авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

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


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 14 |

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

-- [ Страница 4 ] --

Hastarian Hastarian Cf Астье Tb Астье ’-’’ MFZ Tb нижн.

базалиевская св.

малевская св.

RC MFZ купавнинская св.

более низком уровне, чем основание зоны RC3;

Sychnoelasma появляется в Донецком бассейне в подзоне Td2 – на более высоком уровне, чем в Западной Европе и в Подмосковном бассейне.

Gnathodus bilineatus, известный со среднего асбия, появляется в Подмосковном и Донецком бассейнах на более высоких уровнях – в верхней части тульской свиты и в средней части до нецкой свиты.

При корреляции нижнекаменноугольных отложений Центральной России и Донецкого бассейна с Западной Европой М. Меннингом и его соавторами (Menning et al., 2006) не были учтены многие данные о распространении индекс-таксонов фораминифер и гониатитов;

рас пространение индекс-таксонов спор и кораллов также не было принято во внимание. В резуль тате возраст большинства региональных подразделений был существенно занижен.

Василюк Н.П. Нижнекаменноугольные кораллы Донецкого бассейна. – Киев: Наукова Думка, 1960. – 179 с.

Добролюбова Т.А. Нижнекаменноугольные колониальные четырехлучевые кораллы Русской платфор мы // Тр. ПИН АН СССР. 1958. Т. 70. – 224 с.

Кузина Л.Ф., Полетаев В.И. Новые визейские аммоноидеи Донбасса и Днепровско-Донецкой впа дины // Палеонтол. журн. 1991. № 3. – С. 35–45.

Махлина М.Х., Вдовенко М.В., Алексеев А.С. и др. Нижний карбон Московской синеклизы и Воро нежской антеклизы. – М.: Наука, 1993. – 219 с.

Материалы III Всероссийского совещания Сошкина Е.Д. Турнейские кораллы Rugosa и их взаимоотношения с девонскими / Ред. В.А. Варсано фьева // Сборник трудов по геологии и палеонтологии. – Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1960. – С. 272–329.

Conil R., Groessens E., Laloux M. et al. Carboniferous guide Foraminifera, corals and conodonts in the Franco-Belgian and Campine Basins: their potential for widespread correlation // Cour. F.-I. Senkenberg. 1990.

Vol. 130. – P. 15–30.

Hecker M.R. Correlation of the Dinantian of the East European Platform and Urals with the type area (Belgium) // Canadian Soc. Petrol. Geol. Mem. 2002. N 19. – P. 51–78.

Menning M., Alekseev A.S., Chuvashov B.I. et al. Global time scale and regional stratigraphic reference scales of Central and West Europe, East Europe, Tethys, South China, and North America as used in the Devonian Carboniferous-Permian Correlation Chart 2003 (DCP 2003) // PPP. 2006. Vol. 240. N 1–2. – P. 318–372.

Ogar V.V. New data on the Carboniferous corals of the Donets Basin // Palaeoworld. 2010. Vol. 19. – P. 284–293.

Poletaev V.I., Brazhnikova N.E., Vasilyuk N.P. et al. Local zones and major Lower Carboniferous biostratigraphic boundaries of the Donets Basin (Donbass), Ukraine, U.S.S.R. // Cour. F.-I. Senkenberg. 1990.

Vol. 130. – P. 47–59.

Poty E., Devuyst F.-X., Hance L. Upper Devonian and Mississippian foraminiferal and rugose coral zonations of Belgium and Northern France: a tool for Eurasian correlations // Geol. Mag. 2006. Vol. 143. – P. 829–857.

В.Н. Глинский РАСПРОСТРАНЕНИЕ ЖИВЕТСКИХ ПСАММОСТЕИД В ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ГЛАВНОГО ДЕВОНСКОГО ПОЛЯ На территории восточной части Главного девонского поля (ГДП) естественные выходы пород живетского яруса сосредоточены в пределах Псковской и Ленинградской областей.

Наиболее крупные обнажения протягиваются вдоль рек Лемовжа, Луга, Ящера, Оредеж, Плюсса, Гдовка, Еглина и их притоков (рисунок). В связи с неопределенным положением верхней границы живетского яруса (Esin et al., 2000;

Mark-Kurik, 2000;

Ivanov, Lebedev, 2011) здесь приводятся данные только по арукюласкому, буртниекскому и гауйскому горизонтам.

В общих чертах вопрос распространения живетских псаммостеид ГДП был освещен в моно графии Д.В. Обручева и Э.Ю. Марк-Курик (1965), однако данные в большей степени касались западной части ГДП (Латвия, Эстония), где на тот момент было известно больше местона хождений, богатых материалом по псаммостеидам. Позже также для западной части ГДП (Латвия, Эстония, Белорусь) Э.Ю. Марк-Курик (Mark-Kurik, 2000) был проведен анализ рас пространения среднедевонских позвоночных, включающий в себя живетские псаммостеи ды. Основываясь на публикациях (Обручев, Марк-Курик, 1965;

Аверьянов, 1990;

Ivanov et al., 2005;

Ivanov, Glinskiy, 2011;

Ivanov, Lebedev, 2011;

Глинский, 2012) и результатах пересмотра Карта местонахождений живетских псаммостеид восточной части ГДП, цифрами обозначены местонахожде ния (номера в тексте), фигурами – зоны по бесчелюстным и биособытия коллекций музеев, уточнен таксоно мический состав и распространение живетских псаммостеид в восточной части ГДП.

В арукюласком горизонте выде ляются две зоны по бесчелюстным:

Pycnosteus palaeformis и Pycnosteus pauli Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео (Mark-Kurik, 2000). В пределах ниж ней зоны Pycnosteus palaeformis встре чаются следующие таксоны: Schizosteus striatus (Осьмино (1) (цифрами обозна чены местонахождения на карте) на р. Саба;

Хилок (2) на р. Луга;

родник Хотнежа у р. Лемовжа (3);

Сивер ская (4), Белогорка (5), Новосивер ская (6) на р. Оредеж;

Химози (7) у г. Гатчина;

Боровня на р. Боровенка (29)), Schizosteus asatkini (Твердять (8) на р. Луга;

Кропивна (9) на р. Плюс са;

Химози у г. Гатчина), Schizosteus cf. asatkini (Осьмино на р. Саба;

род ник Хотнежа у р. Лемовжа;

Сивер ская, Новосиверская на р. Оредеж), Tartuosteus giganteus (Псоедь (10), Ось мино на р. Саба;

Хилок и Клескуши (12) у р. Луга;

Сиверская, Новосивер ская на р. Оредеж;

Зайцево (11);

Ля динки на р. Вейенка (30)), Pycnosteus palaeformis (Осьмино на р. Саба;

родник Хотнежа у р. Лемовжа;

Твердять, Клескуши, Старицы (13), Кабацкий ручей (14), Муравейно (15) на р. Луга;

Рождествено (16), Сиверский ручей (17), Сиверская, Новосиверская, Белогорка, Вырица (18) на р. Оредеж;

Зайцево;

р. Орлинка (19));

Psammolepis proia (Псоедь на р. Саба;

Сиверский ручей, Сиверская, Белогорка, Зеленая Гора (20) на р. Оредеж;

Зайцево;

р. Орлинка). В верхней зоне Pycnosteus pauli встречаются Schizosteus striatus (р. Долгая (21);

правый берег р. Лемовжа у Хотнежи (22)), Tartuosteus cf. giganteus (Еврей но (23) на р. Гдовка), Pycnosteus pauli (р. Долгая;

правый берег р. Лемовжа у Хотнежи;

Еврейно на р. Гдовка), Ganosteus artus (Еврейно на р. Гдовка), Psammolepis proia (Еврейно на р. Гдовка).

В буртниекском горизонте в западной части ГДП выделяются зоны Pycnosteus tuberculatus и Psammolepis abavica (Mark-Kurik, 2000), граница между которыми в восточной части пока не прослеживается. В пределах буртниекского горизонта на восточной части ГДП встречаются Tartuosteus maximus (карьер Новинка (24)), Pycnosteus tuberculatus (р. Кемка (25);

карьер Новин ка;

Нестерково (26) на р. Оредеж;

Теппо у р. Еглина (27));

Ganosteus stellatus (р. Кемка;

карьер Новинка;

Нестерково на р. Оредеж;

Теппо у р. Еглина), Psammolepis abavica (карьер Новинка;

Нестерково на р. Оредеж), Psl. sp. (Теппо у р. Еглина), Psammosteus bergi (карьер Новинка;

Теппо у р. Еглина).

Гауйскому горизоту в западной части ГДП по бесчелюстным отвечает зона Psammolepis paradoxa. На территории Ленинградской области аналоги горизонта часто представлены пу стыми толщами (Долговка на р. Ящера;

Толмачево и карьер Зеленое озеро на р. Луга;

частично Бор на р. Оредеж (устное сообщение А.О. Иванова)). В Псковской области отложения гори зонта вскрыты в Печорском карьере (28), где встречены многочисленные остатки Psammolepis alata. Также, вероятно, к гауйским псаммостеидам следует отнести Ganosteus stellatus (Бор на р. Оредеж (31)), чьи переотложенные остатки встречаются в аматском горизонте (Mark-Kurik, 1968;

Glinskiy, 2011).

Комплексы живетских псаммостеид западной (Латвия, Эстония) и восточной (Россия) частей ГДП Материалы III Всероссийского совещания Комплексы живетских псаммостеид разных частей ГДП существенно различаются между со бой (таблица). Так на территории восточной части ГДП в зоне Pycnosteus palaeformis присутству ет Schizosteus asatkini. Не наблюдается характерного для Латвии и Эстонии арукюлаского вида Tartuosteus? luhai. Количественно в отложениях арукюлаского горизонта преобладают остатки ро дов Pycnosteus и Psammolepis. В буртниекском горизонте на восточной части ГДП граница между зонами по бесчелюстным пока не прослеживается, Psammolepis abavica встречается в комплексе с Tartuosteus maximus, Ganosteus stellatus и Psammosteus bergi, количественно преобладают остатки Pycnosteus, Ganosteus, Psammosteus. Отложения гауйского горизонта восточной части ГДП бедны фауной, из псаммостеид присутствуют Ganosteus stellatus, Psammolepis alata.

Аверьянов А.О. Новое местонахождение среднедевонских позвоночных в Ленинградской области. – СПб., 1990. Т. 213. – С. 4–15 (Труды ЗИН РАН).

Глинский В.Н. Новые данные по псаммостеидным бесчелюстным из арукюлаского горизонта (сред ний девон) Ленинградской области // Палеонтология и эволюция биоразнообразия в истории Земли (в музейном контексте): Сб. науч. работ. – М.: ГЕОС, 2012. – 150 с.

Обручев Д.В., Марк-Курик Э.Ю. Псаммостеиды (Agnatha, Psammosteidae) девона СССР. – Таллинн:

Ин-т. геол. АН ЭССР, 1965. – 305 с.

Esin D., Ginter M., Ivanov A. et al. Vertebrate correlation of the Upper Devonian and Lower Carboniferous on the East European Platform // Cour. Forsch.-Inst. 2000. Vol. 223. – P. 341–359.

Glinskiy V. Psammosteid agnathans from the Amata Regional Stage of the Oredezh River Basin, Leningrad Region // The Eighth Baltic Stratigraphical Conference. Abstracts. 2011. – P. 23.

Ivanov A., Glinskiy V. Vertebrate assemblage from the Burtnieki Regional Stage (Givetian) of Leningrad region // Biostratigraphy, Paleogeography and Events in Devonian And Lower Carboniferous in memory of E. A. Yolkin.

Contributions of international conference. 2011. – P. 55–56.

Ivanov A., Lebedev O. Devonian Vertebrate Localities in the Luga River Basin (Leningrad Region, Russia).

Guidebook for the field trip. – St. Petersburg, 2011. – 37 p.

Ivanov A., Zhuravlev A., Stinkulis G. et al. Devonian sections of North-West of East European Platform.

Guidebook of the post-conference field trip. – St. Petersburg: Publishing House, St. Petersburg State University, 2005. – 74 p.

Mark-Kurik E. New finds of psammosteids (Heterostraci) in the Devonian of Estonia and Latvia // Proceedings of the Estonian Academy of Sciences, Chemistry. Geology. 1968. N 17 (4). – P. 409–424.

Mark-Kurik E. The Middle Devonian fishes of the Baltic States (Estonia, Latvia) and Belarus // Cour.

Forsch.-Inst. 2000. Vol. 223. – P. 309–324.

В.К. Голубев ГРАНИЦЫ ВЕРХНЕГО ОТДЕЛА ПЕРМСКОЙ СИСТЕМЫ НА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЕ и биособытия Верхний отдел пермской системы в Международной (МСШ) и в Общей, принятой в России (ОСШ), стратиграфических шкалах, несомненно, имеет разный объём. Однако точное сопо ставление данных шкал затруднительно, так как МСШ основана на разрезах морских отложе ний Китая, а ОСШ – на континентальных разрезах Европейской России.

В ОСШ верхний, татарский, отдел подразделяется на два яруса: северодвинский и вятский (рисунок). На Русской плите татарскому отделу соответствуют сухонский, путятинский, бы ковский, нефёдовский и жуковский горизонты. Сухонский горизонт отвечает остракодовой Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео зоне Suchonellina inornata – Prasuchonella nasalis и соответствует нижнесеверодвинскому подъ ярусу. Путятинский горизонт отвечает остракодовой зоне Suchonellina inornata – Prasuchonella stelmachovi и соответствует верхнесеверодвинскому подъярусу. По позвоночным путятинский горизонт подразделяется на два подгоризонта. На границе между подгоризонтами в комплексах рыб исчезают платисомусы и акулы и широкое распространение получают тойемии. В сообще стве четвероногих позвоночных на этом рубеже исчезают все диноцефалы, появляются парей азавры, дицинодонты, горгонопии и многие другие териодонты, характерные для тетраподных фаун Гондваны. Фауны наземных позвоночных Восточной Европы и Гондваны в это время при обретают максимальное сходство. Нижнепутятинский подгоризонт отвечает тетраподной зоне Suchonica vladimiri. Верхнепутятинский подгоризонт охватывает тетраподные зону Deltavjatia vjatkensis, зону Chroniosaurus dongusensis и нижнюю часть зоны Chroniosaurus levis.

Быковский горизонт отвечает остракодовой зоне Wjatkellina fragilina – Dvinella cyrta и соответствует нижневятскому подъярусу. Он охватывает верхнюю часть тетраподной зоны Chroniosaurus levis, зону Jarilinus mirabilis и нижнюю часть зоны Chroniosuchus paradoxus. Нефё довский и жуковский горизонты отвечают верхневятскому подъярусу. Этот подъярус исходно выделялся в объёме остракодовой зоны Wjatkellina fragiloides – Suchonella typica. Однако жуков ская остракодовая фауна характеризуется некоторыми особенностями, отличающими её от ти пичного комплекса Wjatkellina fragiloides – Suchonella typica. Вероятно, в будущем стратиграфиче ский интервал, отвечающий жуковскому горизонту, будет выделен в особую остракодовую зону.

Нефёдовский горизонт охватывает верхнюю часть тетраподной зоны Chroniosuchus paradoxus, жуковский горизонт в полном объёме соответствует тетраподной зоне Archosaurus rossicus.

Татарский отдел Европейской России сложен исключительно континентальными отло жениями, нет ни одного морского прослоя. Это полностью исключает проведение прямых биостратиграфических корреляций типовых разрезов МСШ и ОСШ. Тем не менее возможна опосредованная корреляция, так как в обоих шкалах могут быть выделены уровни, отвечающие одним и тем же геологическим событиям.

Нижняя граница верхнепутятинского подгоризонта отвечает событию появления на тер ритории Восточной Европы гондванских тетрапод. Несмотря на широко распространённое мнение о существовании континентальной Пангеи в пермском периоде, миграция наземных позвоночных была весьма ограниченной. На протяжении большей части пермского периода тетраподная фауна Восточной Европы развивалась независимо от тетраподных фаун других регионов мира, в частности, Южной Африки. В перми было только два относительно непро должительных периода интенсивного обмена элементами между фаунами Восточной Европы и Гондваны: в конце уфимского века и в середине путятинского времени. Следующая инвазия гондванских элементов на территории Европейской России произошла уже в начале триаса, в конце вохминского времени (Голубев, 1999). Все эти контакты приходятся на периоды мак симальных регрессий и связанных с ними экологических кризисов и массовых вымираний в морских экосистемах. Очевидно, в регрессивные эпохи появлялись проходы для миграции те трапод, отсутствовавшие в периоды трансгрессий. Вероятно, в перми Пангея не представляла собой единую сушу, но была расчленена эпиконтинентальными морями на ряд крупных кон тинентов, населённых определёнными тетраподными фаунами. Во времена регрессий между этими блоками суши возникали сухопутные перешейки, по которым и проходила миграция тетрапод. Если это предположение верно, то появление гондванских тетрапод на территории Восточной Европы в середине путятинского времени связано с крупной регрессией и выми ранием морской фауны в самом конце средней перми (гваделупия). То есть нижняя граница Стратиграфическая шкала верхнепермских отложений Европейской России Материалы III Всероссийского совещания верхнепутятинского подгоризонта (середина верхнесеверодвинского подъяруса татарского от дела) примерно соответствует нижней границе верхнего, лопинского, отдела пермской системы МСШ. Это заключение не противоречит палеомагнитным данным: обе границы располагаются внутри отрицательно намагниченных отложений, отвечающих палеомагнитной зоне R2P (Голу бев, Сенников, 2011;

Shen et al., 2010). Таким образом, нижняя граница татарского отдела рас полагается внутри гваделупского отдела МСШ и, судя по палеомагнитным данным, примерно и биособытия соответствует границе вордского и кептенского ярусов (Jin et al., 2000).

В окрестностях пермотриасового рубежа на территории Восточной Европы произошло не сколько важных событий, из которых стратиграфический интерес представляют крупнейшая перестройка континентальной биоты на границе жуковского и вохминского времён и инвазия гондванских тетрапод (капитозавроидных темноспондилов) в конце вохминского времени. Ра нее было сделано предположение, что именно инвазия гондванских элементов была связана с регрессией и массовым вымиранием в морских экосистемах в самом конце перми (Голубев, 1999). В данном случае граница перми и триаса МСШ соответствовала бы границе вохминского Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео и рыбинского горизонтов. Но это не подтверждается палеомагнитными данными: утверждён ная в настоящее время граница перми и триаса располагается внутри толщи положительно намагниченных пород (Yin et al., 2001), отвечающих палеомагнитной зоне N1T палеомагнит ной шкалы Европейской России. Таким образом, граница перми и триаса по палеомагнитным данным располагается внутри нижневохминского подгоризонта (рисунок). Поскольку крупная регрессия и связанное с ней массовое вымирание морской биоты произошло несколько раньше принятого в настоящее время рубежа перми и триаса (Yin et al., 2001), можно уверенно сопо ставлять с данным событием крупнейшую перестройку восточноевропейской биоты на границе жуковского и вохминского времён.

Голубев В.К. Биостратиграфия верхней перми Европейской России по наземным позвоночным и про блемы межрегиональных корреляций пермских отложений // Доклады Междунар. симп. «Верхнеперм ские стратотипы Поволжья» (Россия, Казань, 28 июля – 3 августа, 1998 г.). – М.: Геос. 1999. – С. 228–240.

Голубев В.К., Сенников А.Г. Среднепермское событие в истории фауны тетрапод Восточной Европы // Позвоночные палеозоя и мезозоя Евразии: эволюция, смена сообществ, тафономия и палеогеография:

Материалы конф., посвященной 80-летию со дня рождения В. Г. Очева (1931–2004) 6 декабря 2011 г. – М.: ПИН РАН, 2011. – С. 13–16.

Jin Y.G., Shang Q.H., Cao C.Q. Late Permian magnetostratigraphy and its global correlation // Chinese Science Bulletin. 2000. Vol. 45. – P. 698–705.

Shen S.Z., Henderson C.M., Bowring S.A. et al. High-resolution Lopingian (Late Permian) timescale of South China // Geol. J. 2010. Vol. 45. – P. 122–134.

Yin H.F., Zhang K.X., Tong J.N., Yang Z.Y., Wu S.B. The Global Stratotype Section and Point (GSSP) of the Permian-Triassic boundary // Episodes. 2001. Vol. 24. – P. 102–114.

А.В. Гоманьков КОСТОВАТОВСКИЙ ФЛОРИСТИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС И ПРОБЛЕМА КАЗАНСКО-УРЖУМСКОЙ ГРАНИЦЫ НА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЕ В настоящей работе используется шкала пермской системы, утверждённая Межведомствен ным совещанием по среднему и верхнему палеозою Русской платформы 1988 г. (Решения…, 1990), с изменениями, принятыми в книге «Стратотипический разрез…» (2001). Новая общая стратиграфическая шкала перми, включённая в третье издание Стратиграфического кодекса России (2006), непригодна для использования по номенклатурным причинам (Гоманьков, 2007).

При анализе стратиграфического распределения местонахождений ископаемой флоры в татарском ярусе Восточно-Европейской платформы можно обратить внимание на то, что боль шинство местонахождений, содержащих обильные, разнообразные и хорошо сохранившиеся растительные остатки, приурочено к нескольким очень узким стратиграфическим «горизонтам»

или «уровням», разделённым значительными по мощности интервалами, в которых раститель ные остатки встречаются сравнительно редко и имеют, как правило, плохую сохранность. Так, большинство флористических местонахождений вятского возраста приурочено к так называе мому «горизонту старичных глин», который прослеживается на севере Восточно-Европейской платформы в середине вятского горизонта (Бороздина, Олферьев, 1970). К этому стратигра фическому уровню относятся местонахождения Аристово I и Аристово II на Малой Северной Двине, Мулино на Вятке, а также большое количество местонахождений, вскрытых буровыми скважинами на междуречье Вятки и Сухоны: Виледь, Дор, Калиновка, Луптюг, Титово. В Юж ном Приуралье к этому же уровню приурочено местонахождение Вязовка, флористически и тафономически очень похожее на Аристово I. Если двигаться от горизонта старичных глин вниз по разрезу, то следующий уровень с богатыми местонахождениями флоры оказывается приуроченным примерно к середине вишкильского горизонта. На этом уровне оказываются такие богатейшие местонахождения, как Исады на Сухоне и Александровка в Южном При уралье. Местонахождения в нижней части вишкильского горизонта (Опоки и Устье Стрельны на Сухоне, Котельнич и Слободской на Вятке) сравнительно редки и содержат обычно рас тительные остатки, таксономически однообразные и плохой сохранности. А ещё ниже по раз резу следует уржумский горизонт, в котором местонахождения растительных остатков почти полностью отсутствуют (исключения составляют местонахождение Вострое на Сухоне и, воз можно, Бекечево в Южном Приуралье). Такое распределение ископаемых растений в татарском ярусе Восточно-Европейской платформы объяснялось «геологической эволюцией», т. е. сменой обстановок осадконакопления и, как следствие, условий захоронения растительных остатков (Гоманьков, 2002).

Материалы III Всероссийского совещания Следующий (при движении сверху вниз по разрезу) после палеоботанически почти «немо го» уржумского горизонта уровень высокой концентрации флористических местонахождений приходится примерно на границу казанского и татарского ярусов. К этому уровню относятся такие местонахождения, как Костоваты и Чепаниха в Удмуртии, Донаурово и Шихово-Чирки на Вятке, а также, возможно, Каргалинские рудники в Южном Приуралье, хотя не исключено, что в этом последнем местонахождении флороносная толща отвечает весьма широкому воз растному интервалу, который нецелесообразно квалифицировать как некий стратиграфический «уровень».

Если местонахождения верхнетатарского подъяруса представляют известную татариновую флору (Гоманьков, Мейен, 1986), то в упомянутых более древних уржумско-казанских место нахождениях явно представлен иной флористический комплекс, который по местонахождению Костоваты можно назвать костоватовским. Для него характерно присутствие пельтаспермовых рода Odontopteridium и (или) близкого к нему рода Ustyugia. Часто встречаются также листья рода Phylladoderma подрода Phylladoderma. В Костоватах и Чепанихе к этим таксонам добавляют ся папоротники (Pecopteris sp.), пельтаспермовые рода Compsopteris, кордаиты, а в Каргалинских рудниках – хвойные рода Quadrocladus и дикранофилловые рода Steirophyllum.

Несмотря на то, что точное определение возраста костоватовского комплекса представляет собой задачу, чрезвычайно важную для целей фитостратиграфии, разрешение этой задачи ка жется достаточно трудным. Местонахождение Шихово-Чирки приурочено к разрезу, в котором представлен стартотип нижней границы татарского яруса (Стратотипический разрез…, 2001), и находится ниже этой границы, т. е. относится к верхам казанского яруса. При движении из Шихово–Чирков вниз по Вятке можно наблюдать, как пестроцветы максимовских слоёв Н.Н. Форша (1963), с которых начинается разрез уржумского горизонта, фациально замеща ются на характерную толщу тонкослоистых розовых мергелей. В разрезе у д. Коряково хорошо видно, как эта толща перекрывает белые известняки с характерной морской фауной казан ского яруса. Но дальше на восток эти известняки фациально замещаются континентальными красноцветами белебеевской свиты, и в нижнем течении Вятки в районе устья р. Уржумка видно, что розовые мергели подстилаются уже этими красноцветами, к которым и приуроче но местонахождение Донаурово. Такое сопоставление позволяет считать, что местонахожде ние Донаурово соответствует верхам казанского яруса. Однако геологи КГУ, исходя в своих корреляциях из стратотипических для казанского яруса разрезов Приказанского Поволжья, на нижней Вятке проводили границу казанского и татарского ярусов внутри толщи белебе евских красноцветов, так что, согласно их корреляциям, местонахождение Донаурово имеет раннеуржумский возраст. В.И. Игнатьев (1962), считая толщу, к которой приурочено место нахождение Донаурово, татарской, протягивал её через бассейн р. Кильмезь на правобережье Камы и синхронизировал с той толщей, к которой приурочены местонахождения Костоваты и Чепаниха. Однако к этой же толще приурочено местонахождение позвоночных Сидоровы Горы на Каме, которому приписывается (Ивахненко и др., 1997) даже раннеказанский возраст.

И.И. Молостовская (СГУ) по остракодам определяла казанский возраст для местонахождения Костоваты. Такой же «казанский» комплекс остракод определён из слоёв белебеевской сви ты, расположенных непосредственно ниже флороносного слоя местонахождения Донаурово.

Следует, однако, помнить, что в стратотипическом разрезе у д. Шихово-Чирки «казанский»

комплекс остракод проходит в максимовские слои Форша (Стратотипический разрез…, 2001).

Для решения проблемы положения границы казанского и татарского ярусов на нижней Вятке (от которого зависит возраст местонахождения Донаурово, а следовательно, и всего ко стоватовского комплекса) необходимо тщательное опробование на остракоды в этом районе верхов белебеевской свиты и толщи розовых мергелей, а также этой же толщи в среднем течении и биособытия Вятки, там, где она перекрывает морские отложения казанского яруса.

Бороздина З.И., Олферьев А.Г. О принципах выделения вятского горизонта в разрезе татарского яруса юго-восточного борта Московской синеклизы // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1970. № 1. – С. 114–120.

Гоманьков А.В. Флора и стратиграфия татарского яруса Восточно-Европейской платформы. Автореф.

дис.... докт. геол.-минер. наук. – М., 2002. – 48 с.

Гоманьков А.В. Стратиграфическая шкала терминальной перми: история и современность // Верхний палеозой России: стратиграфия и палеогеография: Материалы Всерос. конф., посвященной памяти проф.

В.Г. Халымбаджи, 25–27 сентября 2007 г. – Казань: Изд-во КГУ, 2007. – С. 73–76.

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Гоманьков А.В., Мейен С.В. Татариновая флора (состав и распространение в поздней перми Евра зии). – М.: Наука, 1986. – 174 с.

Ивахненко М.Ф., Голубев В.К., Губин Ю.М. и др. Пермские и триасовые тетраподы Восточной Евро пы. – М.: ГЕОС, 1997. – 215 с.

Игнатьев В.И. Татарский ярус центральных и восточных областей Русской платформы. Ч. I. Страти графия. – Казань: Изд-во КГУ, 1962. – 334 с.

Решения Межведомственного регионального стратиграфического совещания по среднему и верх нему палеозою Русской платформы с региональными стратиграфическими схемами. Ленинград, 1988 г.

Пермская система. – Л.: ВСЕГЕИ, 1990. – 48 с.

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

Стратотипический разрез татарского яруса на р. Вятка. – М.: ГЕОС, 2001. – 140 с.

Форш Н.Н. О стратиграфическом расчленении и корреляции разрезов татарского яруса востока Рус ской платформы по комплексу литолого-стратиграфических, палеомагнитных и палеонтологических данных // Палеомагнитные стратиграфические исследования. – Л.: Гостоптехиздат, 1963. – С. 175–211.

Н.В. Горева, А.С. Алексеев ПОЛОЖЕНИЕ НИЖНЕЙ ГРАНИЦЫ МОСКОВСКОГО ЯРУСА КАМЕННОУГОЛЬНОЙ СИСТЕМЫ Московский ярус в стратиграфической последовательности карбона Подмосковья был уста новлен С.Н. Никитиным в 1890 г. Позднее А.П. Иванов (1926) дал характеристику четырех вы деленных им горизонтов московского яруса, хотя и не указал их стратотипов. Более дробное, сначала литологическое, а потом и биостратиграфическое деление горизонтов было разрабо тано на южном крыле Московской синеклизы (Иванова, Хворова, 1955). История становле ния современной стратиграфической схемы московского яруса подробно приведена в работе М.Х. Махлиной с соавторами (2001).

В настоящее время московский ярус – один из четырех отечественных ярусов пенсиль ванской подсистемы каменноугольной системы, ратифицированный Международным союзом геологических наук (Gradstein et al., 2004). Однако биостратиграфические маркеры его нижней границы до сих пор не определены, и стратотип не зафиксирован.

Сложность ситуации в отношении фиксации нижней границы московского яруса связана прежде всего с тем, что она не может быть определена в типовой местности (Подмосковье), по скольку здесь верейский горизонт с большим перерывом залегает на породах нижнего карбона и только в пределах Азовской палеодолины на верхнебашкирских континентальных отложениях.

Членами Международной рабочей группы по выбору нижней границы московского яру са для обсуждения предлагались различные маркеры. Среди фораминифер: первое появле ние видов Aljutovella aljutovica или Depratina prisca и рода Eofusulina. Среди конодонтов: пер вое появление (FAD) (1) Declinognathodus donetzianus в линии D. marginodosus – D. donetzianus;

(2) Idiognathoides postsulcatus в линии I. sulcatus – I. postsulcatus;

(3) Diplognathodus ellesmerensis в линии D. orhanus – D. ellesmerensis;

(4) Streptognathodus expansus в линии S. preexpansus – S.

expansus. В качестве возможных кандидатов для установления GSSP рассматриваются разрезы в первую очередь Южного Урала и Южного Китая.

В отечественной шкале московский ярус традиционно начинается с FAD фузулинид Aljutovella aljutovica Rauser, считающегося совпадающим с основанием верейского горизонта.

Этот вид долгие годы рассматривался как практический индекс, определяющий основание мо сковского яруса в пределах Западной Пангеи. Однако Aljutovella aljutovica в разрезе Аскын на Южном Урале (гипостратотип башкирского яруса) по уточненным данным встречается лишь со слоя 35, в 28 м выше всеми принимаемой границы (основание слоя 31), в связи с чем Е.И. Ку лагина (2008) предложила в качестве индекса FAD Depratina (Profusulinella) prisca Deprat. Это из меняет сложившееся определение нижней границы московского яруса, делая ее более древней.

Кроме того, D. prisca не известна в верейском горизонте Подмосковья.

Обобщение данных по распространению фузулинид в пограничных отложениях башкир ского и московского ярусов в Евразии (Восточно-Европейская платформа, Донбасс, Урал, Тянь Шань, Кантабрийские горы) показало, что в бассейнах этой территории в башкирское время шло развитие единого ствола фузулинид с небольшими провинциальными особенностями в эволюционной линии Staffelliformes staffellaeformis – Profusulinella parva – Pr.

rhomboides – Tikhono vichiella pseudoaljutovica – Aljutovella aljutovica. Трудность корреляции со средним пенсильванием Американского континента связана с тем, что в Северной Америке зафиксированы лишь фраг менты этого ствола из-за периодического характера миграции фузулинид из Евразии в Северную Америку. Волна обширной миграции приходится на поздневерейское – каширское время, когда Материалы III Всероссийского совещания в бассейнах Мидконтинента США и Восточно-Европейской платформы отмечается максималь ное количество близких видов (Groves et al., 2007). Сейчас рассматриваются и другие таксоны фузулинид, в частности, FAD представителей рода Eofusulina (Groves and Task Group, 2011), но их первое появление в типовой местности московского яруса приурочено к каширскому горизонту, хотя в Донбассе эофузулины отмечены ниже, в известняке К1 (Nemirovska et al., 2010).

Установлено, что наибольшим преимуществом при определении границ ярусов облада ют конодонты как группа пелагических организмов, имеющая широкое географическое рас пространение, меньшую зависимость от фаций и высокие темпы эволюции. В рабочей группе обсуждались различные варианты. Первоначально это были виды Declinognathodus donetzianus Nemyrovska и Idiognathoides postsulcatus Nemyrovska, появляющиеся вблизи основания московско го яруса (известняк К2) в Донбассе. Из них наиболее подходящим представлялся D. donetzianus.

Выявлено, что первое появление Declinognathodus donetzianus установлено в основании москов ского яруса, как оно понимается в настоящее время в типовой местности (альютовская свита) (Махлина и др., 2001), и это событие может быть перспективно для определения данной гра ницы. Уточнен диагноз этого вида, его географическое распространение, стратиграфический диапазон, выявлены филогенетические связи с предковым видом Declinognathodus marginodosus (Немировская, 1990). Однако этот вид имеет ограниченное распространение и обнаружен пока только в Донбассе, Подмосковье и на Южном Урале (разрез Басу). Более широко распространен второй из предложенных маркеров – Idiognathoides postsulcatus, который присутствует в Дон бассе, Подмосковье, на Южном Урале, в Кантабрийских горах (Испания) и в Мидконтиненте США, но его появление в различных регионах асинхронно.

Китайскими специалистами было предложено использовать в качестве маркера FAD Diplo gnathodus ellesmerensis Bender (Qi et al., 2007). Этот вид имеет большой стратиграфический диапа зон, будучи найден и значительно выше, в подольском горизонте Подмосковья, Архангельской области и Южного Урала (Дальний Тюлькас), но встречается единично, а его предок неизвестен.

При демонстрации разрезов Южного Китая Qi Y. с коллегами (2010) выдвинули предложе ние рассматривать появление продвинутых форм S. expansus или S. suberectus в качестве потен циального уровня башкирско-московской границы. Позднее примитивные формы S. expansus были названы S. preexpansus и рассматриваются как предковые для S. expansus (Qi et al., 2011).

Принятие такого уровня вряд ли приемлемо, так как значительно понижает границу москов ского яруса, практически до середины башкирского яруса.

Таким образом, поиск маркера нижней границы глобального московского яруса вблизи подошвы верейского горизонта на данном этапе зашел в тупик.

Изучение конодонтов типовой местности московского яруса показало, что почти все виды платформенных конодонтов верейского времени представляют собой морфологические типы, возникшие значительно раньше. Составляющие основной фон верейской фауны конодонтов такие виды, как Declinognathodus marginodosus Grayson и Neognathodus atokaensis Grayson, появ ляются еще в башкирском веке. Столь же распространенные в верейском комплексе виды рода Idiognathoides также являются раннепенсильванскими. Лишь два вида этого рода (I. ouachitensis и I. tuberculatus) имеют более позднее, но еще доверейское происхождение. Род Idiognathodus также возник в доверейское время.

Платформенные конодонты каширского времени характеризуются существенно иным мор фологическим обликом, а в таксономическом отношении резко отличаются от ранее существо вавших форм. Основу характерного облика конодонтов каширского горизонта составляют наи более часто встречающиеся виды: Neognathodus bothrops, N. znensis, N. nataliae, N. medadultimus, N. kashiriensis, Idiognathodus praeobliquus, I. obliquus, I. delicatus, Swadelina dissectа. Все это, наряду с зафиксированным во всех изученных разрезах на территории Московской синеклизы резким и биособытия изменением родового и видового состава конодонтов в основании каширского горизонта, дало основание высказать мнение о том, что биостратиграфически более обоснованным является проведение границы московского яруса не в подошве верейского горизонта, а в его кровле, т. е.

в основании нынешнего каширского подъяруса (Барсков, Алексеев, 1975;

Барсков и др., 1980;

Горева, 1984). В этом отношении данные по конодонтам хорошо согласуются с историческим развитием аммоноидей, согласно которым московский ярус начинается с отложений кашир ского горизонта. Верейский горизонт по сопоставлению с отложениями Донбасса, содержащи ми аммоноидеи, объединялся с нижележащими отложениями под названием каяльского яруса Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео (Руженцев, Богословская, 1978). Столь же резкая смена на границе верейского и каширского горизонтов отмечена С.С. Лазаревым и в комплексах брахиопод (Махлина и др., 2001).

В качестве маркера этой границы мы предлагаем FAD Neognathodus bothrops Merrill, извест ного в США и Подмосковье. Это довольно существенное изменение объема московского яруса, но на практике мелекесский горизонт башкирского яруса и верейский московского имеют об щий комплекс конодонтов и не могут быть корректно разделены. Кроме того, есть основание полагать, что верхняя граница московского яруса будет также передвинута вверх, примерно в среднюю часть хамовнического горизонта касимовского яруса.

Работы поддержаны РФФИ, проект 12-05-00106.

Барсков И.С., Алексеев А.С. Конодонты среднего и верхнего карбона Подмосковья // Изв. АН СССР.

Сер. геол. 1975. № 6. – С. 84–99.

Барсков И.С., Алексеев А.С., Горева Н.В. Конодонты и стратиграфическая шкала карбона // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1980. № 3. – С. 43–45.

Горева Н.В. Конодонты московского яруса Московской синеклизы // Палеонтологическая харак теристика стратотипических и опорных разрезов карбона Московской синеклизы. – М.: Изд-во МГУ, 1984. – С. 44–122.

Иванов А.П. Средне- и верхнекаменноугольные отложения Московской губернии // Бюлл. МОИП.

Отд. геол. 1926. Т. 4. Вып. 1–2. – С. 133–176.

Иванова Е.А., Хворова И.В. Стратиграфия среднего и верхнего карбона западной части Московской синеклизы // Тpуды ПИН АН СССР. 1955. Т. 53. – 279 с.

Кулагина Е.И. Граница башкирского и московского ярусов (средний карбон) на Южном Урале в свете эволюции фузулинид // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2008. Т. 83. Вып. 1. – С. 33–43.

Махлина М.Х., Алексеев А.С., Горева Н.В. и др. Средний карбон Московской синеклизы (южная часть).

Т. 2. Палеонтологическая характеристика. – М.: Научный Мир, 2001. – 328 с.

Немировская Т.И. Самые поздние представители рода Declinognathodus в пограничных отложениях башкирского и московского ярусов Донецкого бассейна // Палеонтолог. сб. 1990. № 27. – С. 39–42.

Руженцев В.Е., Богословская М.В. Намюрский этап в эволюции аммоноидей. Поздненамюрские ам моноидеи // Труды ПИН АН СССР. 1978. Т. 167. – 338 с.

Gradstein F.M., Ogg O., Smith A.G. A Geologic Time Scale 2004. Cambrige University Press. 2004. – 589 p.

Groves J.R., Kulagina E.I., Villa E. Origin of the fusulinid Profusulinella in Eurasia and North America // Journal Paleontology. 2007. Vol. 81. N 6. – Р. 227–237.

Groves J. and Task Group. Report of the Task Group to establish a GSSP close to the existing Bashkirian Moscovian boundary // Newsletter on Carboniferous Stratigraphy. 2011. Vol. 29. – P. 30–33.

Nemirovska T.I., Matsunaga M., Ueno K. Conodont and fusuline composite biostratigraphy across the Bashkirian/Moscovian boundary in the Donets Basin, Ukraine: the Malonikolaevka section // Newsletter on Carboniferous Stratigraphy. 2010. Vol. 28. – P. 60–66.

Qi Y., Lambert L.L., Barrick J.E., Groves J.R. et al. New interpretation of the conodont succession of the Naqing (Nashui) section: candidate GSSP for the base of the Moscovian Satge, Luosu, Luodian, Guizhou, South China // Carboniferous carbonate succession from shallow marine to slope in Southern Guizhou. Guide Book for field excursion. Nov. 25 – Nov. 30, 2010. Nanjing, 2010. – P. 65–77.

Qi Y., Wang Zh., Wang Y. et al. Stop 1. Nashui section, Luodian County // Pennsylvanian and Lower Permian carbonate succession from shallow marine to slope in southern Guizhou. Bashkirian-Moscovian-Kasimovian Gzhelian boundary intervals and cyclothemic deposition. Field excursion C3. XVIth International Congress on the Carboniferous and Permian. June 21–24, 2007, Nanjing, China, 2007. – P. 8–16.

Qi Y., Wang X., Lambert L.L., Barrick J.E. et al. Three potential levels for the Bashkirian-Moscovian boundary in the Naqing section based on conodonts // Newsletter on Carboniferous Stratigraphy. 2011. Vol. 29. – P. 61–64.

В.М. Горожанин, Е.Н. Горожанина, Е.И. Кулагина ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ РАЗРЕЗА ВЕРХНЯЯ КАРДАИЛОВКА (ЮЖНЫЙ УРАЛ), КАНДИДАТА В GSSP НИЖНЕЙ ГРАНИЦЫ СЕРПУХОВСКОГО ЯРУСА Разрез Верхняя Кардаиловка рассматривается как претендент на роль глобального страто типа нижней границы серпуховского яруса (Nikolaeva et al., 2009;

Richards, 2011). Разрез рас положен в Баймакском районе Башкирии, на границе с Оренбургской обл., на правом берегу р. Урал напротив д. Верхняя Кардаиловка (координаты: N 52°17, E 058°55).

В 2010–2011 гг. российской рабочей группой (ИГ УНЦ РАН, ПИН РАН, МГУ) во гла ве с председателем каменноугольной комиссии МСК России А.С. Алексеевым проводились комплексные литолого-стратиграфические исследования разреза, в которых также прини мал участие председатель Международной подкомиссии по каменноугольной стратиграфии B.C. Richards (2011). Работы были сосредоточены на верхневизейско-серпуховском интервале разреза, который был маркирован через метровый интервал (Кулагина и др., 2010;

Nikolaeva Материалы III Всероссийского совещания et al., 2011). Начало разреза фиксируется в двух метрах ниже кровли криноидных известняков жуковского (тульского) горизонта верхнего визе, где вбит алюминиевый стержень с нулевой отметкой (pin 0). Возраст этих известняков определен по фауне конодонтов зоны Gnathodus texanus и фораминифер слоев Glomodiscus oblongus – Paraarchaediscus koktjubensis (Пазухин, Горожанина, 2002;

Кулагина, 2011).

Цель настоящего сообщения – охарактеризовать структурные особенности разреза и его геологическую позицию, основываясь на результатах радиометрических и петрографических исследований. В структурном отношении разрез находится на восточном крыле Кардаиловской синклинали в центральной части Магнитогорского мегасинклинория, относящегося к палео островодужной зоне.

Литологическая характеристика. Маркированный разрез, общей мощностью около 55–57 м, расчленяется на несколько пачек. На закарстованной поверхности криноидных известняков залегает пестрая пачка вулканогенно-кремнисто-глинистых пород мощностью 11 м, сложен ная тонко переслаивающимися глинами, кремнистыми и известковистыми туфоаргиллитами, туфоалевролитами с прослоями кремнистых мергелей с реликтами выщелоченных ругоз и кри ноидей, с фрагментами растительных остатков (Орлова, Мамонтов, 2011). В верхней части по являются глауконитовые алевролиты и туфопесчаники. Отложения относятся к жуковскому горизонту верхнего визе, зоне Gnathodus texanus (Nikolaeva et al., 2011). Выше (инт. 13–21 м) за легает пачка темно-серых пелитоморфных плитчатых и нодулярных известняков верхнего визе (предположительно алексинский, михайловский, веневский горизонты). В интервале 16–17 м отмечаются два прослоя (5 и 12 см) желтой глины туфового происхождения. Граница визейско го и серпуховского ярусов фиксируется в интервале 19–20 м. Известняки серпуховского яруса представлены толщей светло-серых толсто-среднеслоистых известняков (вакстоунов) с аммо ноидеями, радиоляриями и криноидеями (мощностью около 40 м). В верхнесерпуховской части разреза (ход 2) наблюдается биогерм, сложенный криноидными вакстоунами-пакстоунами с аммоноидеями и мелкими табулятами, появляются прослои мшанково-криноидных грейнсто унов. В интервале 38,5–40 м отмечаются линзы темно-серых кремней.

Обстановки осадконакопления. Резкий переход от криноидных грейнстоунов открытого шельфа к вулканогенно-осадочной глинисто-мергелистой толще связан с тектоно-вулканиче скими событиями в жуковское время – расширением Магнитогорского рифтогенного прогиба в начале позднего визе и заполнением новообразованных оперяющих грабенов глинисто-вул каногенными (пепловыми и туфовыми) осадками (Горожанина и др., 2009). Прослои углисто кремнистых сланцев и мергелей в данной толще являются фоновыми осадками заполнения бортовой зоны грабена на фоне общей трансгрессивной седиментации глобального характера.

Карбонатные отложения позднего визе и серпуховского века представлены относительно глу боководными гониатитовыми фациями в конденсированном типе разреза, формировавшемся в пострифтовую стадию на склоне палеограбена. Образование небольшого биогерма в верхне серпуховских отложениях характерно для зоны склона.

Индикаторы постседиментационных тектонических деформаций. С наличием в регионе круп ных субмеридиональных разломов сдвигового типа – Кизильского и Магнитогорского (Зна менский, 2008) связано развитие оперяющих зон деформаций. Зона таких деформаций при урочена к контакту криноидных известняков жуковского горизонта с перекрывающей пачкой вулканогенно-кремнисто-глинистых пород. Ранее эта зона была описана как палеокарстовая поверхность с остатками палеопочвы (Кулагина и др., 2010). Наблюдаемая картина действи тельно соответствует карстовому процессу, однако не древнему (визейскому), а значительно более молодому (миоценовому), развившемуся в зоне тектонического нарушения. Карстовые полости имеют трубообразную форму с ромбовидными очертаниями, вниз они переходят в и биособытия трещины, направление которых согласуется с сетью тектонической трещиноватости. Поверх ность известняков разбита трещинами на блоки, один из них опущен по сравнению с единой поверхностью напластования. В перекрывающей слоистой толще отложения деформированы, однако они смяты в антиклинальную складку, а не в синклинальную, как следовало бы ожи дать при карстовом проседании блока. Складка представляет собой флексурный перегиб слоев пластичных пород над приподнятым и опущенным блоками известняков. Амплитуда складки –1 м (рис. 1, а, б).

В глине отмечаются послойные и секущие гипсовые прожилки толщиной до 2 см, подчер Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео кивающие мелкую складчатость (плойчатость) глинистых слоев, направление роста кристал лов гипса говорит о заполнении пустот типа трещин отрыва. Вблизи отметки 4 м наблюдается тектоническое нарушение – взбросо-надвиг небольшой амплитуды (15 см), который проявлен контрастной окраской контактирующих глинистых прослоев – бурых ожелезненных и серо вато-белых осветленных пород (рис. 1, в). Тектоническая зона шириной около 2 м выражена зоной осветления. На фоне белого монтмориллонита вдоль кливажных трещин контрастно проявляется налет черного цвета, который, возможно, образовался в результате миграции угле водородов по зоне разлома (твердые битумоиды присутствуют также в срастании с гипсовыми прожилками). Зона осветления выделяется повышенными значениями радиоактивности – на фоне естественной радиоактивности известняков (5–15 мкр/час) значения в ней достигают 120 мкр/час, в том числе и в закарстованных известняках (до 45 мкр/час) (рис. 2).

В верхней части глинистой толщи на контакте ее с известняками влияние молодых текто нических движений выражается в интенсивной трещиноватости алеврокремнистых прослоев и линзовидной форме пластов мергелей и песчаников. Малоамплитудные смещения по этим тектоническим трещинам принимаются некоторыми геологами за синседиментационные под водно-оползневые структуры. О наличии горизонтальных смещений в толще известняков сви Рис. 1. Деформация карбонатно-терригенной пачки верхневизейских пород в зоне тектонического нарушения (а, б, в) и характер залегания известняков пограничной зоны визейского и серпуховского ярусов (г) Материалы III Всероссийского совещания Рис. 2. Радиометрическая характеристика разреза Верхняя Кардаиловка детельствуют межпластовые зеркала скольжения в 13 м выше начала разреза (pin 13). Выше, в монотонной толще известняков верхнего визе и серпухова, тектонические смещения выра жены слабее. Тектоническая трещиноватость проявлена в виде пересекающихся трещин и ку лисообразно расположенных кальцитовых прожилков. При общем моноклинальном залегании слоев (аз.пд. 230 25) отчетливо проявлены два направления трещиноватости: северо-западное и субмеридиональное. Между отметками 35 и 36 м проходит зона нарушений, выраженная в ре льефе небольшой ложбиной северо-западного простирания. Приграничные породы визейского и серпуховского ярусов в интервале 18–22 м не несут признаков значительного тектонического воздействия (рис. 1, г).

Выводы. Верхневизейско-серпуховские отложения в разрезе Верхняя Кардаиловка пред ставляют собой последовательность осадков, сформировавшихся в обстановке погруженной (затопленной) карбонатной платформы (drowned carbonate platform). Погружение началось в конце жуковского времени и связано с активизацией вулкано-тектонических процессов в Маг нитогорско-Богдановском грабене, что совпало с глобальной поздневизейской трансгрессией.

В серпуховское время при стабилизации тектонического режима в этой зоне грабена формиро вались относительно глубоководные гониатитовые фации известняков. Пестрая туфо-карбонат но-кремнисто-глинистая толща, образовавшаяся в начале позднего визе, в постпалеозойское время испытала слабые деформации сдвигового характера, которые привели к развитию трещи новатости и мелкой приразломной складчатости, относительно слабо нарушающей первичное залегание пород. Зона влияния тектонических нарушений находится стратиграфически ниже предлагаемой границы и не может сказаться на ее обосновании.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект № 10-05-01076.

Горожанина Е.Н., Пазухин В.Н., Горожанин В.М. Палеофациальная модель осадконакопления ниж некаменноугольных отложений на Южном Урале // Материалы междунар. полевого совещ. «Типовые разрезы карбона России и потенциальные глобальные стратотипы», Уфа – Сибай, 13–18 августа 2009 г. – Уфа: ДизайПолиграфСервис, 2009. – С. 12–21.


Знаменский С.Е. Структурная эволюция Магнитогорской мегазоны (Южный Урал) в позднем пале озое // ДАН. 2008. Т. 420. № 1. – С. 85–88.

Кулагина Е.И., Николаева С.В., Ричардс Б. и др. Геологический объект международного значения на Южном Урале // Материалы VIII Межрегион. геолог. конф. – Уфа: ДизайПолиграфСервис, 2010. – С. 30–34.

Кулагина Е.И. Фораминиферовая последовательность в нижневизейских отложениях разреза Верхняя Кардаиловка на Южном Урале // Геологич. сб. № 9. Юбилейный выпуск. – Уфа: ДизайнПолиграфСервис, ИГ УНЦ РАН, 2011. – С. 54–62.

Орлова О.А., Мамонтов Д.А. Первая находка хвощевидных в визейских вулканогенно-терригенных отложениях разреза Верхняя Кардаиловка (Южный Урал) // Биостратиграфия, палеогеография и события в девоне и нижнем карбоне (Международная подкомиссия по стратиграфии девона / Проект 596 МПГК):

Материалы Междунар. конф., посвященной памяти Е.А. Елкина. Уфа, Новосибирск, 20 июля – 10 августа 2011 г. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2011. – С. 124–125.

Пазухин В.Н., Горожанина Е.Н. Разрез «Верхняя Кардаиловка» // Путеводитель геологических экс курсий по карбону Урала. Ч. 1. Южноуральская экскурсия / Под ред. Б.И. Чувашова. – Екатеринбург:

ИГиГ УрО РАН, 2002. – С. 59–67.

Nikolaeva S.V., Kulagina E.I., Рazukhin N.N. et al. Paleontology and microfacies of the Serpukhovian in the и биособытия Verkhnyaya Kardailovka section, south Urals, Russia: potential candidate for the GSSP for the Visan-Serpukhovian boundary. – Newsletters on Stratigraphy, 2009, 43. – Р. 165–193.

Nikolaeva S.V., Richards B.C., Kulagina E.I. et al. Summary of Research at the Verkhnyaya Kardailovka section (South Urals) – a candidate for the Visean-Serpukhovian boundary GSSP // Abstracts. The XVII International Congress on the Carboniferous and Permian, July 2011. – P. 98.

Richards B.C. Report of the task group to establish a GSSP close to the existing visan–serpukhovian boundary Newsletter on Carboniferous Stratigraphy, 2011. – P. 26–29.

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Д.А. Груздев, А.В. Журавлев, Д.Б. Соболев ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В РАЗРЕЗЕ ВЕРХНЕФАМЕНСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ПАЙ-ХОЯ, река СИЛОВА На основании сопоставления данных по литологии и стратиграфии верхефаменских отло жений в разрезе на р. Силова (Пай-Хой) были установлены предполагаемые рубежи биотиче ских событий «annulata» и «dasberg» (Груздев и др., 2011). Посмотреть их отражение в изотопных характеристиках углерода и кислорода являлось следующим этапом наших исследований.

Результаты определения величин 13C и 18O представлены вариационными кривыми на ри сунке, здесь же приведена литологическая колонка с кривой колебаний относительного уровня моря.

Изотопные соотношения углерода и кислорода варьируют в широком диапазоне: от +1, до +4,3 ‰ для 13C и от 23,2 до 29,0 ‰ для 18O. Распределение величин 13C и 18O по разре зу неравномерное, с многочисленными экскурсами в стороны минимальных и максимальных значений.

Нередко по разрезу отмечаются закономерные изменения изотопного состава углерода и кислорода, которые выражены в синхронных экскурсах величин 13C и 18O. В этом отноше нии наиболее значимые события приурочены к нижней и верхней части конодонтовой зоны postera. В первом случае наблюдается резкое облегчение изотопного состава как углерода (с 2, до 1,1 ‰), так и кислорода (с 28,0 до 25,4 ‰). Во втором случае, напротив, если утяжеление изотопного состава углерода происходит в целом постепенно с 2,6 до 4,3 ‰, то для кислорода это происходит скачкообразно и с гораздо большей амплитудой (с 23,3 до 28,7 ‰).

Событийному уровню «annulata» соответствует сопряженный с трансгрессией значительный сдвиг в изотопном соотношении углерода (рисунок), что, возможно, отвечает широко развитому распространению аноксных условий на глубоководных шельфах. Бескислородное событие «das berg» также маркируется положительным сдвигом изотопного соотношения углерода (рисунок).

Не исключено, что реальную картину изменения изотопных систем затушёвывают пост седиментационные, в том числе и постдиагенетические процессы преобразования, развитые в породах разреза (окременение, стилолитизация).

Разложение карбонатов и измерение изотопного состава углерода и кислорода в режиме непрерывного потока производились на аналитическом комплексе, включающем в себя си стему подготовки и ввода проб Gas Bench II, соединенную с масс-спектрометром DELTA V Advantage фирмы Thermo Fisher Scientific (Бремен, Германия). Значения 13C даны в промилле относительно стандарта PDB, 18O – стандарта SMOW. При калибровке были использованы международные стандарты МАГАТЭ NBS18 (calcite) и NBS19 (TS-limestone). Ошибка опреде ления составляет ±0,1 ‰.

Груздев Д.А., Соболев Д.Б., Журавлев А.В. Возможное отражение событий Annulata и Dasberg в верхне девонских отложениях Пай-Хоя, р. Силова // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Северо уральского сегмента: Материалы 20-й науч. конф. Института геологии Коми НЦ УрО РАН. Сыктывкар, 13–15 декабря 2011 г. – Сыктывкар, 2011. – C. 44–46.

Материалы III Всероссийского совещания Стратиграфическая колонка средне-верхнефаменских отложений с вариациями 13C и 18O, р. Силова Т.А. Грунт ПЕРМСКОЕ СЕМЕЙСТВО KANINOSPIRIFERIDAE KALASHNIKOV, 1996 (ОТРЯД SPIRIFERIDA, BRACHIOPODA) В ПЕРМСКИХ БАССЕЙНАХ и биособытия БОРЕАЛЬНОЙ И НОТАЛЬНОЙ КЛИМАТИЧЕСКИХ ЗОН Во внетропических зонах осадконакопления второй половины пермского периода была широко распространена характерная и очень представительная группа крупных тонкоребристых спириферид. Ее первые представители были описаны как Spirifer striato-paradoxus Toula, 1874 из пермских отложений (формация Капп Старостин) Шпицбергена. В 1964 г. из этих же отложений Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео близкий вид Sp. striato-plicatus был описан Гоббеттом. В разрезах восточного побережья п-ова Канин (Чешская губа) представители этой группы впервые были описаны Б.К. Лихаревым (1943) под названием Spirifer kaninensis Licharew. Данный вид был избран в качестве типового для рода Kaninospirifer Kulikov, Stepanov, 1975 (Степанов и др., 1975). На основе рода Kaninospirifer как одного из наиболее характерных представителей этой группы, известных к тому момен ту, Н.В. Калашниковым (Kalashnikov, 1996) было установлено подсемейство Kaninospiriferinae Kalashnikov, 1996, переведенное позднее в ранг семейства (Грунт, 2006).

Большое внимание было уделено таксономии этой группы Б. Уотерхаузом (Waterhouse, 2004), который установил два новых рода: Fasciculatia (типовой вид: F. greenlandicus Waterhouse, sp. nov. из Гренландии) и Gobbettifera (типовой вид: G. angulata Waterhouse, sp. nov. из Канадской Арктики), отнесенных к тогда же установленному им новому подсемейству Gypospiriferinae семейства Spiriferidae King. В состав подсемейства Kaninospiriferinae, отнесенного к семей ству Neospiriferidae Waterhouse, 1968, в дополнение к типовому роду, Уотехауз (2004) включил Imperiospira Archbold et Thomas, Quadrospira Archbold, 1997 и Wadispirifer Waterhouse, 2004. Эти три рода широко распространены в пермских отложениях Перигондваны (в основном, Западной Австралии), что свидетельствует о биполярном распределении каниноспириферид на протяже нии пермского периода.

Грунт (2006) предложила рассматривать состав семейства Kaninospiriferidae в объеме двух подсемейств: Kaninospiriferinae Kalashnikov, 1996 и Gypospiriferinae Waterhouse, 2004. Грунт также высказала мнение о близости родов Fasciculatia и Gobbettifera к Kaninospirifer и о возможности сведения этих двух родов в синонимику последнего.

В фундаментальной сводке, посвященной системе брахиопод отряда Spiriferida (J. Carter In:

“Treatise on invertebrate paleontology”, vol. 5, 2006), не были учтены не только данные Уотерхауза, но и более ранние работы Калашникова (Калашников, 1961;

1998;

Kalashnikov, 1996). В «Treatise...»

отмечена лишь слабая изученность рода Kaninospirifer и его сходство с Betaneospirifer Gatinaud, 1949. О том, что данный род был описан достаточно подробно и на его основе было установлено подсемейство, не упоминается вообще. В «Treatise…» род Kaninospirifer рассматривается в составе подсемейства Neospiriferinae Waterhouse, 1968 семейства Trigonotretidae Schuchert, 1893.

Таким образом, не только относительно таксономического положения рода Kaninospirifer в составе надсемейства Spiriferoidea, но даже его самостоятельности существуют различные точки зрения.

Анализ оригинальных коллекций, собранных автором в пермских разрезах п-ова Канин в 2001 г. и Шпицбергена (формация Капп Старостин) в 2009 г. с привлечением дополнительных материалов из коллекций Института геологии Коми НЦ, позволяет прийти к следующим вы водам:

Фиг. 1, 2. Fasciculatia striatoparadoxus (Gobbett, 1964):

1 – Музей естественной истории, Берлин, экз. MB-B.1530;

цельная раковина с поврежденной наружной скульптурой с разных сторон (0,75);

2 – Музей естественной истории, Берлин, экз. MB-B.1532;

изолированная брюшная створка снаружи и со стороны замочного края (1);

С-З Шпицберген, фиорд Экман, Талдомригген;

формация Капп Старо стин, средняя часть, казанский ярус (сб. Грунт, 2009;

обр. TR-1/59) Фиг. 3, 4. Kaninospirifer kaninensis (Licharew, 1943):

3 – Институт геологии, Коми НЦ, экз. 280/163;

брюшная створка изнутри (х1);

4 – Институт геологии, Коми НЦ, экз. 280/438;

спинная створка снаружи и изнутри;

восточное побережье полуострова Канин (Чешская губа), между устьями рек Бол. Крутая и мысом Надтейсаля;

биармийский отдел, ?уржумский ярус Материалы III Всероссийского совещания Роды Kaninospirifer и Fasciculatia обладают самостоятельной морфологической характеристи кой. Первый род характеризуется присутствием лишь дельтириальных килей, в то время как у второго присутствуют также админикулы. Возможно, на конечной стадии развития произошла редукция админикул.


К роду Kaninospirifer, кроме типового, достоверно относятся еще два вида: K. borealis Kulikov et Stepanov, 1975 и K. stepanovi Grunt, 2006, происходящие из казанских отложений Чешской и биособытия губы. Некоторые виды, указывавшиеся ранее в составе Kaninospirifer, в действительности от носятся к роду Fasciculatia, так как характеризуются присутствием админикул.

Не является обоснованным отнесение группы родов, близких к Kaninospirifer, к подсемей ству Neospiriferinae Waterhouse, 1968, которое, в свою очередь, включено в состав семейства Trigonotretidae Schuchert, 1893 (см. Carter, 2006).

Пермское семейство Kaninospiriferidae, предковым для которого является семейство Spiriferidae, отличается чрезвычайной изменчивостью, аберрантным и рекуррентным харак тером признаков как наружного, так и внутреннего строения (крупные размеры, стегидиум Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео и макушечное утолщение внутри брюшной створки, развитые в различной степени, степень выраженности админикул, вплоть до их редукции), что характерно для завершающего этапа развития группы (рисунок).

Грунт Т.А. Отряд Spiriferida // Верхняя пермь полуострова Канин. – М.: Наука, 2006. – С. 151–164.

Калашников Н.В. Спирифериды перми Европейского севера России. – М.: ГЕОС, 1998. – 137 с.

Лихарев Б.К. О новом пермском Spirifer, приближающемся к Sp. striatus Sow. // Изв. АН СССР. Отд.

биол. наук. 1943. № 5. – С. 279–285.

Степанов Д.Л., Куликов М.В., Султанаев А.А. Стратиграфия и брахиоподы верхнепермских отложений полуострова Канин // Вестн. ЛГУ. 1975. № 6. – С. 51–65.

Kalashnikov N.V. Kaninospiriferinae: A new subfamily of the Spiriferidae (Brachiopoda) // Brachiopods:

Proc. of the Third Intern. Brachiopod congr. Sudbury (Canada), 1996. – P. 133–134.

Carter J.L. Spiriferoidea // Treatise on invertebrate paleontology / Pt. H: Brachiopoda revized, Vol. 5.

Rhynchonelliformea (part). – The University of Kansas Boulder, Colorado and Lawrence. Kansas, 2006. – P. 1689–2320.

Waterhouse J.B. Permian and Triassic stratigraphy and fossils of the Himalaya in Northern Nepal. Oamaru:

Earthwise. 2004. Vol. 6. – 228 p.

А.В. Данилова ПРИМЕНЕНИЕ ПАЛИНОФАЦИАЛЬНОГО АНАЛИЗА ДЛЯ УСТАНОВЛЕНИЯ ГЕНЕЗИСА КАЗАНСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД острова КОЛГУЕВ В последние годы для реконструкции обстановок древнего осадконакопления все более широко применяется палинофациальный анализ, основанный на изучении всего органического вещества, выделенного из породы для палинологического анализа.

Палинофациальный анализ, или метод палинофаций, созданный А. Комба (А. Kombaz) в 1964 г., в отличие от классического спорово-пыльцевого анализа, где исследуются только споры и пыльца, включает в себя исследование всего рассеянного органического вещества (РОВ), со держащегося в мацерате. В палинологическом мацерате РОВ присутствует в структурной или деструктурированной форме (Методические рекомендации…, 1985). Структурное органическое вещество представлено палиноморфами. Палиноморфы могут быть морского (микрофорами ниферы, большинство диноцист, акритархи, некоторые празинофиты, многие одноклеточные водоросли) и континентального (проблематичный микрофитопланктон, споры и пыльца) про исхождения. Деструктурированное РОВ представлено микроскопическим растительным детри том разной степени катагенеза – палинодебрисом. В морских и прибрежно-морских фациях палинодебрис встречается в виде обломков и обрывков лейптинита, витринита и инертинита.

При удалении от береговой линии в сторону моря количество фрагментов палинодебриса и их размер уменьшаются (Петросьянц, 1990).

Все микрокомпоненты РОВ (палиноморфы, палинодебрис и аморфное органическое ве щество), содержащиеся в породе и используемые обычно при определении обстановок осад конакопления, называются палинофацией. Термин «палинофация» широко используется за рубежом. В классификации Habib D. (Habib, 1979) выделены следующие палинофации: экзини товые (континентальные), трахеальные и микринитовые (прибрежно-морские), ксеноморфные (морские). В 1998 г. В.М. Кабановой введено определение минеральной палинофации (Кабанова и др., 1998). В работах российских палинологов чаще встречаются термины «комплекс микро фоссилий различного происхождения» или «палиноориктоценоз».

В настоящее время существуют различные методические разработки российских палино логов по использованию мокрофоссилий для реконструкций условий осадкообразования в разных нефте-, газо- и угледобывающих регионах. Новые аспекты, раскрывающие прикладные возможности палинологического метода, освещены в работах М.А. Петросьянц, М.В. Ошурко вой, Л.В. Ровниной, Г.В. Мусиной, И.Р. Макаровой, О.Н. Костеша, Л.Г. Шиховцевой, Т.В. Сту ковой и др.

При установлении генезиса казанских отложений изучался мацерат каждого палинологиче ского образца, представляющий собой спектр из структурного и деструктурированного РОВ и характеризующий условия осадконакопления в конкретной ситуации. В каждом образце уста навливался и описывался определенный тип палинофации (в ряде случаев переходный тип от одной палинофации к другой) и прослеживалась смена и чередование палинофаций по разрезам скважин. Был изучен керн четырех скважин (140-Колгуев, Песчаноозерская 1/4, Северо-Запад ная-202 и Таркская-4), вскрывающих казанские терригенные отложения на о. Колгуев.

Материалы III Всероссийского совещания В казанских отложениях скв. 140-Колгуев (инт. 1697,0–1542,0 м) установлены микрини товые (в инт. 1697,0–1581,0 м) и трахеальная с признаками микринитовой (гл. 1542,0 м) па линофации. Микринитовые палинофации характеризуются наличием большого количества корродированной пыльцы двухмешковых и мелких спор, палинодебрис слабоокатанный, сорти рованный. Полученные данные могут свидетельствовать о прибрежно-морских условиях осад конакопления с активной гидродинамикой, возможно, об обстановках берегового бара. Трахе альная с признаками микринитовой палинофация отличается обилием крупного структурного палинодебриса (в основном растительного детрита, кутикул растений и трахеид) и большим количеством пыльцы и меньшим по сравнению с предыдущей палинофацией количеством спор. Осадконакопление происходило скорее всего в прибрежно-морских условия со спокой ной гидродинамикой (прибрежные марши, лагуны).

В казанских отложениях скважин Песчаноозерская 1/4 (инт. 2030,5–1836,2 м), Северо-Запад ная-202 (инт. 2565,1–2259,2 м) и Таркская 4 (инт. 2052,3–2031,0 м) установлено чередование по разрезам минеральных с признаками микринитовых и минеральных с признаками ксеноморф ных палинофаций, характеризующихся обилием аморфного органического вещества, обеднени ем количественного состава миоспор в породе, увеличением доли двухмешковой пыльцы и па линоморф неопределенного систематического положения Laricoidites sp., появлением в спектрах акритарх. Немаловажно и наличие в палинологических мацератах большого количества спор очень плохой сохранности. Все вышеперечисленное указывает на то, что осадконакопление про исходило в прибрежно-морских и морских мелководных условиях с активной гидродинамикой.

Проведенное исследование позволяет сделать вывод о том, что в казанское время на южной части территории осадконакопление происходило в условиях морского мелководья, прибреж ных маршей и лагун в непосредственной близости к суше, на которой произрастали древние хвойные леса с подлеском из древовидных папоротников и плаунов. В северной части о. Колгуев в казанское время осадконакопление происходило в морских условиях открытого мелководного шельфа. Полученные данные не только согласуются с литолого-фациальными исследованиями (Шишлов, 2008), но и дополняют их.

Кабанова В.М., Костеша О.Н., Шиховцева Л.Г. Сравнительная характеристика верхнеюрских палино фаций пласта Ю13 на примере Крапивинского нефтяного и Мыльджинского газоконденсатного месторож дений (Томская область) // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири: Материалы науч. конф., посвященной 120-летию основания Томского университета. 1–4 апреля 2008 г. Т. 2. – Томск: Томск. ГУ, 2008. – С. 66–69.

Методические рекомендации по использованию микрофоссилий растительного и проблематичного происхождения для выявления обстановок древнего осадконакопления / под. ред. М.А. Петросьянц. – М.: ВНИГНИ, 1985. – 17 с.

Петросьянц М.А. Значение микрофоссилий различного происхождения для реконструкций обстано вок осадконакопления // Проблемы современной палинологии. Статьи советских палинологов к VI Меж дунар. палинолог. конф. (Калгари, Канада, 1984). – Новосибирск: Наука, 1984. – С. 35–38.

Шишлов С.Б. Секвенс-стратиграфия верхнего палеозоя острова Колгуев // Нефтегазовая геология.

Теория и практика. http://www.ngtp.ru/rub/2/3_2008.pdf Habib D. Sedimentary origin of North Atlantic Cretaceous palynofacies // Deep Drill Ras. in Atlantic Ocean:

Continental margins and paleoenvironment. 1979. – P. 420–437.

А.В. Дронов ОСАДОЧНЫЕ СЕКВЕНЦИИ И ЭВСТАТИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ В ОРДОВИКСКОМ БАССЕЙНЕ БАЛТОСКАНДИИ и биособытия Колебания уровня моря – один из наиболее существенных факторов, влияющих на харак тер седиментационной и биотической эволюции любого осадочного бассейна. Они определяют внутреннюю пластовую геометрию и внешнюю форму осадочных тел, заполняющих седимен тационный бассейн, характер фациальных переходов, распределение поверхностей перерывов и несогласий, а также распределение биоты и степень насыщенности осадка палеонтологиче скими остатками. Помимо непосредственного влияния на глубину бассейна, изменения уров ня моря могут служить неким спусковым механизмом для разнообразных гидрологических, Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео климатических и биотических изменений и событий (Munnecke et al., 2010). Все это делает построение кривых колебаний уровня моря для различных седиментационных бассейнов и ре конструкцию глобальной кривой эвстатических колебаний уровня Мирового океана важным объектом изучения.

Условия формирования ордовикских отложений в эпиконтинентальном бассейне Балто скандии варьируют от открытого шельфа с черносланцевой или глубоководной морской крас ноцветной седиментацией до тайдалитов и темпеститов внутреннего шельфа. Скорость нако пления осадков, мощность стратиграфических подразделений, распределение фаций и геоме трия пластов внутриосадочных секвенций контролируются преимущественно климатом через продуктивность карбонатной фабрики и колебаниями уровня моря. Основываясь на анализе региональных поверхностей перерыва и распределении характерных фаций в разрезе и по пло щади, в ордовикском бассейне Балтоскандии выделено и прослежено 14 осадочных секвенций, отвечающих колебаниям уровня моря 3-го порядка (Dronov et al., 2011).

Реконструкция кривой колебаний уровня моря для ордовикского бассейна Балтоскандии базируется на следующих допущениях: 1) основные эрозионные региональные несогласия яв ляются отражением крупных падений уровня моря и форсированных регрессий. Чем более широко по площади развито региональное несогласие и чем более глубокий эрозионный врез отмечается в его подошве, тем большей предполагается амплитуда падения уровня моря;

2) ос новные трансгрессивные эпизоды распознаются по расширению площади распространения специфических относительно глубоководных фаций. Чем большую территорию они занимают, тем большим был подъем уровня моря.

Наиболее существенные несогласия с глубокой эрозией подстилающих отложений в ордо викском бассейне Балтоскандии совпадают с подошвами Нижнелаторпской (II), Нижневезен бергской (VIII), Нижнетоммарпской (XIII) и Верхнетоммарпской (XIV) осадочных секвенций.

Амплитуды Хирнантской эрозии сопоставимы с амплитудами эрозии, отмеченными на совре менных шельфах в результате падения уровня Мирового океана, вызванного четвертичным оледенением. При этом эрозия в основании Нижнетоммарпской (XIII) секвенции глубже, чем в подошве Верхнетоммарпской (XIV). Сопоставимое по площади развития региональное не согласие, хотя и без столь глубокого вреза в подстилающие отложения, отмечается в подошве Нижневезенбергской (VIII) секвенции. Глубокая эрозия подстилающих отложений ассоцииру ется также с подошвой Латорпской (нижнелаторпской (II)) секвенции, на которой к тому же отмечается наиболее крупномасштабное смещение фаций в сторону бассейна.

Менее выраженные несогласия отмечены в подошвах Верхнелаторпской (III), Кундаской (V), Таллиннской (VI), Кегельской (VII), и Юнсторпской (XII) осадочных секвенций. Среди этих регрессий максимальную относительную амплитуду имеет, по-видимому, та, что соот ветствует поверхности несогласия в подошве Верхнелаторпской секвенции (III). Несколько меньшей была амплитуда регрессии в подошве Кундаской (V) секвенции, а эрозия в подошве Таллиннской (VI) и Юнсторпской (XII) осадочных секвенций была меньше, чем в подошве Кундаской (V). Регрессия в подошве Кегельской (VII) секвенции имеет наименьшую амплитуду среди тех, что попадают в эту категорию.

Падения уровня моря минимальной амплитуды отмечены границами секвенций, на ко торых следы эрозии подстилающих отложений выражены слабо. Это относится к подошвам Волховской (IV), Верхневезенбергской (IX), Нижнефьякаской (X) и Верхнефьякаской (XI) сек венций. Среди них максимальная амплитуда регрессии предполагается в подошве Волховской секвенции, а наименьшая в подошве Верхневезенбергской секвенции.

Анализ пространственного распределения наиболее глубоководных фаций в бассейне седи ментации позволяет разбить трансгрессивные события на три группы: большой, средней и ма лой амплитуды. К первой группе относятся трансгрессии, соответствующие трансгрессивным трактам седиментационных систем Пакерортской (I), Нижнелаторпской (II), Верхнелаторп ской (III), Волховской (IV), Нижневезенбергской (VIII), Нижнефьякаской (X) и Юнсторпской (XII) секвенций. Ко второй группе – трансгрессии секвенций V, VII, XI, XII и XIV. Наконец, к группе трансгрессий малой амплитуды – трансгрессивные тракты секвенций VI и IX.

Максимальная амплитуда подъема уровня моря предполагается для секвенции III. В это время в ордовикском бассейне Балтоскандии впервые получают распространение относительно глубоководные красноцветные фации, которые занимают довольно большую площадь. С этой крупнейшей трансгрессией связана также миграция новой фауны в бассейн и переход от при ливно-отливного к штормовому режиму седиментации. Практически весь Балтийский конти нент (Русская платформа) в это время был практически полностью покрыт морем впервые в ордовикском периоде. Две другие крупные трансгрессии произошли во время формирования трансгрессивных трактов секвенций I и II. О том, что это были трансгрессии большой ам плитуды, свидетельствует распространение черносланцевой седиментации в мелководных об ластях бассейна (Диктионемовая трансгрессия в секвенции I) и возвращение морских условий седиментации после крупноамплитудной регрессии в основании секвенции II.

Материалы III Всероссийского совещания Амплитуда Волховской трансгрессии была несколько меньше, чем амплитуда нижнеордо викских трансгрессий. Однако следует иметь в виду, что регрессия в подошве волховской сек венции была малой амплитуды, поэтому последующее повышение уровня моря лишь усилило предшествовавшую трансгрессию и привело к увеличению глубины бассейна. Глубина бассейна и площадь развития красноцветных фаций достигли максимума в волховское время. Крупные трансгрессии произошли также в раннепоркуниское (секвенция XIII), кейла-оандуское (секвен ция VIII) и вормсиское (секвенция X) время. Две последние трансгрессии отмечены инвазией черных сланцев в осевую часть Ливонского трога в Южной Эстонии и Латвии (Сланцы Моссен и Фьяка).

Трансгрессии средней амплитуды произошли в кундаское (секвенция V), йыхвиско-кейла ское (секвенция VII), пиргуское (секвенции XI и XII) и позднепоркуниское (секвенция XIV) время. Следующие одна за другой трансгрессии средней амплитуды, которые не прерываются форсированной регрессией сравнимой амплитуды, накладываясь друг на друга, дают кумуля тивный эффект. В результате уровень моря достигает своей максимальной позиции в ранне пиргуское время (секвенция XI), несмотря на то, что амплитуда индивидуальных трансгрессий была средней.

Максимально высокое положение уровня моря маркируется появлением морских крас ноцветных отложений в осевой части Ливонского трога (Юнсторпская свита). Трансгрессия, в ходе которой сформировалась юнсторпская секвенция (XII), наследует повышение уровня моря во время формирования подстилающей верхнефьякаской секвенции (XI), и глубина бассейна достигает своего максимума в это время. Следует отметить, что черные сланцы занимают наиболее дистальную позицию на обобщенном фациальном профиле ордовикского бассейна Балтоскандии. Обычно именно они первыми появляются в области развития отно сительно мелководных отложений, когда уровень моря начинает быстро подниматься пос ле предшествовавшей регрессии. Но если уровень моря продолжает повышаться и глубина бассейна увеличивается, вентиляция бассейна также увеличивается, и черные сланцы отступают и замещаются морскими красноцветными отложениями. Трансгрессии минимальной амплиту ды ассоциируют с секвенциями (VI и IX). В отложениях, слагающих эти осадочные секвенции, ощущается недостаток осадкоемкого пространства в мелководных обстановках седиментации.

Большинство осадочных секвенций ордовикского бассейна Балтоскандии хорошо корре лируется с соответствующими секвенциями Лаврентии (Ross and Ross, 1995), Гондваны (Videt et al., 2010), Сибири (Kanygin et al., 2010) и платформы Янцзы (Su, 2007), что, по-видимому, свидетельствует в пользу эвстатической природы связанных с ними колебаний уровня моря.

Однако амплитуда соответствующих по времени трансгрессий и регрессий на разных конти нентах зачастую различна, что, по-видимому, отражает влияние регионального тектоническо го фактора. В целом реконструированная кривая колебаний уровня моря для ордовикского бассейна Балтоскандии оказывается более близкой к кривой, составленной для платформы Янцзы, чем к кривой, опубликованной для Северо-Американской платформы.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, гранты № 10-05-00848 и 10-05-00973.

Dronov A.V., Ainsaar L., Kaljo D. et al. Ordovician of Baltoscandia: facies, sequences and sea-level changes // J.C. Gutirrez-Marco, I. Rbano and D. Garca- Bellido (Eds.)/ Ordovician of the World. Cuadernos del Museo Geominero, 14. Instituto Geolgico y Minero de Espaa, Madrid, 2011. – P. 143–150.

Kanygin A., Dronov A., Timokhin A., Gonta T. Depositional sequences and palaeoceanographic change in the Ordovician of the Siberian craton // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2010. Vol. 296. N 3–4. – P. 285–294.

Munnecke A., Calner M., Harper D.A.T., Servais T. Ordovician and Silurian sea-water chemistry, sea-level, и биособытия and climate: A synopsis // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010. Vol. 296. – P. 289–413.

Ross C.A., Ross J.R.P. North American depositional sequences and correlations // J.D. Cooper, M.L. Droser, S.C. Finney (Eds.) Ordovician Odyssey: Short Papers for the 7-th Intern. Symp. on the Ordovician System.

Fullerton, 1995. – P. 309–313.

Su Wenbo. Ordovician sea-level changes: evidence from the Yangtze platform // Acta Palaeontologica Sinica.

2007. Vol. 46 (Suppl.). – P. 471–476.

Videt B., Paris F., Rubino J.-L. et al. Biostratigraphical calibration of the third order Ordovician sequences of the northern Gondwana platform // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010. Vol. 296. N 3–4. – P. 350–375.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.