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 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 14 |

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

-- [ Страница 7 ] --

Распространение основных групп ископаемых в стратотипических разрезах Гваделупия до статочно подробно рассмотрено в работе Л. Ламберта и др. (Lambert et al., 2000). Из приведен ных списков аммоноидей и их изображений с очевидной ясностью следует, что кардинальная смена аммоноидной фауны происходит в основании формации Роуд Каньон, т. е. на 10–20 м ниже уровня утвержденной границы между отделами. Попытки разделить комплекс аммоно идей из формации Роуд Каньон на отдельные подкомплексы (Левен, Богословская, 2006) по Сопоставление казанского яруса в разных регионах казали, что первый (нижняя треть Роуд Каньон) и второй (верхняя часть той же Регион Казанский ярус формации, относимая по конодонтам к США, Мексика Формации Road Canyon, Phosphoria, роудскому ярусу) подкомплексы прак Palo Quemado тически идентичны, незначительные Памир, Афганистан Кубергандинский ярус видовые отличия скорее связаны с био географическими и тафономическими Китай Формации Kufeng Hutang (Dongwuli Member), Shuang-Putang особенностями местонахождений.

В Тетической области из погранич- Тимор Слои Тае-Веи ных отложений аммоноидеи известны Австралия Формация Кулкилия и ее аналоги из кубергандинской свиты Памира и Арктич. Канада Формации Assistance и Van Hauen кубергандинского яруса (нижней части Верхоянье Деленжинская свита и ее аналоги серии Чохан) Афганистана. Как пока Новая Земля Геркинская, Кочергинская свиты зали исследования, определения аф Волго-Урал Казанский ярус ганских форм были сделаны не совсем корректно, и комплекс аммоноидей из верхней части кубергандинского яруса в разрезе Тезак не идентичен вордскому сообществу из слоев Созио о. Сицилия, а чрезвычай Материалы III Всероссийского совещания но близок к кубергандинскому комплексу Юго-Восточного Памира. Аммоноидеи из разрезов Куберганды (в основном из нижней части кубергандинской свиты) и Тезак (из верхней части кубергандинского яруса) представлены одними и теми же родами и идентичными или близ кими видами (Paraceltites sp., Parapronorites kubergandensis Leonova, Propinacoceras sp., Eothinites sp., Agathiceras asiaticum Toumanskaya, Sosiocrimites sp., Stacheoceras sp., Neopopanoceras pamiricum (Toumanskaya), что говорит об их одновозрастности (Леонова, 2011). Дополнительным под тверждением служат находки одинаковых форм в нижней и верхней частях кубергандинского яруса в его стратотипе. Эти факты не позволяют проводить даже ярусную границу между нижней и верхней его частями и тем более нижний подъярус относить к нижней перми, а верхний к средней. Все аммоноидеи кубергандинского яруса имеют роудский возраст.

В Южном Китае большая часть разрезов, содержащих аммоноидеи, относится к зоне зам кнутых бассейнов со специфическими условиями осадконакопления. Найденные там формы являются узкими эндемиками и не представляют интереса для отдаленных корреляций. Только единичные китайские виды широко распространенных родов (Daubichites, Demarezites, Stacheo ceras) позволяют датировать эти разрезы роудским веком. В Северном Китае в отложениях фор мации Шуан-Путан найдено несколько видов Daubichites и Medlicottia (Му Линь, 2008).

В высокоширотных областях определен свой специфический комплекс аммоноидей, из вестный из разрезов Арктической Канады, Северо-Востока России, Новой Земли и Волго Уральского региона. Он представлен видами родов Daubichites, Sverdrupites, Anuites, Medlicottia, Biarmiceras, Neouddenites и Altudoceras, которые позволяют проводить достаточно надежные от даленные корреляции (Леонова и др., 2002;

Шиловский, Леонова, 2009;

Leonova, 2007;

2011).

В глобальном масштабе роудские отложения хорошо коррелируются по наличию в них пред ставителей Daubichites – США, Арктическая Канада, Новая Земля, Верхоянье, Дальний Восток, Китай (Северный и Южный) и Австралия. Род Sverdrupites широко представлен в северных об ластях земного шара: Арктическая Канада, Новая Земля, Верхоянье, Волго-Уральский регион.

Почти во всех этих районах найдены также Medlicottia postorbignyana и виды Biarmiceras. Присут ствие Demarezites позволяет сопоставлять разрезы США, Мексики, Китая, Тимора, а Paraceltites известен из США, Мексики, Китая, Памира и Афганистана. Кроме указанных роудских ро дов-маркеров, многие формы из этих комплексов по уровню своего эволюционного развития хорошо сопоставляются друг с другом (виды родов Propinacoceras и Stacheoceras).

В стратотипической местности средней перми в Техасе отложения с роудскими аммоно идеями залегают над формацией Cathedral Mountain, которая достаточно точно коррелируется с отложениями кунгурского яруса по конодонтам, фузулинидам и другим группам ископаемых.

На Восточно-Европейской платформе, где расположен стратотип кунгурского яруса, граница между нижним и средним отделами перми не может быть определена и надежно обоснована по материалам аммоноидей, поскольку кунгурский комплекс стратотипической местности сильно обеднен. На сегодняшний день имеются данные лишь по нескольким находкам на Среднем Урале (Богословская, 1976) и из Башкирии у с. Мечетлино (Бойко, 2010).

Более молодые отложения, охарактеризованные аммоноидеями (роудским комплексом), ранее были известны в прилегающих к Уралу областях (на Новой Земле), которые по сопутству ющим им фораминиферам, двустворкам, брахиоподам, мшанкам и другим ископаемым были сопоставлены с уфимским ярусом Русской платформы (Богословская и др., 1982). В связи с от крытием комплекса аммоноидей в казанских отложениях Волго-Уральского региона казанский ярус теперь сопоставляется с роудским. Этот вывод подтверждается и находками конодонтов Kamagnathus khalimbadzhai, K. volgensis (Черных, 2003;

Черных, Силантьев, 2004) в стратоти пических разрезах казанского яруса. С некоторой долей условности можно говорить о том, что начало средней (Биармийской) перми на Восточно-Европейской платформе соответствует и биособытия основанию казанского яруса. Более точное положение границы может быть определено при получении более полных данных.

Комплексы аммоноидей могут служить надежным корреляционным репером для сопо ставления пограничных отложений нижней и средней перми. Для более точного установления положения границы между отделами необходимо проводить дополнительные детальные ис следования разрезов, перспективных для таких задач, т. е. сложенных непрерывными последо вательностями пород в интервале от кунгура до роуда.

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Богословская М.Ф. Кунгурские аммоноидеи Среднего Предуралья // Палеонтол. журн. 1976. № 4. – С. 43–50.

Богословская М.Ф., Устрицкий В.И., Черняк Г.Е. Пермские аммоноидеи Новой Земли // Палеонтол.

журн. 1982. № 4. – С. 58–67.

Бойко М.С. Аммоноидеи из пограничных отложений артинского и кунгурского ярусов разреза Ме четлино (Южный Урал) // Бюлл. МОИП. 2010. Отд. геол. Т. 85. Вып. 5. – С. 33–39.

Левен Э.Я. Верхний карбон и пермь Западного Тетиса: фузулиниды, стратиграфия, биогеография. – М.: ГЕОС, 2009. – 237 с.

Левен Э.Я., Богословская М.Ф. Роудский ярус перми и проблемы его глобальной корреляции // Стра тиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14. № 2. – С. 67–78.

Леонова Т.Б. Кубергандинский (среднепермский) комплекс аммоноидей Юго-Восточного Памира (Таджикистан) // Бюлл. МОИП. 2011. Отд. геол. Т. 86. № 3. – С. 21–31.

Леонова Т.Б., Есаулова Н.К., Шиловский О.П. Первая находка казанских аммоноидей в Волго-Ураль ском регионе // Докл. РАН. 2002. Т. 383. № 4. – С. 509–511.

Му Линь. Аммоноидная характеристика кунгурско–роудских отложений Китая // Бюлл. МОИП.

Отд. геол. 2008. № 3. – С. 42–51.

Черных В.В. Глобальная корреляция артинского и кунгурского ярусов по конодонтам // Литосфера.

2003. № 1. – С. 64–71.

Черных В.В., Силантьев В.В. Конодонты казанского яруса среднего Поволжья // Докл. Всерос. сов.

«Структура и статус Восточно-Европейской стратиграфической шкалы пермской системы, усовершен ствование ярусного расчленения верхнего отдела пермской системы общей стратиграфической шкалы». – Казань: Каз. ГУ, 2004. – С. 83–86.

Шиловский О.П., Леонова Т.Б. Первая находка среднепермских аммоноидей с территории Марий Эл // Современные проблемы изучения головоногих моллюсков. Морфология, систематика, эволюция, экология и биостратиграфия. – М.: ПИН РАН, 2009. – С. 96–98.

Lambert L.L., Lehrmann D.J., Harris M.T. Correlation of the Road Canyon and Cutoff Formations, West Texas, and Its Revelance to Establishing an International Middle Permian (Guadalupian) Series in Guadalupian Symposium / B.R. Wardlow, R.E. Grant, D.M. Rohr (Eds). Smithsonian Inst. Press. Washington. 2000. – P. 153–183.

Leonova T.B. Correlation of the Kazanian of the Volga-Urals with the Roadian of the global Permian scale // Paleoworld. 2007. Vol. 16. – P. 246–253.

Leonova T.B. Permian Ammonoids: Biostratigraphy, Biogeography, and Ecology // Paleontol. J. 2011. Vol. 45.

N 10. – P. 1206–1312.

Э.В. Лукшевич, А.О. Иванов, И.А. Зупиньш КОМПЛЕКСЫ ДЕВОНСКИХ ПОЗВОНОЧНЫХ АНДОМСКОЙ ГОРЫ И КОРРЕЛЯЦИЯ С РАЗРЕЗАМИ ГЛАВНОГО ДЕВОНСКОГО ПОЛЯ Полнота разреза отложений среднего и верхнего девона Главного поля (ГДП) закономерно уменьшается в направлении с запада на восток, однако на северо-востоке разрез на Андомской горе полнее, чем на окружающей территории восточной части поля. Андомская гора представ ляет собой уникальный геологический памятник, состоящий из серии обнажений девонских отложений и находящийся в Вытегорском районе Вологодской области, на юго-восточном бе регу Онежского озера, к югу от устья р. Андома (рис. 1). В результате полевых работ в течение нескольких сезонов и на основании подробного седиментологического и палеонтологического Материалы III Всероссийского совещания Рис. 1. Карта-схема Андомской горы с точками сборов фоссилий (по Иванову и др., 2006) – А.

Схема структуры девонских отложений (по Lukevis et al., 2005, с изменениями) – Б анализа отложений этого разреза выделены три свиты, отличающиеся составом и содержащие комплексы разнообразных и многочисленных остатков позвоночных (Иванов и др., 2006).

В основании разреза девонских отложений залегает павликовская свита, сложенная тонко- и мелкозернистыми кварцевыми песчаниками преимущественно коричневатых или темно-крас ных тонов, составляющими до трети общей мощности свиты, которые чередуются с редкими прослоями глинистых алевролитов. Большую часть разреза образуют плохосортированные по роды смешанного песчано-глинистого состава со значительным содержанием слюды. В разрезе свиты преобладает горизонтальная и слабовыраженная косая слоистость. Плохая сортировка и неясная текстура осадочного материала указывают на высокую скорость осадконакопления.

Остатки позвоночных редки, они обнаружены только на двух уровнях в верхней части свиты в обнажении на северном берегу. Среди них встречены немногочисленные, иногда окатанные пластинки и кости разнощитковых бесчелюстных, пластинокожих и лопастеперых рыб (рис. 2).

Среди них наибольшее биостратиграфическое значение имеют находки таксонов Watsonosteus sp., Glyptolepis sp. и Laccognathus panderi (Gross). Подобный по составу комплекс позвоночных характеризует отложения буртниекского и гауйского возраста западной части ГДП. В западной части ГДП Watsonosteus найден в отложениях абавского уровня (верхняя часть буртниекского горизонта);

виды рода Glyptolepis встречаются в широком интервале от арукюлаского горизонта до снетогорских слоев плявиньского горизонта;

Laccognathus panderi известен из отложений гауйской и аматской свиты (Mark-Kurik, 2000;

Esin et al., 2000). Таким образом, комплекс по звоночных из верхов павликовской свиты можно сопоставить с верхнеживетским интервалом плакодермных зон Watsonosteus – Asterolepis ornata западной части ГДП (Mark-Kurik, 2000).

Павликовскую свиту несогласно перекрывают отложения андомской свиты, представлен ные толщей тонко- и мелкозернистых слабоцементированных песчаников и песков, которые доминируют в разрезе, составляя более 45% общей мощности свиты, чередующихся с тонки ми слоями алевролитовых глин и алевролитов. В разрезе также представлены конгломераты, образованные песчаной матрицей, катышами глины вплоть до галечного размера и брекчии, содержащие большое количество фрагментированных остатков позвоночных (т. н. «рыбные брекчии»). Для песчаных пород характерны разнообразные текстуры: мульдообразная косая, мелкая рябь течения и волнения, причем в некоторых случаях слои с рябью течения весьма мощные. Для глинистых и алевритовых пород характерна горизонтальная слоистость. Окраска пород пестрая: наблюдаются светло-серые, желтоватые, розовые, красные, фиолетовые, голубые и желтовато-коричневые тона. Характерной чертой является биотурбация тонкозернистых пес чаников, алевролитов и глин;

сильно биотурбированные слои занимают вплоть до 20% общей мощности свиты. В отложениях андомской свиты встречены остатки лингулид, двустворчатых и брюхоногих моллюсков, позвоночных, высших растений, обильные следы жизнедеятельно и биособытия Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Рис. 2. Распространение таксонов ихтиофауны в разрезе Андомской горы;

белые кружки – таксоны, определенные в открытой номенклатуре (cf.) сти беспозвоночных (Mikula et al, in press), а также многочисленные и разнообразные остат ки позвоночных (рис. 2). Осадочные породы андомской свиты, по-видимому, образовались на приливно-отливной равнине, в зоне литорали и сублиторали, а условия надлиторали не были характерны.

В эрозионных углублениях нижней части свиты отмечены скопления пластинок разно щитковых и пластинокожих, шипы акантод, кости лопастеперых и лучеперых рыб. Биострати графически важны находки представителей псаммостеид Psammolepis undulata Ag., Psammosteus maeandrinus Ag. и пластинокожих Plourdosteus sp., Asterolepis radiata Rohon, Bothriolepis obrutschewi Gross. Данный комплекс характерен для аматского горизонта Латвии, Эстонии, а также Псков ской и Ленинградской областей России.

В средней и верхней части андомской свиты комплекс позвоночных менее разнообразный, по составу он отличается от распространенного в нижней части свиты. Стратиграфически наи более важны виды рода Bothriolepis (B. panderi Lahusen в средней части и B. cf. cellulosa (Pander) в самой кровле свиты). B. cellulosa характерен для нижней и средней частей плявиньского го ризонта (нижнефранский подъярус позднего девона) Латвии, Эстонии и Псковской области, а B. panderi до сих пор был известен только из снетогорских слоев Ленинградской области. Судя по составу комплекса позвоночных, андомская свита соответствует двум зонам по ихтиофауне:

Bothriolepis prima – B. obrutschewi и Bothriolepis cellulosa и сопоставляется с аматско-снетогорским интервалом ГДП.

Климовская свита венчает разрез девонских отложений Андомской горы. Ее составляют в основном мелко- (преобладают) и среднезернистые слабоцементированные песчаники с прослоями грубозернистых песчаников и конгломератов, содержащих остатки позвоночных и катыши глин, переслаивающихся с более тонким песчаным материалом. Верхняя часть свиты более глинистая. Породы климовской свиты биотурбированы в меньшей степени, чем андомская свита. Для песчаных пород климовской свиты характерно чередование мульдообраз ной и продольно-косой слоистости, а также флазерная и линзовидная слоистость;

имеются многочисленные знаки приливно-отливных течений. Окраска пород в основном розоватая, желтоватая и красно-серая. Комплекс остатков позвоночных в нижней части климовской Материалы III Всероссийского совещания свиты наиболее разнообразен (рис. 2);

в его состав входит зональный вид Bothriolepis cellulosa, что позволяет сопоставить эту часть разреза с отложениями плявиньского горизонта запад ной части ГДП. Помимо позвоночных, в нижней части свиты встречены остатки древесины археоптерисовых, а также ядра и раковины двустворчатых и брюхоногих моллюсков. Средняя и верхняя части климовской свиты палеонтологически пока слабо охарактеризованы, свита содержит комплекс немногочисленных остатков позвоночных обычно плохой сохранности.

Особый интерес для стратиграфии представляют данные о присутствии в верхней части раз реза Psammosteus falcatus Obruchev. Верхняя часть свиты, возможно, отвечает дубниковско даугавскому интервалу западной части ГДП, однако не исключено, что самая верхняя часть сопоставима со снежским-памушским интервалом.

Работа выполнялась при поддержке темплана фундаментальных НИР СПбГУ 3.0.93.2010.

Иванов А.О., Лукшевич Э.В., Стинкулис Г.В. и др. Стратиграфия девонских отложений Андомской горы // Проблемы геологии и минералогии. Сыктывкар, 2006. – С. 385–396.

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. Senckenberg. 2000. N 223. Р. 341–359.

Lukevis E., Stinkulis., Tovmasjana K., Zupi I. Andomas kalna (Krievija, Oegas ezera DA krasts) eoloisk uzbve // Latvijas Universittes 63 zintnisk konference. eogrfija. eoloija. Vides zintne. Refertu tzes. 2005. Rga: LU Akad. apgds. – Р. 130–132.

Mark-Kurik E. The Middle Devonian fishes of the Baltic States (Estonia, Latvia) and Belarus // Cour. Forsch. Inst. Senckenberg. 2000. N 223. – Р. 309–324.

Mikul R., Meis S., Ivanov A. et al. A rich ichnofossil assemblage from the Frasnian (Upper Devonian) deposits at Andoma Hill, Onega Lake, Russia // Bull. of Geosci., Czech Academy of Sci. 2012 (in press).

Т.М. Мавринская, Р.Р. Якупов БИОСТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА НАБИУЛЛИНСКОЙ СВИТЫ (ЗАПАДНЫЙ СКЛОН ЮЖНОГО УРАЛА) На западном склоне Южного Урала представительные разрезы ордовика расположены в Западно-Зилаирской структурно-фациальной зоне и принадлежат к шельфовым фациям пас сивной окраины Восточно-Европейской платформы. Ордовикские отложения выделены в тир ляно-кагинскую толщу в составе нижнего подразделения набиуллинской свиты. Ее стратигра фический объем определен как карадокский – ашгиллский ярусы верхнего ордовика. Верхняя толща набиуллинской свиты южнобайназаровская, соответствует нижнему-среднему лландове ри нижнего силура (Якупов и др., 2002). Набиуллинская свита залегает с угловым несогласием на разных горизонтах рифейских осадочных образований.

Наиболее полно набиуллинская свита представлена в стратотипическом разрезе на правом скальном берегу р. Белая напротив д. Набиуллино. Мощность свиты 35–40 м. Разрез послойно изучен с отбором конодонтов в 1989 и 1997 гг. в связи с задачами крупно- и среднемасштабного геологического доизучения.

С принятием в России в качестве Общей стратиграфической шкалы (ОСШ) ордовикской системы Международной стратиграфической шкалы (МСШ) в 2011 г. мы начали ревизионные работы с дополнительным изучением стратотипа набиуллинской свиты.

Cогласно принятой ОСШ, в верхнем ордовике выделяются следующие ярусы: сандбийский и биособытия (карадокский – нижняя часть ашгиллского ярусов ОСШ, 2005), катийский (средний ашгиллий) и хирнантский (верхний ашгиллий).

Стратотипический разрез набиуллинской свиты у д. Набиуллино обнажен в антиклиналь ной складке и представлен разрозненными выходами песчанистых доломитов, образующих последовательность вверх по склону. Непосредственный контакт с подстилающими сланцами байназаровской свиты рифея повсеместно задернован.

Проведено опробование ряда обнажений. Вес образцов 0,3–0,5 кг.

Самый ближний выход низов тирляно-кагинской толщи вскрыт в нижней части склона в Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео 1 м от кровли рифейских сланцев. Мощность выхода 5 м. Наиболее представительные комплек сы конодонтов встречены на нескольких стратиграфических уровнях.

Из доломитов в видимом основании обнажения выделено 60 экземпляров конодонтов удовлетворительной сохранности, представленных Eoplacognathus sp. (~20 %), Panderodus gracilis (Branson and Mehl) (~25 %), Periodon aff. grandis Ethington (переходные формы от P. aculeatus Hadding к P. grandis Ethington) (~21%), Protopanderodus insculptus (Branson et Mehl) (~20 %), и мелкие единичные обломки элементов Amorphognathus sp. и Prioniodus sp. Возраст комплекса по присутствию в нем многочисленных элементов Eoplacognathus sp. и переходных форм Periodon aff. grandis можно определить как сандбийский век позднего ордовика.

В 0,3 м от основания найдено 30 экземпляров плохой и удовлетворительной сохранности, среди которых определены Amorphognathus sp. (~25 %), Dapsilodus sp. (~10 %), Drepanoistodus sp., Icriodella superba Rhodes (~2 %), Panderodus gracilis (Branson and Mehl) (~30 %), Protopanderodus insculptus (Branson et Mehl) (~20 %), Spinodus cf. spinatus Hadding (~3 %), Walliserodus sp. (~10 %).

На основании наличия в комплексе видов Icriodella superba и Spinodus cf. spinatus возраст ком плекса, вероятно, соответствует сандбийскому веку – началу катийского.

В инт. 2,5–4 м выше основания в нескольких пробах обнаружены обильные конодонты до 120 экземпляров в каждой пробе, представленные Amorphognathus cf. ordovicicus (Branson et Mehl) (~50 %), Protopanderodus insculptus (Branson et Mehl) (25 %), Panderodus gracilis (Branson et Mehl) (~15 %), редкими Walliserodus sp. (~5 %) и Scabardella cf. altipes (Hennings) (~5 %). Присутствие зонального вида одноименной зоны A. ordovicicus свидетельствует о катийском возрасте ком плекса. Аналогичный комплекс встречен еще в двух выходах, вскрытых выше по склону.

В верхней части склона выходят среднеплитчатые темно-серые алевритистые доломиты, которые сменяются желтовато-серыми песчанистыми доломитами с прослоями, содержа щими фауну кораллов и линзы оолитовых доломитизированных известняков. В темно-серых алевритистых доломитах обнаружены немногочисленные элементы (20 экземпляров) видов Amorphognathus cf. ordovicicus (Branson et Mehl), Hamarodus sp., Panderodus gracilis (Branson et Mehl), Protopanderodus insculptus (Branson et Mehl) (20 %), Scabardella cf. altipes (Hennings), Walliserodus cf. amplisimus (Serpagli) (25 %), характерные для верхней части катийского яруса.

В 1,3 м выше в желтовато-серых песчанистых доломитах выявлены конодонты (60 экзем пляров) Aphelognathus sp. (~25 %), Ozarkodina cf. sesquipedalis Nowlan et McCracken (~12 %), Ozarkodina sp. (~8 %), Gamachignathus sp. (~5 %), Panderodus gracilis (Branson et Mehl) (~15 %), Drepanoistodus cf. suberectus (Branson et Mehl) (~15 %), Protopanderodus insculptus (Branson et Mehl) (~16 %), Walliserodus sp. (~4 %). Обнаружение в комплексе нескольких элементов рода Gamachignathus, преимущественное распространение которого отмечается в хирнантском ярусе, а также мелководный характер выявленной ассоциации, позволяют предположить хирнантский возраст вмещающих отложений.

Эти отложения перекрыты темно-серыми тонкоплитчатыми доломитами с прослоями углисто-глинистых сланцев, содержащих граптолитовую фауну рудданского-аэронского ярусов лландоверийской серии нижнего силура. Они принадлежат к верхней (южнобайназаровской) толще набиуллинской свиты.

Граница ордовика/силура в стратотипическом разрезе у д. Набиуллино находится в лито логически однородной карбонатно-терригенной толще и определяется по первому появлению тонких углистых прослоев с граптолитами лландовери (Якупов и др., 2002).

Другой разрез набиуллинской свиты в стратотипической местности расположен выше по р. Белая у д. Кургашлы. Слагающие ее отложения вскрыты в антиклинальной складке. Разрез восточного крыла изучен ранее (Якупов и др., 2002). Первые сведения о конодонтах из разреза западного крыла складки, собранные на двух уровнях в средней части обнажения, опублико ваны Т.Ю. Толмачевой (2011). В 2011 г. нами изучен этот разрез с детальным отбором проб на конодонты.

Разрез находится у западной окраины д. Кургашлы. Он осложнен пликативными и раз рывными нарушениями. Общая мощность слагающих его отложений составляет 24 м. По всей видимости, здесь обнажена только нижняя тирляно-кагинская толща, верхняя южнобайназа ровская толща нижнего силура «срезана» тектоникой.

Непосредственный контакт тирляно-кагинской толщи с докембрийскими сланцами задер нован. В инт. 2 м наблюдаются крупные глыбы и высыпки массивных кварцевых песчаников.

Выше по разрезу коренной выход кварцевых песчаников мощностью 0,2 м. Песчаники фау нистически не охарактеризованы. Выше после 6 м задернованного интервала хорошо вскрыта непрерывная последовательность, представленная чередованием доломитистых песчаников и песчанистых доломитов. В ней наблюдаются прослои (0,05–0,4 м) с колониями гидроидной фауны. Комплексы конодонтов, встреченные во всех доломитовых слоях, аналогичны ком плексам, выделенным из отложений, соответствующих интервалу катийского яруса в разрезе у д. Набиуллино.

В целом конодонтовые ассоциации, выявленные в тирляно-кагинской толще набиуллин Материалы III Всероссийского совещания ской свиты стратотипической местности, характерны преимущественно для глубоководной шельфовой биофации «Северо-Атлантической провинции». Доминируют виды Amorphognathus ordovicicus и Protopanderodus insculptus. И только в низах и в верхней части тирляно-кагинской толщи набиуллинской свиты обнаруженные комплексы конодонтов имеют иные систематиче ские составы. Нижний комплекс представлен смешанной фауной. В нем, наряду с таксонами «Северо-Атлантической провинции», присутствует вид Periodon aff. grandis, характерный для бо лее глубоководной биофации «области открытого моря» (Zhen Yong-Yi, Percival I.G., 2003). Ком плекс, встреченный в верхах тирляно-кагинской толщи, представлен видами родов Aphelognathus, Gamachignathus, Ozarkodina – типичными представителями мелководной шельфовой биофации «Мидконтинентальной провинции».

Отмеченные изменения таксономического состава конодонтов по разрезу могут быть след ствием трансгрессивно-регрессивных режимов в шельфовой зоне Южно-Уральского палеобас сейна в позднеордовикское время. Одной из вероятных причин появления биофации откры того моря с Periodon aff. grandis на рубеже катийского и сандбийского веков мог быть очень узкий шельф, что облегчало проникновение их во время трансгрессии из батиальной зоны.

В конодонтовой ассоциации, обнаруженной в верхних слоях тирляно-кагинской толщи, отмечается количественное уменьшение большинства видов, характерных для «Северо-Атлан тической провинции», вплоть до исчезновения. Начинают преобладать таксоны мелководной «Мидконтинентальной провинции». Биофациальные изменения происходят параллельно с из менениями обстановок осадконакопления: появление органогенных микропостроек и линз оолитовых известняков свидетельствует о сильном обмелении бассейна в конце ордовикского периода. Максимальное падение уровня моря в хирнантское время и фаунистические измене ния, заключающиеся в вымирании большинства характерных верхнеордовикских таксонов, отмечаются в разных регионах мира (Kaljo еt al., 2008;

Zhang, Barnes, 2002).

Разрез у д. Набиуллино имеет хорошие перспективы для детального расчленения верхне ордовикских отложений западного склона Южного Урала и увязки установленных биострати графических подразделений и их границ с МСШ.

Толмачева Т.Ю., Рязанцев А.В., Белова А.А. Конодонты позднего ордовика Южного Урала и их значе ние для палеогеографии // Палеострат-2011. Годичное собрание секции палеонтологии МОИП и Москов ского отделения палеонтологического общества: Программа и тезисы докладов (Москва, 24–26 января 2011 г.). – М.: Палеонтологический институт им. А.А. Борисяка РАН, 2011. – C. 67–69.

Якупов Р.Р., Мавринская Т.М., Абрамова А.Н. Палеонтологическое обоснование схемы стратиграфии северной части Зилаирского синклинория. – Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2002. – 160 с.

Kaljo D., Hints L., Mnnik P., Nlvak J. The succession of Hirnantian events based on data from Baltica:

brachiopods, сhitinozoans, conodonts and carbon isotopes // Estonian J. of Earth Sci. 2008. 57. 4. – P. 197–218.

Zhang S., Barnes C.R. Late Ordovician-Early Silurian (Ashgillian-Llandovery) sea level curve derived from conodont community analysis, Anticosti Island, Quebec // PРР. 2002. 180. – P. 5–32.

Zhen Yong-Yi, Percival I.G. Ordovician conodont biogeography – reconsidered // Lethaia. 2003. Vol. 36. – P. 357–370.

А.А. Мадисон ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И МИКРОСТРУКТУРЫ ПЕРВЫХ СТРОФОМЕНИД ИЗ ОРДОВИКА ЛЕНИНГРАДСКОЙ ОБЛАСТИ и биособытия Ордовикские отложения Ленинградской области содержат первые достоверно известные представители отряда Strophomenida (Plectella Lamansky из флоского яруса, биллингенского горизонта), а также более поздние строфомениды хорошей сохранности, что позволяет изучить ранние стадии развития, микроструктуру и морфологические особенности первых представи телей группы, а также попытаться установить основные эволюционные тренды в истории раз вития отряда. В некоторых случаях оказываются возможными попытки реконструкции мягкого Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео тела животного, что достаточно важно, так как строфомениды являются представителями пол ностью вымершего класса брахиопод Strophomenata и не имеют аналогов в современной фауне.

Первым представителем класса Strophomenata является отряд Billingsellida, появившийся в среднем кембрии и состоящий из двух подотрядов: малочисленного подотряда Billingsellidina, существовавшего до аренига с ламинарным вторичным слоем раковины, и более многочислен ного ордовикского подотряда Clitambonitidina с фиброзным вторичным слоем. Предполагается, что строфомениды произошли от биллингселидин, так как имеют сходную микроструктуру и апикальный форамен.

Из всех биллингселидин микроструктура исследована только для Billingsella lindstrmi (Linnarsson), у которой первичный слой толщиной 10 мкм образован мелкими призмами шири ной около 1 мкм. Вторичный слой ламинарный, пластины которого сложены из параллельных пластинок (Williams, 1970).

У всех представителей отряда Billingsellida в задней части раковины имеется только одно отверстие – апикальный форамен, служивший для выхода ножки. Способ его образования изве стен только для клитамбонитидин (у биллингселид не изучен). Первичносформированная рако вина форамена не имеет;

ее ширина на брюшной и спинной створках одинакова: 200–300 мкм, сложена она микрогранулярным слоем. Следовательно, у личинки имелись хорошо развитые дорсальная и вентральная лопасти мантии. В процессе роста у ювенильной раковины от краев дельтирия начинают расти навстречу друг другу дельтидиальные пластинки. Они срастаются, дельтирий оказывается закрытым за исключением его верхней части, в которой или остается простое округлое отверстие, или же сросшиеся пластинки образуют трубочку, которая могла полностью запечатывать ножку (Мадисон, 2004).

Изучение ранних стадий развития строфоменид позволило установить, что образование их апикального форамена происходит иным способом и связано с личиночными стадиями раз вития. Первичносформированная раковина хорошо выражена в рельефе только на брюшной створке и имеет размеры около 250 мкм (рисунок, фиг. 1–3), тогда как на спинной створке первичносформированная раковина практически не выражена. Следовательно, личинка стро фоменид имела только хорошо развитую вентральную лопасть мантии, дорсальная же лопасть формировалась, по-видимому, уже после осаждения личинки на субстрат. Более того, апикаль ный форамен строфоменид не является производным дельтидиальных структур, как у клитамбо нитид, так как он расположен в средней части вентральной створки первичносформированной раковины и, следовательно, отражает особенности строения личинки. Таким образом, юве нильные строфомениды имели два отверстия в задней части раковины: небольшой дельтирий с нототирием, еще не прикрытыми полностью замочным отростком (хилидиальные пластинки обычно слабо развиты), и апикальный форамен. Считается, что ножка выходила именно через апикальный форамен, а затем атрофировалась, и происходило замыкание форамена (напри мер, Williams, 2007). Однако при такой интерпретации остается неясной функция дельтирия и нотитирия.

Представляется сомнительным, что именно форамен служил для прохода ножки. Обычно диаметр форамена составляет около 15–25 мкм (фиг. 1в), тогда как ножка у современных бра хиопод состоит из кутикулы, эпителия и соединительной ткани, что суммарно превосходит объем апикального форамена строфоменид. Кроме того, в онтогенезе современных брахиопод ножка не привязана к вентральному лепестку мантии, а закладывается между створками посе редине спинной стороны. Более вероятно предположение, что ножка у строфоменид выходила сзади между створками, как это известно для ринхонеллят, а апикальный форамен служил для Материалы III Всероссийского совещания Фиг. 1. Strophomenida gen. et sp. indet., № 4921/397: 1а – общий вид;

1б – первичносформированная раковина;

1в – апикальный форамен;

Ленинградская обл., Путилово, Геккеров горб, нижняя линза;

волховский горизонт.

Фиг. 2. Strophomenida gen. et sp. indet., № 4921/369, макушка брюшной створки, вид сзади;

Псковская обл., Мишина Гора;

ухакуский горизонт.

Фиг. 3. Lynnica fragilis Madison, № 4921/530, макушка брюшной створки, вид сзади;

Ленинградская обл., р. Лынна;

кундаский горизонт.

Фиг. 4. Biseptata briani Madison, № 4921/557, первичный микрогранулярный и вторичный фиброзный слои;

Ленин, градская обл., р. Лынна;

кундаский горизонт.

Фиг. 5. Plectella uncinata (Pander), № 4921/634: 5а – пластины ламинарного слоя;

5б – псевдопора;

Ленинградская обл., Бабино;

отвалы латорпского горизонта.

Фиг. 6. Bilobia musca (Opik), № 4921/635, первичный микропризматический слой;

Ленинградская обл., Клясино;

идавереский горизонт выхода анальной папиллы. Тогда традиционное название этой структуры «ножная трубочка»

оказывается неверным.

Таким образом, пищеварительная система строфоменид была незамкнутой и имела аналь ное отверстие, которое часто было окружено трубочкой. Подобные структуры известны для некоторых кембрийских гастропод. У современных брахиопод диаметр пеллет 5–10 мкм, что вполне соответствует диаметру трубочки. У некоторых более поздних строфоменид апикаль ный форамен отсутствует, у них, по-видимому, пищеварительная система становилась замкну той. Тем не менее, наличие анального отверстия служит коренным морфологическим отли чием строфоменид от биллингселид и ставит под вопрос возможность происхождения отряда Strophomenida от Billingsellidina.

Также установлено, что ранне- и среднеордовикиские строфомениды имели вторичный слой раковины двух типов: ламеллярный (установлено для Plectella uncinata (Pander), латорпский горизонт, семейство Plectambonitidae;

фиг. 5) и фиброзный (Biseptata briani Madison, волховский горизонт, семейство Sowerbyellidae;

фиг. 4). Оба типа скорее всего изначально характеризовали и биособытия отряд Strophomenida, без вторичного образования фиброзного слоя в процессе эволюции груп пы, как это предполагалось ранее. Можно предполагать, что семейства произошли практически одновременно и сильно отличались внутренним строением спинной створки и типом микро структуры. Первичный слой обнаружен у B. briani, у которой он микрогранулярный, кроме того, у Bilobia musca (pik) удалось обнаружить микропризматический первичный слой (фиг. 6), напоминающий таковой у B. lindstrmi. Различия в морфологии и микроструктуре первых стро фоменид, вероятно, отражают архаическое многообразие в развитии группы, а не являются признаком полифилетического происхождения. В свете новых данных о строении мягкого тела Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео и микроструктуре раковины вопрос о происхождении отряда Strophomenida нуждается в даль нейших детальных исследованиях и не может считаться решенным.

Мадисон А.А. Дельтидиальные образования у среднеордовикских клитамбонитид (Clitambonitidina, Brachiopoda) и их роль в прикреплении брахиопод к субстрату // Палеонтологический журнал. 2004.

№ 6. – С. 59–65.

Williams A. Origin of the laminar-shell articulate brachiopods // Lethaia. 1970. Vol. 3. – P. 329–342.

Williams A. Evolution of the pedicle // Treatise on Invertebrate Paleontology. Vol. 6. Pt. H. Lawrence: Univ.

Kansas Press, 2007. – P. 2842–2850.

С.Н. Макаренко, С.А. Родыгин, Н.И. Савина ПРОБЛЕМЫ СТРАТИГРАФИИ ВЕРХНЕГО ДЕВОНА ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ На территории центральной части Западной Сибири отложения верхнего девона объедине ны в лугинецкий горизонт, объединяющий по латерали отложения лугинецкой и чагинской свит.

Стратотип лугинецкой свиты установлен по разрезу скв. Лугинецкая 170, в инт. 3134,0– 2487,0 м и представлен «сливными» известняками кремовыми, серыми, тёмно-серыми (в ниж ней части), массивными, глобоидными, водорослево-фораминиферовыми, иногда с прослоями аргиллитов и туфолав базальтового состава (Решения..., 1999). Согласно перекрывает гераси мовскую свиту. Кровля свиты в стратотипе не прослежена, мощность около 650 м, по разрезам может достигать 1500 м. Подразделяется на две подсвиты. Лугинецкая свита широко распро странена в Нюрольской впадине, разные части её разреза пройдены при бурении скважин по всей Западно-Сибирской плите. Отложения свиты привлекают внимание как нефтепоисковый объект. В пределах Арчинско-Урманского участка нефтегазопроявления породы свиты являются хорошими, но крайне неоднородными коллекторами. Связь коллекторских свойств с литоло гическим составом пород давно установлена. Крайне важно выяснить особенности условий осадконакопления во время формирования лугинецкой свиты, но для их реконструкции не обходимо детальное стратиграфическое расчленение карбонатной толщи. При макро- и даже микроизучении пород лугинецкой свиты сложно идентифицировать, какая часть разреза свиты пройдена конкретной скважиной, настолько бывает невыразителен литологический состав и бедна фаунистическая характеристика свиты.

Нижняя подсвита представлена в нижней части тёмно-серыми известковистыми, иногда битуминозными аргиллитами и мергелями, а в верхней части известняками серыми, тёмно-се рыми, глобоидными. В основании подсвиты залегает «тентакулитовая» пачка, отражая событие раннефранской трансгрессии, выраженной отложениями доманикоидного типа. Палеонтологи чески охарактеризованные отложения нижней подсвиты пройдены скважинами Арчинская 41, 43;

Калиновая 13, 15, 20;

Нижне-Табаганская 6, 18;

Урманская 11. По литологическим особен ностям и времени образования данный стратиграфический уровень (верхняя falsiovalis – jamieae) можно сопоставить с уровнем тиманской, усть-ярегской и доманиковой свит Восточно-Евро пейской платформы и Западного Урала.

Верхняя подсвита сложена достаточно однообразными «сливными» известняками кремово серыми, илисто-зернистыми, оолитово-сгустковыми с прослоями туфолав базальтового состава.

Литологически она подразделяется на две части. Нижняя (франская) часть верхней подсвиты характеризуется присутствием в породах остатков ископаемой макрофауны – субцилиндриче ских строматопороидей – «амфипор» и прослежена в разрезах скважин Южно-Тамбаевская 77;

Нижне-Табаганская 6, 14, 17;

Калиновая 13 (верхняя часть), Северо-Калиновая 21 (призабойная часть). Верхняя (фаменская) часть подсвиты фациально более однородная, и фрагменты раз реза этой подсвиты диагностируются с трудом. Отчётливых реперов нет, расчленение и кор реляция проводятся только на основе биостратиграфии по микрофауне. Отложения подсвиты были выведены на доюрскую поверхность и частично эродированы. Поэтому взаимоотношения девонских и каменноугольных отложений не до конца выяснены. Отложения верхней подсвиты прослежены в разрезах многих скважин: Квартовая 5;

Северо-Сильгинская 25;

Малоичская 8;

Новоникольская 1;

Нижне-Табаганская 1, 4, 17, 20;

Северо-Тамбаевская 1, 2;

Западно-Ключев ская 66;

Черталинская 3;

Южно-Колтогорская 1;

Речная 281 и особенно Урманских 1–7, 9, 10, 22, 761, 763 и Арчинских 45, 51, 1191, 1193.

Ещё сложнее провести корреляцию разрезов чагинской свиты, биостратиграфия в данном случае – единственная возможность установить время формирования специфических карбо натно-кремнистых отложений и проследить стратиграфические уровни. Стратотип чагинской Материалы III Всероссийского совещания свиты установлен в разрезе скв. Калиновая 13 (3480–2875 м, фран – фамен) (Решения..., 1999).

Распространена свита не широко. Изучение стратотипа показало неоднозначность в понимании объемов чагинской и подстилающей её чузикской свит.

В стратотипе чагинскую свиту в инт. 3480–3200 м (нижняя подсвита) слагают черные, чёрно-коричневые, тёмно-серые кремнистые тентакулитовые известняки и аргиллиты. Отме чено увеличение вверх по разрезу кремнистости, появление радиолярий. Тентакулиты франа определены из инт. 3417–3340 м. Кремни, радиоляриты, чередующиеся с кремнеаргиллитами, кремнеизвестняками, окремненными аргиллитами объединены в верхнюю подсвиту (инт. 3200– 2875 м). Отмечены редкие прослойки органогенно-детритовых известняков с фораминиферами верхнего девона (гл. 3179,1 м). В остальной части разреза свиты определимые органические остатки не обнаружены. В верхней части разреза присутствует слой с крупными радиоляриями, прослеженный в отложениях фаменского яруса на Северо-Калиновой площади (скв. 21). Грани ца свиты с каменноугольными отложениями отсутствует, отложения эродированы. Чагинская свита охарактеризована конодонтами только в скв. Сельвейкинская 1.

Граница чагинской свиты с подстилающей её чузикской свитой в стратотипе требует пере смотра (Макаренко и др., 2011). В Решениях… (1999) граница между свитами проведена на гл. 3480 м, о чём свидетельствует состав комплексов тентакулитов и конодонтов, но объём свит был изменен: чузикская – эйфель – живет, чагинская – фран – фамен. Комплексы тентакули тов и конодонтов из верхней подсвиты чузикской свиты помещены в нижнюю подсвиту ча гинской свиты. Анализ комплексов организмов указывает на то, что граница между чузикской и чагинской свитами проведена внутри тентакулитовой пачки. В скв. Калиновая 15 комплекс конодонтов, по систематическому составу близкий к комплексу скв. Калиновая 13, определяет живетско-франский возраст чузикской свиты. В скв. 14 возраст чузикской свиты по конодонтам соответствует эйфелю – живету. В скв. 16 палеонтологически охарактеризована только чузик ская свита, возраст которой по фораминиферам, тентакулитам и конодонтам живет – фран.

Исходя из имеющихся данных, возраст чагинской свиты может быть только фаменским. Не обходимо пересмотреть взаимоотношения чузикской и чагинской свит по другим скважинам, уточнить их палеонтологическую характеристику и внести соответствующие изменения в ре гиональную стратиграфическую схему.

Для уточнения стратиграфии лугинецкой свиты и усовершенствования региональной стра тиграфической схемы палеозойских образований Западно-Сибирской равнины проводились работы по некоторым скважинам Арчинской и Урманской площадей.

Верхняя часть разреза Арчинской скв. 41 в инт. 3100,0–3036,0 м и отложения в разрезе скв. 43. инт. 3053–3073 м отнесены к местной зоне Tikhinella multiformis – Tikhinella fringa и оха рактеризованы комплексом фораминифер, несущим черты франского облика. Зона могла быть прослежена и в разрезе скв. Урманская 11, но на данном участке палеоморя в девоне шельфовые мелководные фации замещались тентакулитовыми бассейновыми, поэтому фораминиферы в отложениях не встречены.

Комплекс местной зоны Eonodosaria evlanensis – Multiseptida corralina изучен в разрезах скважин Арчинская 45, 1191 и 1193. Отложения зоны Septaglomospiranella nana прослежены только в скв. Урманская 6, где определен следующий комплекс фораминифер: Archaesphaera crassa Lip., Parathurammina dagmarae Sul., Cribrosphaeroides simplex Reitl., Septaglomospiranella nana Reitl.

Верхняя часть фаменского яруса, сопоставляемая со слоями Этрен Бельгии, ранее входила в состав каменноугольной системы и являлась её базальными слоями, по фораминиферам это зона Quasiendothyra kobeitusana. По находкам видов фораминифер Endothyra ex gr. latispiralis, E. cf. prisca, Glomospira sp. можно предположить наличие в скв. Урманская 6 в самых верхах раз и биособытия реза зоны Quasiendothyra kobeitusana, венчающей разрез девонских отложений Международной стратиграфической шкалы.

Слои с Famenella kairovaensis в скв. Нижне-Табаганской 14 установлены в светло-серых глобоидных известняках (инт. 3129,5–3139,0 м, лугинецкая свита), где выявлен комплекс остракод Rozhdestvenskajites sp., Healdianella punctata Posner, Orthocypris aff. exemplaris Rozhd., Microcheilinella sp., Bairdia usatschovae Egorov, Famenella kairovaensis Rozhd., F. aff. angulata Rozhd., Parabairdiacypris? sp., Acratia sp., A.? sp., Bairdiacypris sp., Baschkirina sp. Комплекс характеризует среднюю часть лугинецкой свиты (верхняя часть франского яруса).

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео В скв. Арчинская 1193 в обр. 5 (№ 27649), инт. 3131,86–3133,56 м (к.к.) определены Parabolbinella aff. vomis Beсker et Bless, Parabolbinella sp., Clavofabellina sp., Pibylites (Parapibylites)?

sp., Coeloenellina aff. parva Pol., Evlanella sp., Knoxiella beiskiensis Pol., Cavellina aff. lovatica Zasp., Healdianella sp., Bairdiohealdites sp., Orthocypris parilis Rozhd., Microcheilinella sp., Miraculum (?) sp., Bairdia sp., Bairdia aff. actuaria Rozhd., Bairdiocypris aff. accuratus Pol., Famenella kairovaensis Rozhd.

Сохранность остракод плохая не только в отложениях скв. Арчинская 1193. Как показал опыт многолетних исследований, отложения среднего и верхнего девона, сложенные «чи стыми» и перекристаллизованными известняками, часто охарактеризованы остракодами. Это видно при просмотре шлифов. Но выделить их из породы, что необходимо для определения систематической принадлежности остракод, очень трудно. И все-таки характер комплекса остракод с некоторой долей условности позволяет отнести вмещающие отложения к слоям с Famenella kairovaensis.

Слои со строматопороидеями Novitella tchussovensis (франская часть верхнелугинецкой под свиты) в пределах Арчинской площади прослежены в скважинах 45, 1191, 1193, а также предпо ложительно в скв. Урманская 7. В отложениях разрезов скважин встречены Novitella tchussovensis (Yav.), Stellopora laxeperforata Lec., S. rudis Lec. Строматопороидеи являются породообразующи ми. Фаменская часть лугинецкой свиты не содержит строматопороидей.

В пределах Арчинско-Урманской площади в скв. Арчинская 51 (инт. 3129,5–3137,5 м) опре делён следующий комплекс конодонтов: Ancyrodella cf. curvata (Branson et Mehl), Euprioniodina sp., Nothognathella sp., Ligonodina sp. (фран – низы фамена, зоны falsiovalis – Lower triangularis).

В скважинах Арчинская 1193, обр. 5 (27649), инт. 3131,86–3133,56 м (к.к.) и Урманская 5, обр. (7494), инт. 3195,4–3209,6 м (0,8 н.к.) обнаружены конодонты вида Mehlina gradata Youngquist, известного из франских и фаменских отложений верхнего девона.

Макаренко С.Н., Савина Н.И., