могли переноситься льдами в процессе осадконакопления на громадные расстояния. Таким предположением удаётся объяснить отсутствие поблизости карбона и пер ми в коренном залегании. В свете этих данных по естественным обнажениям Крыма стоило бы поразмышлять и над материалами бурения по Предкавказью и Северо-Западному При каспию. Например, на Астраханском поднятии к карбону и перми относят толщу, в которой преобладают глинистые и углисто-глинистые сланцы и содержатся известняковые гальки с Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео каменноугольной и пермской фауной (Геология СССР. Т. 46. 1970). Но обоснование стра тиграфической принадлежности толщи по фауне, находящейся во вторичном залегании, не производит впечатления убедительного. Форма нахождения известняков с фораминиферами карбона в разрезе скв. Песчанокопская опорная не была определена. Действительно ли они образуют прослой или являются галькой? Подобная ситуация описана и по разрезам скважин Равнинного Крыма (Т.В. Астахова и др., 1984).

4. Вопросы стратиграфии немых интервалов разрезов решались по существу произвольно.

5. Кроме Донецкого кряжа, палеонтологически надёжно доказанный палеозой (от ордовика до перми) появляется на крайнем западе Скифской плиты – на о. Змеиный Чёрного моря и в Северо-Западном Причерноморье (к западу от меридиана г. Одесса). Но этот палеозой не имеет ничего общего с флишоидной толщей карбона.

Из изложенного следует вывод: достоверного палеозоя в складчатом фундаменте большей части Скифской плиты нет. Стратиграфический объём двух мощных толщ, из которых сфор мирован этот структурный этаж (флишоидная толща карбона и сероцветная толща среднего триаса – нижней юры – их условные названия), на сегодняшний день точно не установлен.

Важнейшая задача дальнейших исследований – разобраться в стратиграфии этих толщ: являют ся ли они обе каменноугольными или, возможно, обе отвечают интервалу средний триас – ниж няя юра. Возможен и третий вариант: и то и другое стратиграфическое подразделение входит в состав обеих толщ, но отделено друг от друга несогласной (но пока замаскированной) границей с перерывом очень большой длительности. Без качественной стратиграфии вопрос о том, про дуктом какой эпохи складчатости является складчатый фундамент Скифской плиты, нерешаем.

М.Н. Уразаева, В.В. Силантьев АССОЦИАЦИИ НЕМОРСКИХ ДВУСТВОРЧАТЫХ МОЛЛЮСКОВ ИЗ ПЕРМСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ острова РУССКИЙ (ЮЖНОЕ ПРИМОРЬЕ) Сведения о пермских неморских двустворчатых моллюсках о. Русский в Южном Приморье немногочисленны. Первые находки этой фауны сделаны В.И. Бураго и определены В.И. Му ромцевой, указавшей в составе комплекса представителей родов Anthraconauta Pruvost, (C3–P1), Prokopievskia Khalfin, 1950 (P1), Kinerkaella Khalfin, 1950 (C3), Mrassiella Ragozin, 1935 (C3) и Anthraconaia Trueman et Weir (C3–P1) (Бураго и др., 1971). Местонахождение этой коллекции не установлено. Новые коллекции, собранные Л.А. Изосовым и Е.П. Тереховым (Тихоокеан ский океанологический институт Дальневосточного отделения РАН, г. Владивосток), переданы авторам в начале 2012 г. для уточнения систематической принадлежности фауны.

На первом этапе работы перед авторами стояли следующие задачи: выявление разнообразия морфологических типов в ассоциациях неморских двустворчатых моллюсков, их сравнение с известными морфотипами из пермских отложений Ангариды и Восточно-Европейской плат формы.

Коллекция неморских двустворчатых моллюсков (всего около 30 экземпляров) из двух об нажений, расположенных на п-ове Саперный о. Русский. Коллекция хранится в Геологическом музее Казанского университета (колл. № 12Р).

Находки двустворчатых моллюсков приурочены к темно-серым углистым алевритовым ар гиллитам верхней подсвиты поспеловской свиты. На основе анализа комплексов флоры (Дуран те, Пухонто, 1999;

Пухонто, 1999;

Durante, Puchonto, 1999;

Pukhonto, 1998) и аммонитов (Kotlyar et al., 2006) возраст этих отложений определяется как кунгурский (уфимский).

Остатки моллюсков представлены ядрами и отпечатками раскрытых раковин и их отдель ных створок. Часть раковин и ядер несет на себе следы деформации сжатия. Вещество раковин не сохранилось.

