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 |   ...   | 11 | 12 || 14 |

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

-- [ Страница 13 ] --

Барышников и др., 1982), многочисленные артинско-кун гурские Hemigordius longus, H. ovatus, H. permicus, H. schlumbergeri (Гроздилова, 1956) и редкие Рис. 1. Стратиграфическое распространение фузулинид и мелких фораминифер в артинско-кунгурском ярусах юго-восточного края Соль-Илецкого свода Материалы III Всероссийского совещания и биособытия Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Рис. 2. Интервалы опробования в скважинах 22, 25 и 2 Нагумановские, расположенных на юго-восточном крае Соль-Илецкого свода, и присущие им комплексы фузулинид и мелких фораминифер Cornuspira, также характерные для саргинского горизонта (Барышников и др., 1982). Массовое развитие Bradyinidae, Hemigordiidae и Geinitzinidae отличает комплекс мелких фораминифер саргинского горизонта от такового иргинского. Выше по разрезу (саранинский и филипповский горизонты) фузулиниды отсутствуют, расчленение отложений базируется на распространении мелких фораминифер и литологических данных. Граница саргинского и саранинского горизон тов наиболее обоснованно определяется по мелким фораминиферам в скв. 2. В этой скважине с глубины 4127 м исчезают фузулиниды, а несколько выше этого уровня появляются много численные Hemigordius saranensis, служащие индекс-видом саранинского горизонта (Чувашов и др., 1990), и первые Howchinella и Cornuspira. В целом состав комплекса мелких форамини фер саранинского горизонта схож с таковым, распространенным ниже по разрезу, и отличается в основном отсутствием типично саргинских видов, а также Palaeotextulariidae и Tetrataxidae.

Аналогичный стратиграфический интервал в скважинах 22 и 25 охарактеризован менее разно образным комплексом, в котором отсутствует вид-индекс саранинского горизонта. Так, ниж нюю границу саранинского горизонта в скв. 25 определяет исчезновение представителей рода Parastaffelloides в инт. 4126–4128 м, а верхняя проводится по появлению ассоциации с филип повскими лагенидами в инт. 4083–4094 м. В скв. 22 выделяется транзитный саргинско-саранин ский комплекс мелких фораминифер, в том числе с Hemigordiidae, приуроченный к зернистым известнякам переходной пачки. Собственно саранинский комплекс фораминифер выделяется Материалы III Всероссийского совещания выше по разрезу и характеризует пачку пелоидных известняков, возраст которой определяется саранинскими остракодами (Исакова и др.

, 2010) и положением ее в разрезе между саргинско саранинскими и филипповскими отложениями. Таксономический состав комплекса значи тельно редуцирован, в нем обнаружены только отдельные Pseudoagathammina, Pseudoglomospira, Nodosinelloides и Globivalvulina. Филипповский горизонт характеризуют две ассоциации мелких фораминифер. В нижней части горизонта, вскрытой скважинами 22 и 25, определен комплекс с филипповскими лагенидами Howchinella aff. clava, H. shurekovi, Nodosinelloides pugioidea simulata, N. bogatirevi, N. matveevensis, N. uralica sensu Tchuvashov, Geinitzina ex gr. rara и глобивальвулинами Globivalvulina apiciformis (Золотова, Барышников, 1980). Интересно, что появление указанного комплекса фиксируется различно относительно корреляционного литологического маркера скважин 22, 25 и 2 – пачки оолитовых известняков, приуроченной к низам филипповского горизонта. Наиболее раннее появление наблюдается в скв. 25 в верхней части пачки пелоидных известняков, расположенной ниже литологического маркера. В скв. 22 этот комплекс содер жится непосредственно в оолитовых известняках. В верхней части филипповского горизонта в остракодовых известняках, вскрытых скв. 2, обнаружен другой комплекс мелких фораминифер с многочисленными Syzrania samarensis и Dentalina? sp. sensu Zolotova, аналогичный комплек су верхней части филипповского горизонта Среднего Урала (Чувашов и др., 1990). В целом мелкофораминиферовое сообщество филипповского горизонта отличается от саранинского отсутствием хемигордиид и появлением других видов лагенид, указанных выше.

Детальное изучение фораминифер и их стратиграфического распространения по трем близ ко расположенным скважинам позволило выявить характерные особенности и отличия уста новленных комплексов артинского и кунгурского ярусов юго-восточной части Соль-Илецкого свода и обосновать биостратиграфические границы горизонтов.

Благодарим ООО «Газпром добыча Оренбург» за предоставленный каменный материал для ис следований. Работа выполнена при поддержке РФФИ, гранты 11-05-00950 и 11-05-01162-а.

Барышников В.В., Золотова В.П., Кошелева В.Ф. Новые виды фораминифер артинского яруса Перм ского Приуралья // Препринт. – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1982. – 54 с.

Гроздилова Л.П. Милиолиды верхнеартинских отложений нижней перми западного склона Урала // Микрофауна СССР. 1956. Сборник VIII. Вып. 98. – С. 531–531.

Золотова В.П., Барышников В.В. Фораминиферы кунгурского яруса стратотипической местности // Биостратиграфия артинского и кунгурского ярусов Урала. – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. – С. 72–109.

Исакова Т.Н., Горожанина Е.Н., Филимонова Т.В. и др. Палеонтологическая и литофациальная харак теристика пограничных артинско-кунгурских отложений юго-восточного края Соль-Илецкого свода по данным глубокого бурения // Палеонтология и стратиграфия перми и триаса Северной Евразии: Мате риалы V Междунар. конф., посвященной 150-летию со дня рождения В.П. Амалицкого (1860–1917). – М.:

Палеонтологический институт им. А.А. Борисяка РАН, 2010. – С. 132–136.

Раузер-Черноусова Д.М. Стратиграфия верхнекаменноугольных и артинских отложений Башкирского Приуралья // М.–Л.: Изд-во АН СССР, 1949. Вып. 105. – С. 3–21. (Труды Ин-та геол. наук АН СССР).

Чувашов Б.И., Дюпина Г.В., Мизенс Г.А. и др. Опорные разрезы верхнего карбона и нижней перми западного склона Урала и Приуралья. – Свердловск: УрО АН СССР, 1990. – 369 с.

Р.Р. Хасанов, Ю.П. Балабанов ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ ВОСТОКА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ НА РУБЕЖЕ ПЕРМИ И ТРИАСА и биособытия Во второй половине пермского периода и в начале триаса на востоке Восточно-Европей ской платформы произошли кардинальные палео- и зоогеографические перестройки. Эти из менения находят отражение в условиях и характере осадконакопления. Завершающие разрез палеозоя пермские отложения характеризуются пестротой литолого-фациального состава и проявлениями специфических осадочных образований, являющихся индикаторами различных типов литогенеза (сульфат-карбонатные породы, угли, медистые песчаники и сланцы и др.).

Совокупность признаков позволяет считать, что основными факторами изменения палеогео Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео графических условий являются климат и тектоника.

В конце палеозоя на рассматриваемой территории происходили крупные климатические изменения и смена режимов осадконакопления. В течение пермского периода деградировали и полностью исчезли внутриматериковые моря, широко распространенные в каменноугольном периоде. Рассматриваемый отрезок геологического прошлого относится к холодному периоду.

Карбон-пермское оледенение, охватившее преимущественно южное полушарие, достигло сво его пика примерно 280–300 млн лет назад (Ершов, 1996). В периоды максимального развития площадь материковых ледников достигала 35–45 млн км2. Изменение размеров ледникового покрова могло приводить к значительным колебаниям уровня Мирового океана и, как след ствие, эпиконтинентальных морей. Цикличность оледенения находила также отражение в из менениях климата на региональном уровне (Хасанов, 1999). Связь внутриконтинентального моря с Мировым океаном временами могла прерываться, что вело к его усыханию, обмелению и образованию эвапоритовых бассейнов (раннепермские сульфат-карбонатные толщи). Тая ние горных ледников на Урале в периоды потепления приводило к увеличению стока воды и выносу терригенного материала на равнину. Так образовалась красноцветная уфимская молас са, перекрывшая осадки раннепермского солеродного бассейна. Климатические изменения сопровождались кратковременными трансгрессиями и регрессиями внутриконтинентального моря. Наиболее крупная трансгрессия относится к казанскому веку с максимумом в байтуган ско-камышлинское время. Казанская трансгрессия осложнялась эвстатическими колебаниями более мелкого порядка, что нашло отражение в известной ритмичности верхнеказанских от ложений (Стратотипы…, 1998). Следствием казанской трансгрессии местного значения стали гумидизация условий осадконакопления и возникновение торфяников на прибрежных равни нах (пермское торфоугленакопление) в Волго-Уральском регионе. Климат отличался сильной контрастностью. На некотором удалении от побережья в сторону Урала (восточнее современ ного русла Вятки) расстилалась область красноцветной седиментации, рассекаемая руслами многочисленных водотоков, носивших, по всей видимости, временный характер. В аллювии, заполняющем их палеоврезы, обнаруживаются многочисленные находки фоссилизированной древесины.

К концу казанского века единый бассейн распадается на отдельные водоемы. В начале татарской эпохи на платформе устанавливается континентальная обстановка (Сементовский, 1979). Потепление климата в конце пермского периода привело к смягчению и гумидизации климата в раннетатарское время. Увеличение количества выпадаемых осадков и таяние горных ледников привели к возрастанию стока воды на равнину и, как следствие, к формированию пре сноводных осадков на обширной территории. По мнению В.И. Игнатьева (1976), в уржумское время происходит слияние изолированных реликтов казанского моря в единый пресноводный бассейн с образованием моря–озера. Однако образование татарских отложений происходило, по всей видимости, в условиях многочисленных озер в результате неоднократных половодий, а также в руслах постоянных и временных водотоков. В триасе на рассматриваемой территории установились континентальные условия, и осадконакопление практически прекратилось.