Сохранность исследуемого материала ограничила набор методов его изучения: проведе но механическое препарирование ядер, позволившее реконструировать морфологию раковин;

все экземпляры сфотографированы, контур раковин и основные линии роста отрисованы при большом увеличении в графическом редакторе с целью уменьшения неточностей трассировки;

стандартные биометрические параметры каждого экземпляра вносились в единый массив дан ных для изучения аллометрии роста раковины.

Выявлены две ассоциации неморских двустворок. По косвенным данным ассоциации могут быть либо из одного слоя, либо из двух сближенных слоев.

Материалы III Всероссийского совещания Обе ассоциации содержат два морфологических типа двустворчатых моллюсков: овально удлиненный и округлый. Содержание морфотипов в разных ассоциациях различно. Раковины овально-удлиненной формы в первой ассоциации составляют 65, во второй 80 %.

Раковины овально-удлиненной формы с расширенным и более или менее округлым задним краем имеют небольшой размер, средняя длина раковины 17 мм. Отношение высоты ракови ны к ее длине (H/L) около 0,5 и не меняется с ростом раковины. Линии роста сочленяются с верхним краем створки в трех-четырех точках, которые располагаются на некотором расстоянии друг от друга. Кроме того, на верхнем крае изучаемых раковин имеется узкая площадка, ориен тированная под углом к створке раковины. На этой площадке происходит изменение угла, под которым линии роста подходят к краю раковины. Условно эти раковины могут быть отнесены к роду Anthraconaia Trueman et Weir.

Раковины округло-треугольной формы имеют длину в пределах 11–18, в среднем 14 мм.

Макушка располагается в центральной части верхнего края. Отношение высоты раковины к ее длине изменяется по мере роста раковины, составляя у молодых форм 0,50–0,55 и увеличива ясь с ростом раковины до 0,65–0,7 (средняя величина 0,6). Условно эти раковины могут быть отнесены к роду Abiella Ragozin, 1933.

Наибольший интерес в данной коллекции представляет морфотип овально-удлиненных раковин, сходных по внешним очертаниям с раковинами наиболее древних представителей рода Palaeomutela, известных из уфимских отложений (соликамский горизонт) Соликамской впади ны. Единственным доступным признаком, позволяющим установить различие между этими раковинами, является разный характер сочленения линий роста с замочным краем раковины.

У раковин рода Palaeomutela сочленение линий роста с верхним краем раковины происходит в двух точках.

Новые данные позволяют существенно сократить родовой состав комплекса неморских двустворчатых моллюсков и определить возраст вмещающих пород как нижнепермский (до уфимский).

Подобные ассоциации неморских двустворчатых моллюсков известны из отложений ниж ней перми Китая и Мьянмара (Бирмы).

Дуранте М.В., Пухонто С.К. Верхняя пермь Ангариды: границы отделов, ярусное расчленение // Докл. Междунар. симп. «Верхнепермские стратотипы Поволжья» (28 июня – 3 августа 1998 г.). – М.:

ГЕОС, 1999. – С. 87–95.

Пухонто С.К. Граница верхней и нижней перми в Печорском бассейне // Докл. Междунар. симп.

«Верхнепермские стратотипы Поволжья (28 июня – 3 августа 1998 г.). – М.: ГЕОС, 1999. – С. 296–306.

Durante M., Pukhonto S. Upper Permian of Angaraland (Series and Stades Boundaries). Permophiles.

Newsletter N 34. June, 1999. – P. 26–31.

Kotlyar G.V., Belyansky G.C., Burago V.I. et al. South Primorye, Far East Russia – A key region for global Permian correlation // J. of Asian Earth Sci. 2006. N 26. – Р. 280–293.

О.Ю. Устьянцева ВЫДЕЛЕНИЕ ТРАНСГРЕССИВНЫХ И РЕГРЕССИВНЫХ ФАЦИЙ – ОСНОВА РИТМОГЕНЕТИЧЕСКОГО АНАЛИЗА РАЗРЕЗОВ и биособытия Важнейшей особенностью осадочных толщ и вообще всех геологических процессов следует назвать многопорядковую ритмичность, которая одинаково проявляется по литологическим, палеонтологическим и другим признакам. С другой стороны, естественные ритмы осадкона копления и развития биоты служат основой выделения стратиграфических подразделений, т. е.

основой стратификации и последующей корреляции разрезов. В третьем издании стратиграфи ческого кодекса, как и в предшествующих, о возможности использования ритмичности в страти графии говорится очень осторожно: «В ритмически построенных толщах в качестве свиты может Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео быть выбран крупный седиментационный цикл» (2006, с. 31). Что касается остальных стратонов местной и общей стратиграфических шкал, то никоим образом не подчеркивается их ритмоге нетическая природа. В то же время, на наш взгляд, нет в природе не ритмически построенных толщ осадочных пород как морского, так и континентального генезиса. Стратоны всех рангов должны соответствовать естественным ритмам (циклам) осадконакопления и развития биоты.

На примере каменноугольно-пермских угленосных отложений Кузнецкого бассейна обоб щается практическая работа по выявлению естественных ритмов и установлению их иерархи ческого ранга.

Палеозойская угленосная толща мощностью более 7 км хорошо обособляется в общей по следовательности пород Кузнецкого бассейна. Она подстилается морским нижним карбоном и перекрывается вулканогенно-осадочными породами триаса, представляя собой единый ритм осадконакопления. Ритмогенетическое единство толщи подчеркивается ее общим трансгрес сивно-регрессивным строением: вверх по разрезу увеличивается угленосность отложений и общее содержание растительных остатков, фауна меняется от морской и солоноватоводной до пресноводной. Данному ритму следует придать ранг комплекса местной стратиграфической шкалы. В действующей региональной унифицированной стратиграфической схеме Кузбасса эта единица для обозначения угленосной палеозойской толщи не используется, хотя определенная необходимость в этом, несомненно, имеется. Следует заметить, что М.Д. Залесский еще в 1933 г.

рассматривал данную толщу как единое стратиграфическое подразделение, антраколитовую систему (Лежнин, Папин, 1996). Нами предлагается сохранить это название и относить в целом угленосные палеозойские отложения бассейна к антраколитовому комплексу.

На нижеследующем уровне названный комплекс отчетливо делится на балахонскую и кольчугинскую серии. Впервые такую структуру антраколитового комплекса обосновали по угленосности В.Д. Фомичев (1929) и М.Д. Залесский (1933), выделившими соответственно ба лахонский и кольчугинский стратоны. Обе серии представляют собой завершенные ритмы осад ко- и угленакопления: начинаясь безугольными лагунными отложениями с солоноватоводными двустворками, они заканчиваются континентальными породами с повышенной угленосностью (рисунок, а).

Граница между сериями представлена резкой сменой регрессивных фаций верхов бала хонской серии на трансгрессивные – низов кольчугинской. Это подчеркивается исчезновени ем угленосности (рисунок, б), наличием базальных кольчугинских конгломератов и мощной (100 м) базальной пачкой глинистых пород. Кроме того, в основании кольчугинской серии максимально проявляются окислительные процессы (кора выветривания). Рубежное значение границы подчеркивается размывом верхов балахонской серии глубиною до 140–550 м и ре гиональной разнонаправленностью изменения мощностей кольчугинской и балахонской серий.

Трансгрессивное начало кольчугинской серии отражено в особенностях распространения двустворок: они практически отсутствуют в верхах балахонской серии, но широко распростра нены в базальной пачке глинистых пород, в основании кольчугинской серии. Здесь двустворки встречаются более или менее непрерывно, они максимально разнообразны, особенно на видо вом уровне, и достигают максимальных размеров (до 90 мм).

На нижеследующем иерархическом уровне, на уровне подсерий, также отчетливо проявля ется ритмогенетическая природа подразделений местной стратиграфической шкалы. В кузнец кой подсерии максимально трансгрессивные фации приурочены к основанию этого стратона.

Об этом свидетельствуют тонкая ритмичность, преобладание глинистых пород, обилие соло новатоводных двустворок крупных размеров (рисунок, б). Вверх по разрезу подсерии двуствор Материалы III Всероссийского совещания Антраколитовый комплекс – стратон местной стратиграфической шкалы Кузнецкого бассейна (а) и ритмогенетическая природа подсерий Кузбасса (б) ки измельчаются, становятся более редкими, размеры ритмов увеличиваются, возрастает роль песчаных пород, т. е. по всем признакам усиливается регрессивный характер отложений.

Верхнебалахонская подсерия по тем же литолого-палеонтологическим признакам представ ляет собой естественный ритм. Правда, самые крупные раковины, а с ними и наиболее транс грессивные фации оказались расположенными несколько ниже официально принятой границы между нижне- и верхнебалахонскими стратонами. И по литологическим данным этот рубеж также должен быть опущен и проведен в интервале угольных пластов Кирпичный – Устьевой, где наблюдаются размыв амплитудой до 100 м и полимиктовые конгломераты.

На рисунке (б) показано основание ильинской подсерии. Непосредственно над пачкой среднезернистых песчаников, т. е. в базальных глинистых породах наблюдается массовое рас пространение двустворок крупных размеров (до 60 мм) с сохранившимся раковинным веще ством. Данные признаки позволяют отнести породы с такими раковинами к наиболее транс грессивной фации ильинской подсерии.

Во-первых, более определенно фиксируется положение рубежей в разрезе по литологи ческим данным. В фациальном отношении они выражены максимумами континентальности и биособытия осадков и регрессий. Ими могут быть поверхности размыва, коры выветривания, основания пачек наиболее грубообломочных пород.

Во-вторых, максимумы континентальности всегда сопрягаются, т. е. располагаются в непо средственной стратиграфической близости к максимумам бассейновости (трансгрессий). Мак симумы же трансгрессий представлены сменой пресноводной на морскую фауну, массовым развитием, таксономическим разнообразием и наиболее крупными размерами раковин. В ли тологическом отношении максимумы трансгрессий представлены базальными пачками глини стых пород, мелкой ритмичностью осадков. Данная особенность стратиграфической близости Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео максимумов регрессий и трансгрессий названа принципом сопряжения двух противоположных максимумов (Папин, Лежнин, 1994) и позволяет с большей определенностью стратифицировать геологические разрезы.

Залесский М.Д. О подразделении и возрасте антраколитовой системы Кузнецкого бассейна на осно вании ископаемой флоры // Изв. АН СССР. VII сер. 1933. № 4. – С. 607–630.

Лежнин А.И., Папин Ю.С. Роль первой региональной стратиграфической схемы Кузбасса в установле нии крупных этапов осадконакопления // Кузбасс – ключевой район в стратиграфии верхнего палеозоя Ангариды: Сб. науч. тр. Т. 1. – Новосибирск, 1996. – С. 12–19.

Папин Ю.С., Лежнин А.И. Новые принципы стратиграфии // Современные геологические проблемы:

Межвуз. сб. научн. тр. – Тюмень: ТюмГНГУ, 1994. – С. 3–14.

Стратиграфический кодекс России. Издание третье. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2006. – 96 с.

Фомичев В.Д. Новые данные по стратиграфии угленосных отложений Кемеровского района Кузнец кого бассейна // Изв. Геол. ком. – Л., 1929. Т. XLVIII. № 7. – С. 55–63.

Т.В. Филимонова, Т.Н. Исакова, Е.Н. Горожанина ФОРАМИНИФЕРЫ АРТИНСКОГО И КУНГУРСКОГО ЯРУСОВ (НИЖНЯЯ ПЕРМЬ) ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ СОЛЬ-ИЛЕЦКОГО СВОДА Детально изучены мелкие фораминиферы и фузулиниды артинско-кунгурских отложений юго-восточного края Соль-Илецкого свода в пределах бортовой зоны Предуральского прогиба.

Определены разнообразные и богатые комплексы мелких фораминифер в отложениях саргин ского, саранинского и филиповского горизонтов (рис. 1, 2), вскрытых скважинами 22, 25 и 2 На гумановской площади. Фузулиниды редки и приурочены в основном к отложениям иргинского горизонта. Единичные представители родов Uralofusulinella и Schubertella на фоне мелких фора минифер отмечены в саргинском горизонте. Наиболее богатый комплекс фузулинид иргинского горизонта обнаружен в отложениях, вскрытых скв. 22 на глубине 4245 м, где преобладают иргин ские Pseudofusulina abortiva, Triticites aff. saranaensis, T. aff. efferatus, но присутствуют и сходные с саргинскими Parafusulina ex gr. solidissima, Pseudofusulina ex gr. salva, Uralofusulinella sp. A. В скв. комплекс фузулинид скудный, определены только Pseudofusulina ex gr. urasbajevi, Schubertella aff.

ufimica. Мелкие фораминиферы этого интервала разреза относительно разнообразны. Комплекс включает раннепермских представителей семейств Bradyinidae, Hemigordiidae, Geinitzinidae, Bisseriamminidae, Palaeotextulariidae, Tetrataxidae. Саргинский горизонт вскрыт скважинами и 2 Нагумановской площади. Из отложений обеих скважин определены характерные для это го горизонта Uralofusulinella arkaulensis, U. cf. ajensis, U. sp. nov. (Чувашов и др., 1980), а также Pseudofusulina sp., Parastaffelloides pseudosphaeroidea, Reitlingerina sp., Schubertella aff. ufimica, S.

turaevkensisа и разнообразные мелкие фораминиферы. Среди последних присутствуют типично саргинские виды Pachyphloia densa, Nodosinelloides jazvae, N. ex gr. jaborovensis, Geinitzina chapmani sylvae (Раузер-Черноусова, 1949;



Pages:     | 1 |   ...   | 10 | 11 || 13 | 14 |
 





 
© 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.