В полном соответствии с палеоклиматическими находятся и палеомагнитные данные, по лученные по многочисленным разрезам верхней перми востока Восточно-Европейской плат формы (Храмов и др., 1982). Палеогеографическая обстановка в позднем карбоне – перми определялась меридиональным дрейфом Восточно-Европейской плиты в северном направле нии вкрест общепланетарных климатических поясов (Геология…, 2003). В пермском периоде рассматриваемая территория располагалась в низких широтах (20–25°) северного полушария (Игнатьев, 1976;

Геология…, 2003), переместившись из влажной тропической зоны в зону су хих субтропиков, расположенных на широте 20–30°. Палеомагнитологами ВНИГРИ во главе с А.Н. Храмовым убедительно показано, что в это время здесь преобладало смещение географи ческих параллелей с северо-востока на юго-запад. На фоне этого смещения наблюдались иногда и обратные движения палеоширот. Изменению положения палеоширот отвечал определенный режим колебательных движений на платформе (относительный подъем и опускания суши), что, по всей видимости, стало отражением колебаний уровня моря в связи с описанными выше климатическими изменениями. Так, в начале пермского периода продвижение палеоширот на юго-запад сопровождалось опусканием суши (подъмом уровня моря). В кунгурский век движе ние палеоширот изменялось на обратное и совпадало со значительным поднятием территории относительно уровня моря. Начало казанского века характеризовалось смещением палеоширот вновь к юго-западу, а на платформе отмечалось существенное погружение, приведшее к об разованию обширного морского бассейна. На рубеже казанского и уржумского веков ситуа ция вновь изменяется на обратную – граница аридной зоны продвигается на северо-восток, а платформа испытывает новое «поднятие». И наконец, в северодвинский век границы арид ной зоны смещаются к юго-западу и занимают прежнее положение, а на платформе возникает серия неглубоких пресноводных озер и речных половодий («татарское» озеро-море). Установ ленное А.Н. Храмовым положение палеоширот для позднего палеозоя резко отличалось от со Материалы III Всероссийского совещания временного – виртуальный геомагнитный полюс располагался в это время в северо-западной части Тихого океана, а восток Восточно-Европейской платформы находился преимущественно между палеомагнитными широтами 30 и 10° (в зоне аридного климата), периодически смеща ясь относительно них в среднем на 9–10° в юго-западном и северо-восточном направлениях.

Палеомагнитные исследования на востоке Восточно-Европейской платформы, выполненные исследователями из Казанского университета на основе детального изучения опорных разрезов верхней перми и нижнего триаса, показали, что за период от уржумского до раннетриасового времени виртуальный геомагнитный полюс сместился более чем на 10° к северу. Данное сме щение отразилось и на палеоширотном положении исследованной территории – палеошироты были направлены с северо-запада на юго-восток под углом 50–55° к современным параллелям в конце биармийского и татарского времени и около 40° в раннетриасовое время, а сама тер ритория располагалась в позднепермское время между 20 и 30° с.ш., а в раннем триасе – между 30 и 40° с.ш. (Буров, Боронин, 1977;

Стратотипы..., 1998). Более точное положение полюса в раннем триасе получено Ю.П. Балабановым (2009) по нижнему покрову базальтов гряды Чер нышева (р. Адзьва) на Европейском северо-востоке, в пределах полярноуральской части Пред уральского краевого прогиба. По результатам Rb-Sr и Sm-Nd изотопного датирования возраст этих базальтов 250 млн лет, т. е. приурочен к рубежу перми и триаса (Андреичев и др., 2007).

Виртуальный геомагнитный полюс располагался в западной части Тихого океана, у восточного побережья о. Хонсю (Ф° = 40°, ° =145°), а исследованные базальты находились на палеошироте 30°. С учетом этих данных, восток Восточно-Европейской платформы должен был размещаться между палеоширотами 20 и 30° с.ш. Следует также отметить, что характерной особенностью глинистых образований нижнего триаса и, как показали последние исследования (Миних и др., 2011), образований терминальной перми является широкое развитие в них почвенных горизон тов, свидетельствующих о гумидизации климата.

Андреичев В.Л., Ронкин Ю.Л., Лепихина О.П., Литвиненко А.Ф. Изотопный возраст пермо-триасового базальтового магматизма Полярного Предуралья: Rb-Sr и Sm-Nd данные // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2007. Т. 15. № 3. – С. 22–31.

Балабанов Ю.П. Палеомагнитная характеристика базальтов нижнего триаса бассейна реки Адьзва // Материалы XV геологического съезда Республики Коми «Геология и минеральные ресурсы Европейского северо-востока России» (13–16 апреля 2009 г.). – Сыктывкар: Геопринт, 2009. – Т. 3.2. – С. 95–96.

Буров Б.В., Боронин В.П. Палеомагнитная зона Иллавара в отложениях верхней перми и нижнего триаса Среднего Поволжья // Материалы по стратиграфии верхней перми на территории СССР. – Ка зань: КГУ, 1977. – С. 25–52.

Геология Татарстана. Стратиграфия и тектоника. – М.: ГЕОС, 2003. – 402 с.

Ершов Э.Д. Эволюция мерзлых толщ в истории Земли // Соросовский образовательный журнал.

1996. № 1. – С. 75–81.

Игнатьев В.И. Формирование Волго-Уральской антеклизы в пермский период. – Казань: Изд-во КГУ, 1976. – 255 с.

Миних А.В., Голубев В.К., Кухтинов Д.А., Балабанов Ю.П. и др. К характеристике опорного разреза пограничных отложений перми и триаса в овраге Жуков (Владимирская обл., бассейн р. Клязьмы) // Пермская система: стратиграфия, палеонтология, палеогеография, геодинамика и минеральные ресурсы:

Сб. материалов Междунар. науч. конф. – Пермь, Пермский ГУ, 2011. – С. 133–138.

Сементовский Ю.В. Условия образования месторождений минерального сырья в позднепермскую эпоху на востоке Русской платформы. – Казань: Тат. книж. изд-во, 1973. – 256 с.

Стратотипы и опорные разрезы верхней перми Приказанского района: Материалы к междунар. симп.

«Верхнепермские стратотипы Поволжья». – М.: ГЕОС, 1998. – 105 с.

Хасанов Р.Р. Геохимическая эволюция позднепермского осадочного бассейна Волго-Камского ре гиона // Док. Междунар. симп. «Верхнепермские стратотипы Поволжья» (28 июля – 3 августа 1998 г.). – М.: ГЕОС, 1999. – С. 151–156.

и биособытия Храмов А.Н., Гончаров Г.И., Комиссарова Р.А. и др. Палеомагнитология / Под ред. А.Н. Храмова. – Л.:

Недра, 1982. – 312 с.

М. Хорачек, А.С. Бяков, Ю.Д. Захаров, C. Рихоз ПРОБЛЕМА ГРАНИЦЫ ПЕРМИ И ТРИАСА Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео В МОРСКИХ ФАЦИЯХ СИБИРИ (В СВЕТЕ ПЕРВЫХ ИЗОТОПНО-УГЛЕРОДНЫХ ДАННЫХ ПО РАЗРЕЗУ реки СЕТОРЫМ, ЮЖНОЕ ВЕРХОЯНЬЕ) Впервые получены результаты определений изотопного состава органического углерода в 235 образцах аргиллитов, отобранных из пограничных пермо-триасовых (PTB) отложений имтачанской и некучанской свит известного разреза на правобережье р. Сеторым (руч. Суол, бас. р. Восточная Хандыга). Анализы выполнены с применением масс-спектрометра Finnigan MAT 251 в Университете Карла-Франца (Грац, Австрия). Исследованный PTB интервал раз реза представлен преимущественно темно-серыми аргиллитами с несколькими прослоями глинистых и тонкозернистых песчаников. Полученная кривая 13Сорг почти идентична таковым разрезов Евразии и Северной Америки, исследованных геохимическим методом. Наиболее высокие значения 13Сорг, от –29 до –26,3 ‰ установлены в нижней части исследованного ин тервала (верхняя часть имтачанской свиты, отвечающая верхней части подзоны Postevenicum, и базальные слои некучанской свиты, соответствующие нижней части слоев с Otoceras concavum зоны Boreale). В последующем интервале некучанской свиты, соответствующем верхней ча сти слоев с Otoceras concavum, обнаружено резкое снижение значений 13Сорг, свойственное базальным слоям индского яруса триаса. В этом четырехметровом интервале установлены три негативных изотопно-углеродных экскурса (рисунок). Первый из них (13Сорг = –30,2 ‰) обнаружен в основании интервала, второй (–30,1 ‰) в 1,8 м выше, третий (–30 ‰) вблизи верхней границы слоев с Otoceras concavum. Интервал с негативными экскурсами резко сме няется в разрезе интервалом с более высокими значениями 13Сорг, флюктуирующими чаще всего между –28,6 и –28‰. Последний экскурс соответствует верхней части зоны Boreale и всему объему зоны Morpheos.

Корреляция по изотопно-углеродным данным свидетельствует о том, что PTB в разрезе Се торым приходится на интервал с негативными изотопно-углеродными аномалиями и, вероятнее всего, близко соответствует первому экскурсу, установленному в основании верхнего подраз деления слоев с Otoceras concavum, что совпадает с появлением (FAD) цератитов Tompophiceras pascoei – типичного индекса грисбахского яруса Бореальной области. Судя по изотопным дан ным, PTB в Сибири (Бореальная область), в отличие от Гималаев, располагается в пределах Otoceras-содержащих слоев. Это свидетельствует, очевидно, о позднепермском возрасте нижней части слоев с Otoceras concavum зоны Boreale, что соответствует палеонтологическим данным, недавно полученным по разрезу Файскегрэв в Гренландии. Новые палеонтологические и изо топные данные позволяют предполагать, что только два рода аммоноидей (Episageceras, как было опубликовано нами ранее, и Otoceras) пережили массовое вымирание на рубеже перми и триаса. Район р. Сеторым расположен вблизи мест излияния сибирских трапповых базальтов, наиболее цитируемых в качестве возможного спускового механизма массового вымирания. Од нако полученная кривая, фиксирующая особенности изменений изотопного состава аргиллитов PTB интервала в этом регионе, судя по корреляции, не отражает каких-либо явно локальных изменений, связанных с этим явлением.

Работа выполнена при поддержке РФФИ и ДВО РАН, проекты 11-05-00053, 11-05-00785 а, 11-05-98569-р_восток, 11-05-98538-р_восток, 12-III-А-08-189 и Independent Research Program of AIT.

Материалы III Всероссийского совещания Распределение остатков фауны и вариации содержания изотопа 13С в аргиллитах пограничных отложений перми и триаса на р. Сеторым, Южное Верхоянье Дагис А.С., Архипов Ю.В., Трущелев А.М. Экскурсия 054. Пермские и триасовые отложения Якутии // 27-й Междунар. геолог. конгресс. Якутская АССР, Сибирская платформа. Сводный путеводитель экс курсий 052-055. – Новосибирск: Наука, 1984. – С. 72–89.

Захаров Ю.Д. Otoceras Бореальной области // Палеонтол. журн. 1971. № 3. – С. 50–59.

Dagys A., Ermakova S. Induan (Triassic) ammonoids from North-Eastern Asia // Rev. Palaeobiol. 1996.

Vol. 15. N 2. – P. 401–447.

Zakharov Y.D. Ammonoid Succession of Setorym River (Verkhoyansk Area) and Problem of Permian – и биособытия Triassic Boundary in Boreal Realm // J. of China Univ. of Geosci. 2002. Vol. 13. N 2. – P. 107–123.

В.С. Цыганко ЗОНАЛЬНАЯ БИОСТРАТИГРАФИЯ ДЕВОНА РОССИИ Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео ПО РУГОЗАМ Девон является периодом максимального расцвета фауны кораллов ругоз. Высокая сте пень изученности этой группы фауны обусловила активное ее использование для расчленения и корреляции разрезов системы на территории большинства регионов России. Выделение при водимых ниже провинциальных и местных зон по ругозам основывается на материалах исследо ваний Э.З. Бульванкер, К.А. Ермаковой, Р.А. Жаворонковой, В.А. Желтоноговой, В.А. Ивании, А.Г. Кравцова, Г.В. Лахова, Ю.И. Оноприенко, Е.Д. Сошкиной, Н.Я. Спасского, В.А. Сытовой, Л.М. Улитиной, В.С. Цыганко, М.В. Шурыгиной и др.

Нижний девон. Лохковский ярус. На западном склоне Урала ругозы приурочены к мелко водношельфовым глинисто-карбонатным образованиями, а также к развитым в виде редкой цепочки вдоль восточной окраины Русской платформы биогермным и рифовым постройками.

На Южном и Среднем Урале ярус представлен сиякским (= зоне Neomphima originata (Soshk.) и шерлубайским (= зоне Pseudamplexus subbrevis Shur.) горизонтами. На севере Урала зона Neomphima originata (Soshk.) установлена только в нижней части яруса, соответствующей овин пармскому горизонту. На Салаире аналогичная зона отвечает томьчумышскому горизонту, а на восточном склоне Урала – сарайнинскому горизонту. Залегающий выше саумский горизонт содержит ругозы зоны Stylopleura quadripartitus (Soshk.). На этом же уровне на Новой Земле появляется первый девонский комплекс ругоз зоны Nardophyllum clarum Kravtsov в отложе ниях горизонта губы Моржовая. На Салаире ярус венчает крековский горизонт с ругозами зоны Pseudotryplasma altaica (Dyb.). Ругозы этой же зоны выявлены в урюмских слоях усть тарейского горизонта на Таймыре. В пределах Верхояно-Чукотской складчатой области мор ские отложения тихоручьевского горизонта охарактеризованы ругозами зоны Spongophylloides tenuiseptatum Kravtsov.

Пражский ярус на Урале характеризуют ругозы зоны Chlamidophyllum obscurum (Pocta) (за падный склон) и Embolophyllum irgislense (Soshk.) (восточный склон). На Новой Земле этот же интервал представлен зоной Zonophyllum polaricum (Krav.), Camurophyllum camurum Krav., а на Салаире – зоной Taimyrophyllum gracile Zhelt. На Таймыре отвечающая ярусу нижняя часть злобинского горизонта в составе даксанских и юнходских слоев охарактеризована ругозами зоны Pseudotryplasma bimorphoseptata Krav., Embolophyllum aggregatum (Hill). В Верхояно-Ко лымской области в белякском горизонте широко представлена местная зона Pseudotryplasma altaica (Dyb.), Taymirophyllum speciosum Tchern.

Эмский ярус характеризуется существенным увеличением разнообразия ругоз, комплексы которых значительно различаются в нижнем и верхнем подъярусах. В первом из них в морских карбонатных образованиях западного склона Урала в качестве зональных могут рассматри ваться виды Aculeathophyllum uralicum Zhav. и Lyrielasma petschorense (Soshk.). Соответствующий интервал на восточном склоне Урала представлен зоной Neocolumnaria vagranensis Soshk., Xystriphyllum prismaticum (Soshk.), а на Новой Земле – зоной Radiastraea novozemelica (Krav.), Acanthophyllum alatum Krav. Двумя зонами представлен нижний эмс на Салаире: Acanthophyllum breviforme Zhelt. (салаиркинский горизонт) и Fasciphyllum urense Zhmaev (беловский горизонт).

На Таймыре ругозы на данном уровне практически отсутствуют. На Колыме нижний эмс (ве чернинский горизонт) охарактеризован ругозами зоны Lyrielasma petschorense (Soshk.).

Близкие по характеру отложения койвенского и бийского горизонтов верхнего эмса за падного склона Урала и Русской платформы содержат ругозы зоны Mansuyphyllum soetenicum (Schlut.). На восточном склоне Урала ей отвечает зона Lyrielasma halliaforme (Soshk.) из таль тийского горизонта, на Новой Земле – зона Spongonaria ampullaceal Lach. из нижней части кабанинского горизонта, а на Салаире – зона Arcophyllum, Thamnophyllum rzonsnickajae Bulv., характеризующая шандинский горизонт. В Верхояно-Чукотской области данный интервал оха рактеризован ругозами зоны Mansuyphyllum soetenicum (Schlt.), M. maximum Spassky.

Средний девон. Эйфельский ярус характеризуется расширением биогеографических связей между регионами, выразившееся в распространении на территории большинства их в качестве зональной формы вида Dendrostella trigemme (Quenst.). В качестве второй зональной формы на восточном склоне Урала принят вид Columnaria devonica Bulv., на Салаире – Mycophyllum difficile Zhelt., а в Верхояно-Чукотской области – Crypophyllum gracile Wdkd.

Живетский ярус. В живете биогеографические связи между регионами несколько ослаб ли. Тем не менее отложения нижнего подъяруса в ряде регионов (Русская платформа, Урал) охарактеризованы сходными зональными комплексами ругоз зоны Neospongophyllum isactis (Frech.). На южном острове Новой Земли верхняя часть черногубского горизонта, а в Верхояно Чукотской области вояхский горизонт содержат ругозы зоны Neostringophyllum waltheri (Yoh).

На Алтае, Силаире и в Кузбассе отложения данного уровня охарактеризованы ругозами зоны Dialythophyllum annulatum (Peetz).

Обедненный комплекс ругоз зоны Disphyllum paschiense (Soshk.) установлен в верхнежи Материалы III Всероссийского совещания ветском подъярусе на Русской платформе, на западном склоне Урала, в Кузбассе и Верхоя но-Чукотской области. На Новой Земле отложения подъяруса достоверных остатков ругоз не содержат, а на Алтае этот уровень представлен ругозами зоны Altaiophyllum belgebaschicum Iv., Phyllipsastrea carinata Bulv.

Верхний девон. Франский ярус. Вследствие обширной трансгрессии моря франский век характеризуется существенным расширением биотопов ругоз. Однако усиление различий в ус ловиях осадконакопления и, естественно, в условиях обитания ругоз привели к разновремен ному появлению одних и тех же форм в различных регионах, что затрудняет выявление четких коррелятивных уровней между ними. На Русской платформе для мелководных отложений Рос сийского надгоризонта в качестве зональных могут рассматриваться Macgeea mutizonata (Reed) и M. solitaria (Hall et Withf.);

для нижней и верхней частей донского надгоризонта – соответствен но зоны Thamnophyllum virgatum Soshk., Frechastrea micrommata (Roem.) и Peneckiella minima (Roem.), P. evlanensis Bulv., Donia russiensis Soshk. На западном склоне Урала нижнюю часть яруса (саргаевский и доманиковый горизонты) представляет зона Thamnophyllum monozonatum (Soshk.), а верхнюю – зона Distetskae kostetskae (Soshk.), Tabulophyllum gorskii (Bulv.). На восточ ном склоне Урала весь ярус характеризует зона Thamnophyllum monozonatum (Soshk.). На Новой Земле низы яруса (верхняя часть жандровского горизонта) содержат ругозы зоны Disphyllum caespitosum (Goldf.), Peneckiella sachanensis Lach., а верхи (меньшиковский горизонт) – руго зы трех зон: Thamnophyllum virgatum Soshk., Disphyllum unicum (Ermac.), Peneckiella evlanensis (Bulv.). На Салаире и в Кузбассе зональные комплексы ругоз установлены в нижней части яруса (вассинский горизонт) – зона Disphyllum lazutkini (Bulv.), а также у кровли яруса: в глубокин ском (зона Solominella soshkinae Iv.), соломинском (зона Peneckiella carinata Iv.) и низах пещер кинского (зона Neostringophyllum fameniense Iv.) горизонта. В Верхояно-Чукотской области зональные комплексы ругоз установлены только во фране Колымского края: в нижней части яруса – зона Thamnophyllum monozomatum (Soshk.), Neostringophyllum modicum (Smith);

в верх ней – Phyllipsastrea ibergensis (Roem.), Frechastrea pentagona (Goldf.).

Фаменский ярус остатками ругоз охарактеризован слабо, что не позволяет наметить их био стратиграфическую зональность. Можно лишь отметить редкие находки в нижнем фамене под нятия Чернышева видов Nalivkinella profunda Soshk., Gorizdronia profunda (Soshk.) и Oligophylloides pachythecus Rozk., а на Пай-Хое – вида Nalivkinella profunda Soshk. В среднем фамене ругозы не известны, а в верхнем фамене их единичные находки выявлены на Приполярном Урале (Neaxon tenuiseptatus Weyer). На этом же уровне более многочисленные находки ругоз выявлены в элер гетинской свите Омолонского массива на северо-востоке Сибири: Tabulophyllum latetabulatum Onopr., T. simplex Onopr., Protocaninia cylindrica Onopr., Pr. parva Onopr.

Работа выполнена при поддержке Программы Президиума РАН «Происхождение биосферы и эволюция геобиологических систем» (Проект № 12-П-5-1015).

В.А. Цыганкова ЛИТОЛОГО-ФАЦИАЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ПАШИЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ВОЛГОГРАДСКОГО ПОВОЛЖЬЯ и биособытия В пашийское время в пределах Волгоградского Поволжья продолжали накапливаться, как и в живетском веке, преимущественно терригенные отложения. Для него характерны наиболее нестабильные, по сравнению с воробьёвским и ардатовским временем, условия седиментации, изменяющиеся от мелководно-морских до прибрежных. В отличие от существенно кварцевых песчаников живетского яруса, в литологическом составе пашийских отложений намечается чёткая субширотная зональность, обусловленная проявлением с раннепашийского времени нового южного источника сноса, расположенного в пределах Задонского выступа фундамента.

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео На севере Волгоградского Поволжья продолжали накапливаться кварцевые песчаники, а на юге полевошпатово-кварцевые с туфогенным материалом.

В разрезе пашийских отложений выделяются нижне- и верхнепашийские отложения, от ражающие циклический характер осадконакопления. Песчаники из основания циклов пере крываются глинами с прослоями алевролитов и известняков.

В пашийское время, как отмечалось ранее П.А. Карповым, Г.П. Батановой и др. (Алиев, Батанова и др., 1978), осадконакопление происходило в мелководном опреснённом бассей не с неустойчивой береговой линией, с многочисленными временно возникающими мелкими островами, сетью лагун, озёр и пр. Небольшие острова резко отличаются от крупных, близких к материкам, они «…теснейшим образом связанные с морем, вызывают изменения в составе морских отложений и не сопровождаются образованием континентальных отложений. Неболь шие острова близки к банкам» (Наливкин, 1956).

В пашийских отложениях остатки фауны малочисленны, представлены они в основном зам ковыми и беззамковыми брахиоподами, реже гастроподами, криноидеями и двустворками, но на плоскостях наслоения в изобилии встречаются остатки углефицированной растительности, реже линзочки угля (до 0,7 см).

Пашийские отложения отличаются от воробьёвских и ардатовских максимальной верти кальной расчленённостью, в них выделяется до 15 песчаных пластов, что обусловлено пульса ционным характером седиментации.

Как известно, число песчаных пластов вблизи берега мало из-за большого объёма кластики и незначительного количества глинистого материала, участвующего в переслаивании, а в глубо ководных частях за счёт ограниченного количества песчаного материала. Наиболее интенсив ное переслаивание наблюдается в зонах, где песчаный материал поступает периодически, как например, в речных системах или временных потоках. Максимальное число пластов в паший ских отложениях зафиксировано на севере области, в Линёвской впадине (пятнадцать пластов в скв. 7 Линёвская), а также в Ивановском прогибе (одиннадцать пластов в скв. 38 Терсинская).

На юге выносы временных потоков, отражая тектонические пульсации, сформировали шесть грубозернистых песчаных пластов (скв. 52 Октябрьская).

Анализ состава песчаников пашийского возраста показал, что с севера в бассейн седимен тации поступали хорошо отсортированные, мелкозернистые кварцевые зёрна, а с юга мелко средне-крупнозернистые с гравием полимиктово-туфогенные разности. На севере, где развиты кварцевые (95–98 %) с единичными (2–3 %) зёрнами полевых шпатов песчаники, главными аутигенными минералами являются вторичный кварц (80 %), кальцит (15–17 %) и каолинит (2–5 %). Здесь, помимо регенерационных каёмок на зёрнах, встречаются и идиоморфные кри сталлы кварца, свидетельствующие о значительной первичной пористости осадка, накопление которого происходило в условиях развития Ивановско-Линёвской авандельты, распространяв шейся по понижениям палеорельефа: в Ивановском прогибе и Линёвской мульде. В песчаниках отмечена веерообразная, сходящаяся и перекрёстная слоистость, характерная (Ботвинкина, 1965) для авандельтовых отложений.

Хорошо промытые неглинистые мелкозернистые песчаники, участками сильно биотур бированные, характерны для отложений пляжа, точнее, нижнего пляжа, распространённого в пашийское время на севере, западе и юге исследуемой территории. Формирование осадков происходило на глубинах, не превышающих 4–6 м (Рейнек, Сингх, 1981).

Восточнее, в пределах Приволжского мегавала, отделяющего Доно-Медведицкий прогиб центральной части Волгоградского Поволжья от Прикаспийской впадины, состав песчаников практически не меняется, но в них появляется алевритовая и глинистая примесь. По глинам развиты мелкие кристаллы сидерита. В прослоях и линзах, лишённых глинистой примеси, на блюдается окварцевание или кальцитизация базального типа.

В пределах Приволжского мегавала существовала зона, переходная от пляжа к шельфу При каспийского бассейна. Здесь седиментация происходила на глубинах более 6 м (Рейнек, Сингх, 1981).

В северной части Доно-Медведицкого прогиба (в Умётовско-Линёвской впадине) паший ские отложения глинизированы. Глинистые минералы представлены каолинитово (50 %)-гид рослюдистой (50 %) ассоциацией. Обилие каолинита подтверждает наличие авандельтовых про ток, приносивших с суши продукты выветривания, накопление которых происходило в пони жениях рельефа дна мелководного бассейна седиментации.

В зоне влияния южного источника сноса (скважины 47 Усть-Погожская, 52 Октябрьская) вскрыты песчаники зеленовато-серые разнозернистые, прослоями грубозернистые до мелко гравийных. Породы представлены толщей переслаивания: песчаников туфогенных, линзовидно окварцованных;

песчаников глинистых полевошпатово-кварцевого состава;

кристаллокластиче ских туфов, сильно изменённых, кальцитизированных, содержащих обломки резорбированных и растресканных кристаллов кварца, каолинизированных полевых шпатов, хлоритизированного вулканического стекла и обломков эффузивов. Цемент в основном кальцитовый, пойкилли Материалы III Всероссийского совещания товый, участками каолинитовый, прослоями гидрослюдисто-хлоритовый, по которому развит сидерит. Песчаники сформированы временными потоками большой энергии, о чём свидетель ствуют однонаправленная косая слоистость с углами наклона слоёв до 25–30° к горизонтали, а также плохая сортировка и грубозернистость кластического материала.

На восточном склоне Приволжского мегавала (скв. 4 Николаевская) вскрыты песчаники светло-серые, мелкозернистые, алевритистые кварцевого состава. В шлифах заметны хлорито вые оболочки почти на всех обломочных зёрнах. Часть пор заполнена аутигенным кальцитом, наблюдается регенерация зёрен кварца, отмечено развитие сидерита в участках с глинисто-кар бонатным цементом. Глинистые минералы представлены смешанослойно (10 %)-хлоритово (10 %)-коалинитово (20 %)-гидрослюдистой (60 %) ассоциацией. Песчаное тело типа песчаного вала, вскрытое скв. 4 Николаевская, представляет собой линзу, ориентированную субмериди онально вдоль склона мегавала. Хотя туфогенный материал с юга не достигал этой зоны, но наличие хлорита, каолинита и смешанослойных минералов в составе глин свидетельствует, по видимому, о значительном содержании в водах бассейна продуктов вулканической деятельности.

Таким образом, в пашийское время в пределах Волгоградского Поволжья на севере области унаследованно с живетского века существовали условия, благоприятные для развития авандель товых комплексов. Кратковременные мелководно-морские условия седиментации сменялись кратковременными прибрежно-континентальными, в результате чего фауна в разрезах почти отсутствует, но углефицированный растительный детрит встречается постоянно, что обусловле но широким распространением мелких островов с богатой растительностью, разраставшейся в периоды понижения уровня моря и захоронявшейся во время повышения уровня морских вод.

Увеличение количества органических остатков в восточном направлении обусловлено, видимо, связью с морским бассейном Прикаспия.

Литолого-фациальный анализ свидетельствует о максимальной мелководности и об уси лении регрессивного характера осадконакопления пашийских отложений, а также о законо мерном усилении тектонической активности недр, характерной для завершающего этапа ка ледонского цикла тектогенеза, проявившегося на исследуемой территории в пашийское время активизацией Задонского выступа фундамента.

В настоящее время граница между живетским и франским ярусами на территории России проводится в основании пашийских отложений, тогда как в Международной стратиграфической шкале принят более высокий уровень границы живетского и франского ярусов. В палинологи ческих работах рассматривается несколько возможных уровней верхней границы живетского яруса на Русской платформе. Наиболее приемлема граница в основании кикинских слоев ти манского горизонта, которая была предложена в 1990 г. М. Раскатовой как один из вариантов (Манцурова, 2008).

В осадочном чехле Русской платформы выделена (Иголкина и др., 1981) прибрежно-конти нентальная глинисто-песчаная формация, включающая старооскольско-пашийские отложения, нижняя её граница проводится по исчезновению морских отложений (в Волгоградском По волжье – черноярских глин эйфельского яруса), а верхняя определяется появлением прослоев известняка (в верхнепашийских отложениях и арчединских в основании кикинских слоёв ти манского горизонта).

Проведённые литолого-фациальные исследования подтверждают правомочность именно этого уровня, так как обычно наибольшая активизация тектонических движений приурочена к завершающему циклу седиментации, в нашем случае живетскому, который должен включать и пашийское время как наиболее тектонически активное.

Алиев М.М., Батанова Г.П., Хачатрян Р.О. и др. Девонские отложения Волго-Уральской нефтегазо и биособытия носной провинции. – М.: Недра, 1978. – 216 с.

Ботвинкина Л.Н. Методическое руководство по изучению слоистости // Тр. ГИН. 1965. Вып. 119. – 260 с.

Иголкина Н.С., Кириков В.П., Кочин Г.Г. и др. Геологические формации осадочного чехла Русской платформы. – Л.: Недра, 1981. – 168 с. (Труды Всесоюз. науч.-исслед. геол. ин-та. Т. 296).

Манцурова В.Н. Биостратиграфия живетских отложений Волгоградского Поволжья по миоспорам // Палинология: стратиграфия и геоэкология: Материалы XII Всерос. палинол. конф. Т. III. – СПб.:

ВНИГРИ, 2008. – С. 52–59.

Наливкин В.Д. Учение о фациях. Географические условия образования осадков. – М.–Л.: АН СССР, Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео 1956. – 536 с.

Рейнек Г.Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления (с рассмотрением терригенных кластических осадков): Пер. с англ. – М.: Недра, 1981. – 439 с.

В.В. Черных, Б.И. Чувашов КОНОДОНТОВАЯ СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ШКАЛА ВЕРХНЕГО КАРБОНА – НИЖНЕЙ ПЕРМИ УРАЛА И ЗАДАЧИ ДАЛЬНЕЙШИХ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ К систематическому изучению конодонтов верхнего карбона – нижней перми лаборатория стратиграфии и палеонтологии Института геологии и геохимии УрО РАН приступила в 1981 г.

по инициативе одного из авторов настоящего сообщения Б.И. Чувашова. В течение последую щих 30 лет выполнена основная задача, которая была поставлена в начале пути – разработать зональную шкалу гжельского яруса верхнего карбона и зональную шкалу нижней перми для Уральского региона. Попутно решалась и другая задача, связанная с выбором стратотипических разрезов и обоснованием границ ярусов нижней перми для включения их в Международную стратиграфическую шкалу.

Сформулированы основные требования, которые необходимо учитывать при построении биохронологической зональной шкалы (Черных, 1995, 2002). Корректно построенная зональная шкала должна быть непрерывной, универсальной (иметь высокий корреляционный потенци ал), границы зональных подразделений шкалы должны быть строго (однозначно) определены, элементарная шкала, содержащая не менее трех зон, должна быть установлена на одном или немногих близко расположенных разрезах.

Непрерывность шкалы наилучшим образом обеспечивается использованием в качестве базиса эволюционной последовательности ископаемых, принадлежащих к одной фратрии.

В частности, для конодонтовых шкал мы использовали эволюционные тренды изменения мор фологии Ра элементов.

Универсальность шкалы достигается в первую очередь тем, что для ее построения привлека ется ортостратиграфическая группа ископаемых. Однако основным способом универсализации зональной шкалы является создание комплексной характеристики зональных подразделений (Черных, 2002).

Строгая маркировка зональных границ обеспечивается их совмещением с элементарными эволюционными событиями – уровнями возникновения видовых таксонов или формальных видов при построении мерономических конодонтовых шкал (Черных, 2008). Использование качественно определенных событий для проведения зональных границ обеспечивает их линей ность и однозначность положения на шкале.

При построении конодонтовых зональных шкал нами в качестве инициальной использова на существующая зональная биостратиграфическая шкала, сконструированная по результатам изучения фузулинид. Вначале были выделены ассоциации конодонтов в границах зональных подразделений фузулинидовой шкалы (Чувашов и др., 1983). Это позволило выявить хроно логическую последовательность отдельных морфотипов конодонтов и их комплексов. После дующее послойное изучение конодонтов и установление их стратиграфического распределе ния по разрезу дали возможность выявить морфологические тренды гжельских и ассельских стрептогнатодонтид. Эти данные и легли в основу зональной конодонтовой шкалы гжельского и ассельского ярусов. Начиная со среднего асселя, стрептогнатодусовая последовательность дублируется и наращивается морфологическим трендом представителей рода Mesogondolella.

Менее протяженные тренды, установленные по результатам изучения конодонтов, относящихся к родам Sweetognathus и Neostreptognathodus, были положены в основу построения зональной шкалы для сакмарского, артинского и кунгурского ярусов.

Зональная шкала гжельского яруса верхнего карбона (рисунок). Зональная шкала для верхней части касимовского и гжельского ярусов предложена нами в 2000 г. по результатам изучения конодонтов в разрезах Усолка и Никольский (Черных, 2000). Эта шкала оказалась актуальной в приложении к разрезам Подмосковья и Среднего Поволжья. Зональные подразделения вы делены нами в традиционном для конодонтовой стратиграфии ключе: нижние границы зон устанавливаются по уровням возникновения определенных видов-индексов. Такие зоны при нято называть интервал-зонами, если виды-индексы не образуют эволюционной последова тельности. В отдельных случаях такая последовательность может быть указана для гжельских Материалы III Всероссийского совещания видов – индикаторов нижних границ зон. Так, cтратиграфический ряд S. vitali – S. virgilicus – S. bellus – S. wabaunsensis может рассматриваться как эволюционная последовательность на званных видов. Одноименные зоны, установленные по таким последовательным видам-ин дексам, точнее квалифицировать как филозоны. Последовательность видов-индексов S. firmus, S. simulator и S. vitali не обнаруживает преемственности в морфологических признаках ее членов и, по-видимому, не является эволюционным трендом. Эта последовательность использована для установления зон в верхней части касимовского и нижней части гжельского ярусов. Вы деленные здесь зональные подразделения являются интервал-зонами. Однако если убрать из общего названного выше ряда вид S. simulator Ellison, введенного в него только для иденти фикации нижней границы гжельского яруса, то последовательность S. firmus – S. vitali – S.

virgilicus – S. bellus – S. wabaunsensis можно считать эволюционным трендом, и соответствующие зональные подразделения будут квалифицироваться как филозоны. Существенный недостаток шкалы, составленной из этих зон, состоит в наличии разрыва между стратозонами firmus и vitali и невозможности определить по ней нижнюю границу гжельского яруса. Для его устранения необходимо найти промежуточный морфотип между видами S. firmus Kozitskaya и S. vitali Chern.

Стратиграфическая последовательность видов, использованная в качестве базы для раз работки зональной шкалы гжельского яруса, отличается одной важной особенностью – в ней смежные виды-индексы имеют частично перекрывающиеся интервалы. Это обеспечивает хро нологическую непрерывность предложенной зональной шкалы.

Все виды-индексы, использованные для построения шкалы, имеют глобальное распростра нение и обеспечивают корреляцию стратиграфических подразделений гжельского яруса Урала с одновозрастными образованиями европейской части России, США, Канады, Китая.

Зональная шкала нижней перми (таблица). Для построения зональной шкалы нижней перми по конодонтам было использовано несколько южноуральских разрезов. Разрез Усолка и дубли рующий его разрез по руч. Дальний Тюлькас вскрывают непрерывную серию отложений ассель ского, сакмарского и артинского ярусов до иргинского горизонта включительно. Усольский раз рез является паралимитотипом нижней границы ассельского яруса, а Тюлькасский предлагается нами в качестве лимитотипа нижней границы артинского яруса. Разрез близ ст. Кондуровка использован в качестве лимитотипа нижней границы сакмарского яруса. Артинско-кунгур ская часть представлена в разрезе близ с. Мечетлино, где нами предлагается лимитотип ниж ней границы кунгурского яруса. Корреляционный потенциал предложенной шкалы позволяет сопоставить ярусные границы верхнего карбона и нижней перми Урала с одновозрастными стратиграфическими уровнями территорий Европейской части России, Ирана, США, Канады, Боливии и Южного Китая (Черных, 2006).

Определение нижних границ ярусов. Основным инструментом определения стратиграфи ческой границы является ее биохронотип, который извлекается из зональной шкалы. Био хронотипом стратиграфической границы мы называем эволюционную последовательность видов-индексов, в пределах которой находится интересующая граница стратона. Эта граница, совмещенная в стратотипическом разрезе с одной из границ зонального подразделения исполь зуемой шкалы, может быть затем опознана и во всех других разрезах. Закрепление положения стратиграфической границы на зональной шкале считается корректным, если в стратотипи и биособытия Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Зональная шкала гжельского яруса ческом разрезе устанавливается последовательность (как минимум) трех зон, внутри которой располагается определяемая граница стратона (яруса). Иными словами, корректным биохро нотипом стратиграфической границы является элементарная зональная биохронологическая шкала, внутри которой лежит искомая граница (Черных, 2005, 2008).

Такая процедура маркировки нижней границы яруса полностью отвечает требованиям Международной комиссии по стратиграфии по установлению «точки глобального стратотипа границы», которая и принимается за стандарт для определения нижней границы ярусных под разделений Международной стратиграфической шкалы.

Конодонтовые зоны нижней перми и их соотношение с зонами по фузулинидам и радиоляриям (по Chuvashov B.I., Chernykh V.V., Amon E.O., 2004, с дополнениями) Ярус Горизонт Фораминиферы Конодонты Радиолярии Parafusulina aff.

Neostreptognathodus Ruzhencevispongus solidissima – Nodosaria Иренский Кунгурский imperfektus uralicus sexangulata Филиппов Nodosaria pugioidea Neostreptognathodus clinei ский Hemigordius Neostreptognathodus pnevi Саранинский saranaensis Parafusulina Neostreptognathodus Polyentactinia lautitia Саргинский solidissima pequopensis Pseudofusulina juresa Артинский Sweetognathus clarki – nensis – Eoparafusulina Tetracircinata reconda Иргинский S. aff. ruzhencevi lutugini Pseudofusulina Материалы III Всероссийского совещания Entactinosphaera pedissequa – Sweetognathus whitei crassicalthrata – Бурцевский Pseudofusulina Quinqueremis arundinea concavutas Rectotormentum Sweetognathus anceps Mesogondolella fornicatum bisselli Camptoalatus Pseudofusulina Стерлита- monopterygius urdalensis макский Сакмарский M. visibilis Entactinia pycnoclada – Tormentum circumfusum M. lata Pseudofusulina Sweeto- Helioentactinia ikka – verneuili – gnathus Haplodiacanthus Eoparafusulina binodosus perforatus Mesogondolella tschernyschewi Тастубский uralensis Sweeto- Tetragregnon Pseudofusulina moelleri gnathus vimineum – Copiellintra merrilli diploacantha Mesogondolella Sphaeroschwagerina S. postfu pseudostriata sphaerica – sus – S.

Шиханский Globifusulina firma barskovi Mesogondolella striata Haplodiacanthus anfractus Pseudoschwagerina Mesogondolella Ассельский S. fusus uddeni simulata Sphaeroschwagerina S. con- Mesogondolella Холодноложский moelleri – strictus belladontae Globifusulina fecunda S. sigmoi dalis Globifusulina nux S. cristel laris Sphaeroschwagerina Streptognathodus glenisteri – fusiformis S. isolatus Палеонтологическая основа для построения эффективного конодонтового биохроноти па – морфологические тренды, составленные из последовательных стадий эволюционного преобразования определенного мерона (Ра элемента), гомологичного для большой группы родственных видов. Ранние члены эволюционной линии характеризуются более отчетливо выраженной морфологической обособленностью от последующих, имеют узкое стратиграфиче ское и широкое географическое распространение и предпочтительны при выборе индикатора устанавливаемой границы. Так, в качестве индикатора нижней границы ассельского яруса вы бран глобально распространенный морфотип S. isolatus Chern., Ritter et Wardlaw – первый член ассельского тренда стрептогнатодонтид S. isolatus – S. glenisteri – S. cristellaris – S. constrictus – S. fusus – S. postfusus, имеющий узкое стратиграфическое распространение. Это позволяет до вольно точно определить положение нижней границы ассельского яруса по находке S. isolatus.


Нижняя граница сакмарского яруса маркируется по уровню возникновения морфотипа Sweetognathus merrilli Kozur, который также является первым в тренде представителей этого рода, и характеризуется отмеченными выше особенностями – узким стратиграфическим диапазоном и биособытия и широким территориальным распространением. Для определения нижней границы артинского яруса используется морфотип Sweetognathus whitei (Rhodes), который замыкает эволюционный тренд Sw. merrilli – Sw. binodosus – Sw. anceps – Sw. whitei. Такой выбор вида-индикатора ниж ней границы артинского яруса был продиктован его глобальным распространением. Однако размещение вида в конце указанной последовательности сопровождается его значительным стратиграфическим распространением, что имеет понятные неудобства при определении уровня его первого появления. Аналогичное положение наблюдается с определением нижней границы кунгурского яруса, где глобально распространенный вид-индикатор Neostreptognathodus pnevi Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Kozur является также замыкающим в эволюционном тренде N. clarki – N. pequopensis – N. pnevi и соответственно имеет широкое стратиграфическое распространение, что также затрудняет точное определение положения нижней границы кунгурского яруса.

Основные задачи изучения конодонтовой стратиграфии верхнего карбона и нижней перми:

– разработка эволюционного базиса зональной шкалы верхнего карбона;

– детализация зонального расчленения артинского и кунгурского ярусов;

– изотопная датировка ярусных границ по цирконам.

Работа выполнена при финансовой поддержке УрО РАН (проект № 12-У-5-1007) и Президиума РАН (проект № 12-П-5-1029).

Черных В.В. Зональные подразделения верхнего карбона на Южном Урале по конодонтам // Зональ ные подразделения карбона Общей стратиграфической шкалы России: Материалы Всерос. совещания 29–31 мая 2000 г. – Уфа: Гилем, 2000. – С. 100–101.

Черных В.В. Совершенствование зональных стратиграфических шкал // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2002. Т. 10. № 2. – С. 15–26.

Черных В.В. Зональный метод в биостратиграфии. Зональная шкала нижней перми по конодонтам. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2005. – 217 с.

Черных В.В. Нижнепермские конодонты Урала. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. – 130 с.

Черных В.В. Определение ярусных границ Международной стратиграфической шкалы по конодонтам // Литосфера. 2008. № 1. – С. 3–17.

Чувашов Б.И., Мизенс Г.А., Черных В.В., Дюпина Г.В. Опорный разрез верхнего карбона и нижней перми центральной части Бельской впадины (Западный склон Южного Урала). Препринт. – Свердловск:

УНЦ АН СССР, 1983. – 55 с.

Chuvashov B.I., Chernykh V.V,, Amon E.O. Sakmarian stage of Cis-Uralian division of Permian system:

biostratigraphy and correlative potential // Permophiles. Vol. 44. 2004. – P. 10–11.

Б.И. Чувашов, В.В. Черных НИЖНИЙ ОТДЕЛ ПЕРМСКОЙ СИСТЕМЫ:

СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ И ЗАДАЧИ БУДУЩЕГО Нижний отдел пермской системы пережил несколько этапов биостратиграфических ис следований. Первый связан с использованием брахиопод и кораллов как ведущих биострати графических инструментов. Начало первого этапа – время путешествия Р. Мурчисона – конец тридцатых годов XIX в. Второй этап – конец тридцатых годов – семидесятые годы XX в. – широкое внедрение в биостратиграфию перми фузулинид и аммоноидей, палинологии. Третий этап – семидесятые годы – ныне – внедрение в практику биостратиграфии по конодонтам, а также изотопных методов датирования. Надо признать, что к настоящему времени в разных регионах мира используются все упомянутые методы биостратиграфии. Методы изотопной стратиграфии приобретают большее значение.

Нижний отдел пермской системы в составе ассельского, сакмарского, артинского и кунгур ского ярусов полнее всего изучен на территории Западного Урала и Предуралья. В тектоническом отношении наиболее информативна приуральская часть обширного Восточно-Европейского бассейна – Приуральское море, по классификации Б.И. Чувашова (Chuvashov, Craquin-Soleau, 2000), которое занимало относительно узкую депрессию Предуральского краевого прогиба, со единяющего бассейны области Тетис на юге с морями западного сектора Арктики. Такая по зиция обеспечила широкие возможности биостратиграфической корреляции отложений этой части морей ранней перми.

Во время работы Международного конгресса «Пермская система земного шара» в 1991 г.

состоялась серия экскурсий по территории Урала и Русской платформы. Основные разрезы с официальными ярусными стратотипами нижнего отдела пермской системы демонстриро вались в Южной и Среднеуральской экскурсиях. При обсуждении представленных разрезов было предложено выполнить доизучение нижних границ ярусов в соответствии с концепцией GSSP (обоснование границ ярусов в едином разрезе). Для этой цели была создана Междуна родная рабочая группа. Основная работа, естественно, ложилась на российских участников.

Исследования начинались с оценки стратотипов ярусов. В результате установлена полная их непригодность для решения поставленных задач.

Наиболее важный стратотип нижней границы ассельского яруса и системы был доизучен и принят в разрезе «Айдаралаш» в существенно песчаниковом типе отложений (Davydov et al., 1998). Позднее были выбраны разрезы в депрессионных конденсированных отложениях осевой Материалы III Всероссийского совещания части Предуральского прогиба на р. Усолка у курорта и пос. «Красноусольский». Здесь были предложены ярусные стратотипы нижних границ ассельского и артинского ярусов. Стратотип основания сакмарского яруса был выбран на р. Сакмара (Черных, 2006;

Чувашов и др., 1990;

Чувашов, Черных, Богословская, 2002;

Чувашов, Черных, 2000, 2003 и др.).

Основные трудности были связаны с выбором стратотипа кунгурского яруса, который пер воначально не имел стратотипа (Чувашов, 1997). В 1962 г. на Всесоюзном стратиграфическом совещании было предложено считать типовым разрезом серию обнажений на р. Сылва выше г. Кунгур, где представлены отложения саранинского горизонта артинского яруса и филиппов ского горизонта кунгурского яруса (по старой схеме расчленения). Обосновать ярусную гра ницу по конодонтам в этом разрезе не представляется возможным, хотя к этому времени мы уже имели один уровень с конодонтами в основании «саранинского горизонта» (Мовшович, Коцур и др., 1989), но в этом разрезе, как показано авторами, нижняя граница кунгура почти совмещена с подошвой филипповского горизонта. Артинский ярус представлен карбонатно кремнистой серией без фузулинид и конодонтов.

В конечном итоге был выбран разрез на правом берегу р. Юрюзань ниже с. Мечетлино (Чувашов и др. 1990;

Чувашов, Черных, 2007). Обнаженная здесь последовательность глинисто карбонатных пород с относительно редкими пачками песчаников и единственным слоем гипсов мощностью около 5 м уникальна по составу и обнаженности. Представленный разрез нижнего кунгура содержит на многих уровнях фузулиниды, чаще представлены слои с «мелкими» фо раминиферами, на ряде уровней найдены аммоноидеи, чаще выявлены уровни, содержащие конодонты. Кроме того, Мечетлинский разрез содержит представительную часть саргинского горизонта артинского яруса. Разрез доступен для посещения, вблизи него проходит асфальтовая автострада Екатеринбург – Уфа.

В 2007 г. был проведен Международный полевой симпозиум с демонстрацией стратотипов ярусов нижнего отдела перми. Членам Международной подкомиссии по пермской системе были показаны стратотипы нижних границ всех ярусов: ассельского яруса в разрезе «Усолка». В этом же разрезе была показана нижняя граница сакмарского яруса. В разрезе «Дальний Тюлькас»

в 7 км севернее усольского разреза демонстрировалась нижняя граница артинского яруса. На р. Сакмара была показана нижняя граница сакмарского яруса. Мечетлинский разрез демон стрировался как нижняя граница кунгурского яруса.

Первые три границы были одобрены с одним замечанием. Вместо ранее предложенной исполнителями нижней границы сакмарского яруса на р. Сакмара, было предложено принять ярусный стратотип на р. Усолка. Более жестко воспринималась нижняя граница кунгурского яруса с решением «в ближайшее время сократить в этом разрезе ”четырехметровое зияние“ между границами артинского и кунгурского ярусов». В течение трех лет в том же Мечетлинском разрезе разрыв был сокращен до 70 см. Результаты опубликованы (Чувашов, Черных, 2010а).

Кроме того, последние, более уточненные сведения по конодонтовой биостратиграфии были разосланы членам Подкомиссии в мае 2012 г.

Авторы этой информации считают, что поставленная в 1991 г. задача выполнена и обо снование нижних границ ярусов нижней перми закончено, что закрывает «окно неопреде ленности» в нижнем отделе системы Международной шкалы. Кроме биостратиграфического обоснования, все ярусные границы получили изотоп ные датировки уран-свинцовым методом по цирконам, чем мы обязаны нашим коллегам Университета г. Бойсе (США) (рисунок).

В связи с полученными результатами возникают новые задачи. Конодонтовая стратиграфия эффективна для су и биособытия щественно терригенных отложений восточного борта ПП и для депрессионных фаций осевой его части. Отложения западного борта прогиба и обширных районов платфор мы расчленяются по фузулинидам. Выяснилось также значительное расхождение в уровнях появления новых конодонтовых индикаторов и ранее принятых границ по фузулинидам: конодонтовые границы расположены выше фузулинидовых. В терригенных фациях эти расхождения Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео измеряются десятками метров, в конденсированных разре зах оси прогиба – в нескольких метрах. Границы по коно донтам прослеживаются в глобальном масштабе, границы ярусов по фузулинидам и аммоноидеям большей частью ограничены седиментационным бассейном.


Длительная работа с поисками и обоснованием ярус Новые изотопные датировки ных границ выявила существенные дефекты биостратигра уран-свинцовым методом по цирконам границ ярусов нижнего отдела фической шкалы нижнего отдела пермской системы при пермской системы расчленении ярусов на горизонты. Почти все стратотипы горизонтов имели неудовлетворительное обоснование гра ниц. Часть из них в настоящее время не существует. Обзор состояния опорных разрезов горизонтов с предложением их замены сделан ранее (Чувашов, Черных, 2010б). Один из примеров такого нововведения приведен в таблице.

Важная задача будущих исследований – обоснование неостратотипа кунгурского яруса на базе того же разреза «Мечетлино». Среди мирового сообщества геологов с 1938 г. (Междуна родный геологический конгресс) укрепилось представление о кунгуре, как о стратиграфическом интервале разреза, сложенного только эвапоритами без возможностей биостратиграфической датировки и точной корреляции. Это представление о кунгуре может быть рассеяно только соз данием двуязычной монографии с описанием разнофациальной природы яруса и его достаточно высокого биостратиграфического потенциала.

Другая важная задача – обоснование нижних ярусных границ отдела – начальная стадия создания обновленной стратиграфической шкалы системы. Следующая стадия определяется созданием стратотипов горизонтов также с обоснованием их границ. Ранее существовавшие горизонты утратили свое значение по разным причинам: вследствие уничтожения разреза, чаще вследствие неопределенности единой системы требований, первоначальной недостаточной па леонтологической информации разрезов.

Таблица Предлагаемая система горизонтов ассельского яруса Настоящее время Предлагаемый вариант горизонтного расчленения Горизонт Фации Горизонт Фации Горизонт Фации Общая шкала Глобальная шкала Региональная шкала Шиханский Рифовые Курортный Конденсированные относи- Белогорский – Зарифовые тельно глубоководные крем- слоистые стратотип на нисто-карбонатно-глинистые карбонаты р. Косьва отложения. Стратотип – р. Усолка у курорта Красно усольский Холодно- Зарифовые Усольский Конденсированные кремни- Холоднолож- Зарифовые фации, сто-глинисто-карбонатные ский – фации:

ложский отложения. Стратотип – слоистые стратотип на р. Косьва карбонаты р. Усолка у курорта Красно- р. Косьва усольский В связи с приданием ряду разрезов международного корреляционного значения необходи мо создать две параллельные системы горизонтов, одна из которых выполняет роль эталонов межконтинентальной корреляции, а другая служит источником региональной информации.

Эти разрезы должны быть увязаны между собой. Полное выполнение такой программы займет неопределенно долгое время.

Исследования выполнены в процессе выполнения Международной программы «Ярусные страто типы нижнего отдела пермской системы» и программы Президиума РАН № 12-П-5-1029 «Состав, особенности формирования и эволюция раннепермской биоты».

Мовшович Е.В., Коцур Х., Павлов А.М. и др. Комплексы конодонтов нижней перми Приуралья и про блемы корреляции нижнепермских отложений // Кондонты Урала и их стратиграфическое значение. – Свердловск: Ин-т геологии и геохимии УНЦ АН СССР, 1979. – С. 91–131.

Черных В.В. Нижнепермские конодонты Урала. – Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2006. – 131 с.

Чувашов Б.И. Кунгурский ярус пермской системы. Проблемы выделения и корреляции // Страти графия. Геол. корреляция. 1997. Т. 5. № 3. – С. 10–28.

Чувашов Б.И., Черных В.В. Кунгурский ярус Общей стратиграфической шкалы Пермской системы // Докл. РАН. 2000. Т. 375. № 3. – С. 370–374.

Чувашов Б.И., Черных В.В. Разрез «Красноусольский» // Путеводитель геологических экскурсий по Материалы III Всероссийского совещания карбону Урала. Ч. 1. Южноуральская экскурсия. – Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2002. – С. 18–33.

Чувашов Б.И., Черных В.В. Биостратиграфическая и литофациальная характеристика пограничных артинско-кунгурских отложений разреза «Мечетлино» – потенциального стратотипа нижней границы кунгурского яруса Международной стратиграфической шкалы // Геология Урала и сопредельных терри торий. – Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2007. – С. 201–218.

Чувашов Б.И., Черных В.В Модернизированная биостратиграфическая шкала нижнего отдела перм ской системы // Геология и нефтегазоносность северных районов Урало-Поволжья: Сб. материалов Всерос. науч.-практич. конф., посвященной 100- летию со дня рождения проф. П.А. Софроницкого. – Пермь, 2010. – С. 121–128.

Чувашов Б.И., Черных В.В., Богословская М.Ф. Биостратиграфическая характеристика стратотипов ярусов нижней перми // Стратиграфия. Геологич. корреляция. 2002. Т. 10. № 4. – С. 3–19.

Chuvashov B.I., Crasquin-Soleau S. Paleogeography and paleotectonic of the jointing area between the Eastern European Basin and the Tethys Basin during Late Carboniferous (Moscovian) and Early Permian (Asselian and Artinskian) // Peri-Tethys Memoir 5, new data on Pery-Tethyan sedimentary basins. Paris. Mem. nath. Hist. nat.

Vol. 182. 2000. – P. 203–238.

Davidov V.I., Glenister B.F., Spinosa C. et al. Proposal of Aidaralash as Global Stratotype Section and point (GSSP) for base of the Permian System // Episodes. 1998. Vol. 21. N 1. – P. 11–8.

Д.Н. Шеболкин НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО СТРАТИГРАФИИ И ЛИТОЛОГИИ ВЕНЛОКСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ НА ЮГЕ ГРЯДЫ ЧЕРНЫШЕВА Разрезы силура гряды Чернышева с позиции детальных литологических особенностей из за ее сложного тектонического строения изучены слабо. Разрез р. Изьяю, расположенный в ее южной части, важен тем, что здесь можно наблюдать пограничные отложения верхнего ллан довери, венлока и нижней части лудлова, вскрытые в одном обнажении. Нами изучалась та часть разреза в обн. 479 на р. Изьяю, которая относится к устьдурнаюской свите мощностью 18 м. В настоящее время эта свита включает в себя верхи лландовери и венлок (Палеозойское осадконакопление…, 2011). Небольшая мощность венлокских отложений определяется специ фичными обстановками осадконакопления в то время. Особенностью условий седиментации в данном регионе является крайняя мелководность, когда даже незначительные колебания уровня водного бассейна приводили к резкой фациальной смене. Именно этим и объясняется широкий спектр литотипов в таком маломощном разрезе.

Изучаемый разрез устьдурнаюской свиты представлен чередованием следующих разностей:

известняков литобиокластовых, карбонатных конглобрекчий, доломитов известковистых, до ломитов с линзовидно-полосчатой текстурой, доломитов глинистых с пятнистой текстурой, известняков ооидных разного генезиса, известняков строматолитовых, известняков микрозер нистых неравномерно слоистых, известняков остракодовых-биокластовых перекристаллизован и биособытия Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Литологическая и изотопная характеристика венлокских отложений на р. Изьяю, южная часть гряды Чернышев 1 – известняки лито-биокластовые;

2 – карбонатные конглобрекчии;

3–5 – доломиты: 3 – известковистые, 4 – с линзовидно-полосчатой текстурой, 5 – глинистые с пятнистой текстурой;

6–13 – известняки: 6 – ооидные разного генезиса, 7 – строматолитовые, 8 – микрозернистые неравномерно слоистые, 9 – остракодовые-биокла стовые перекристаллизованные, 10 – микрозернистые, 11 – полибиокластовые, 12 – пелитоморфные алевритовые, 13 – с крупным биокластовым материалом ных, известняков микрозернистых, известняков полибиокластовых, известняков пелитоморф ных алевритовых, известняков с крупным биокластовым материалом (рисунок).

На разрезе венлокских отложений хорошо отражена частая смена литотипов. Важно отме тить, что в пределах одного шлифа мы можем увидеть до трех литотипов, разделенных между собой поверхностями размыва с эрозионными карманами разной глубины или с постепенными переходами. Резкие границы литотипов отражают быструю смену условий осадконакопления, а постепенная их смена свидетельствует о довольно плавном колебании уровня водного бассейна.

В кровле лландовери характерно присутствие в известняках обильной фауны и обломоч Материалы III Всероссийского совещания ных разностей, что говорит о нормально морских условиях мелководного морского бассейна с нестабильным тектоническим режимом. На границе с венлоком проявляется резкая смена обстановок, которая отражается не только в литологии, но и в геохимической характеристике пород. В нижнем венлоке в целом преобладают доломитовые образования с остракодовой фау ной. Полученные данные по 13Ccarb показали утяжеление изотопов углерода –5,9 до –2,8 ‰, что может свидетельствовать об изменении солености и повышении микробиальной активности в осадках. Литологическая характеристика отложений в этом интервале свидетельствует о том, что происходит отчетливая смена известняков лито-биокластовых и известняковых конглобрекчий седиментационно-диагенетическими доломитами (Шеболкин, 2011). На этом уровне установ лено позитивное отклонение изотопной кривой, которое характерно для события Иревикен, располагавшегося непосредственно выше границы лландовери и венлока (Aldridge et al., 1993;

Kaljo et al., 2003). Эти данные согласуютcя с результатами изотопных датировок, полученными из разрезов скважин Эстонии и в других регионах.

Вверх по разрезу изотопная кривая выражена пилообразно, что указывает на нестабильность обстановок осадконакопления. Литологически доломиты сменяются известняками ооидными, включающими в себя различные образования шаровидной или эллипсоидальной форм (оолиты, пизолиты, онколиты, кортоиды и др.) с концентрически-слоистыми и радиально лучистыми сферами. Они ассоциируются со строматолитовыми известняками. Выше характерно чередо вание различных известняков с биокластовым, обломочным, алевритовым материалом и стро матолитовыми постройками. Возможно, данный интервал можно отнести к верхнему венлоку.

Тенденцию к изменению обстановок показывает и изотопная кривая колебанием содержаний изотопов углерода от –3,8 до –1,3 ‰, что отражает смену пресноводных обстановок нормально морскими. Появление микрозернистых известняков с последующим переходом в известняки песчано-алевритовые и крупнобиокластовые может указывать на начавшийся трансгрессивный цикл осадконакопления. Подобная тенденция развития морского бассейна характерна для ран него лудлова (Палеозойское осадконакопление…, 2011). К сожалению, на изотопных кривых во многих регионах эта граница не проявляется (Martma et al., 2005).

Проведенные исследования показали, что в маломощном разрезе р. Изьяю представлены отложения венлокского яруса в полном объеме. Они характеризуются четкими литологически ми реперами на границах яруса и внутри него.

Палеозойское осадконакопление на внешней зоне шельфа пассивной окраины северо-востока Ев ропейской платформы / Коллектив авторов. – Сыктывкар: Геопринт, 2011. – 200 с.

Шеболкин Д.Н. Литолого-геохимический маркер границы лландовери и велока на юге гряды Чер нышева // Концептуальные проблемы литологических исследований в России: Материалы 6-го Всерос.

литологич. совещания. – Казань, 2011. Т. II. – С. 473–475.

Aldridg R.J., Jepsson L., Dorning K.L. Early Silurian oceanic episodes and evets // J. Geol. Soc. London, 1993. 150. 501–503.

Kaljo D., Martma T., Mannik P., Viira V. Implications of Gondwana glaсiations in the Baltic late Ordovician and Silurian and a carbon isotopic test of environmental cyclicity // Bulletin de la Societe Geologique de France.

2003.174. 59–66.

Martma T., Brazauskas A., Kaljo D., Kaminskas D., Musteikis P. The Wenlock – Ludlow carbon isotope trend in the Vidukle core, Lithuania, and its relations with oceanic events // Geological Quarterly. 2005. 49. 223–234.

Р.А. Щеколдин НОВОЗЕМЕЛЬСКИЙ БАССЕЙН В КОНЦЕ СРЕДНЕГО – НАЧАЛЕ ПОЗДНЕГО ПАЛЕОЗОЯ и биособытия В позднедевонских и каменноугольных отложениях Новой Земли выделяются две струк турно-формационные зоны (СФЗ): Баренцевская и Карская (Соболев, 1992;

Schekoldin, 1997).

Баренцевская СФЗ характеризуется мощными, преимущественно карбонатными отложения ми, содержащими богатый комплекс остатков бентосных организмов. Предполагается, что она представляет собой шельфовые палеообстановки. Карская СФЗ характеризуется маломощными глинистыми, известковистыми и кремнистыми осадками, содержащими немногочисленные остатки пелагических организмов. Эта зона предположительно соответствует батиальным па Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео леообстановкам (склону и ложу бассейна). Переход от Баренцевской СФЗ к Карской весьма резкий: на расстоянии в несколько километров происходит быстрая смена фаций и многократ ное сокращение мощности одновозрастных подразделений. Основной контроль за процессами осадконакопления как в шельфовой, так и в батиальной области осуществлялся подъемами и падениями относительного уровня моря, которые повторялись с периодичностью, в среднем равной веку (Щеколдин, 2009). Высокое стояние уровня моря соответствует периодам низких скоростей осадконакопления и стагнации в глубоководной зоне, которая способствовала со хранению органического вещества. Низкое стояние уровня моря способствовало усилению оса дочных гравитационных потоков, возрастанию скорости осадконакопления и лучшей аэрации придонных вод. Стратиграфические интервалы, отвечающие этим периодам, в шельфовой зоне представлены грубозернистыми терригенными отложениями, биогенными, биокластическими и оолитовыми известняками, а в батиальной зоне содержат существенную долю турбидитов, дебритов и оползней.

В конце живетского и самом начале франского века произошло значительное падение от носительного уровня моря, которое сопровождалось в Баренцевской СФЗ осушением шельфа и эрозией. Глубина размыва различна и достигает верхов нижнего девона. В раннем фране здесь накапливается трансгрессивная последовательность от дельтовых и прибрежно-морских конгло мератов до мелководно-шельфовых песчаников и алевролитов. Одновозрастные вулканические извержения были как наземными, так и подводными. В то же самое время в Карской СФЗ про исходит отложение турбидитов, сопровождающееся подводными излияниями базальтовых лав.

Поздний фран соответствует высокому стоянию уровня моря, при котором в Баренцевской СФЗ формировались небольшие органогенные постройки и связанные с ними биокластические осадки. Одновременно в Карской зоне отлагаются гемипелагические углеродистые осадки с относительно низкими скоростями седиментации. Низкое содержание кислорода в придонных водах способствовало сохранности органического вещества.

В течение раннего фамена в Баренцевской СФЗ произошло обмеление карбонатного шель фа, на отмелях отлагались оолитовые карбонатные пески, а во впадинах тонкозернистый карбо натный детрит и ил. В Карской СФЗ отлагались гемипелагические глинисто-карбонатные илы;

временами происходили оползни. Обстановки осадконакопления здесь соответствуют склону, основанию склона и ложу бассейна. Аэрация придонных вод, по-видимому, улучшилась, по скольку осадки содержат мало реликтового органического вещества.

В течение позднего фамена произошла регрессия. В Баренцевской СФЗ в это время в крайне мелководной обстановке накапливаются биокластические карбонатные пески, оолиты и водорослевые желваки. В Карской структурно-формационной зоне происходят массовые гравитационные перемещения осадочного материала. Оползни, дебриты, грубозернистые и среднезернистые турбидиты отлагаются в Рогачевской подзоне, а тонкозернистые турбиди ты – в Литкинской подзоне Карской зоны.

Турне – среднее визе – время подъема относительного уровня моря, которое отразилось в Баренцевской структурно-формационной зоне в накоплении тонкозернистых биокластиче ских осадков и карбонатных илов. В Карской СФЗ карбонатная седиментация сменилась крем нистой. Вследствие высокой биологической продуктивности поверхностных вод и, вероятно, плотностной стратификации водного столба, в придонных водах установились анаэробные условия. Гравититы присутствуют только в виде мелких оползней.

В позднем визе – серпухове произошло новое падение уровня моря. Во всей Баренцевской СФЗ накапливаются биокластические карбонатные осадки, за исключением района пролива Костин Шар, где локально формируются эвапориты. В батиальной зоне в течение позднего визе отлагаются тонкозернистые карбонатные илы, но позднее, в серпуховском веке, развиваются процессы гравитационного перемещения осадочных масс. Эти процессы обусловили формиро вание многочисленных оползней и обломочных потоков в области склона в Рогачевской под зоне;

в Литкинской подзоне в обстановке подводного конуса выноса происходит накопление терригенных турбидитов (Schekoldin et al., 1994).

В течение среднего карбона постепенно отступают бровки шельфа. В Баренцевской СФЗ продолжается накопление мелководных карбонатных биокластических осадков. Падение отно сительного уровня моря в башкирском веке усилило оползание и обломочные потоки в верхней части склона (в Рогаческой подзоне). Гемипелагиты представлены в основном кремнистыми и глинистыми илами. Мутьевые потоки низкой плотности отлагают терригенные и смешанные карбонатно-терригенные турбидиты в основании склона и ложе бассейна (в Литкинской подзо не). Подъем относительного уровня моря в московском веке обусловили самые низкие скорости осадконакопления и условия стагнации во всей Карской зоне. Анаэробные условия в застойных придонных водах благоприятствуют накоплению марганцевых карбонатов.

В касимовском веке позднего карбона произошло значительное отступание бровки шельфа.

На погрузившихся участках шельфа отлагаются кремнистые и глинистые илы. В начале гжель ского века батиальные условия установились на всей современной территории архипелага. В те Материалы III Всероссийского совещания чение гжельского и ассельского веков отлагаются гемипелагиты (преимущественно глинистые илы) и тонкозернистые турбидиты, содержащие примесь карбоната марганца.

Начало пермского периода ознаменовалось в Новоземельском седиментационном бассей не радикальной перестройкой всей седиментационной системы. Устойчиво существовавшая на протяжении позднего девона – карбона структурно-формационная зональность уступает место обстановке проградирующего подводного конуса выноса, где происходит накопление терригенных обломочных осадков. Такая перестройка была обусловлена возникновением нового мощного источника обломочного материала в виде растущих горных сооружений Уральского орогена к югу от Новой Земли. Обломочный материал транспортировался, главным образом, высокоплотностными мутьевыми течениями и гравитационными потоками. Скорости осад конакопления многократно возрастают, в связи с чем седиментацию можно охарактеризовать как лавинную.

Соболев Н.Н. Унифицированная региональная схема верхнедевонских отложений Новой Земли // Геология Южного острова Новой Земли: Сб. науч. трудов. – Л.: ПГО «Севморгеология», 1982. – С. 5–24.

Щеколдин Р.А. Цикличность девонских и каменноугольных отложений Новой Земли // Зап. Горного института. Т. 183. 2009. – С. 53–62.



Pages:     | 1 |   ...   | 11 | 12 || 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.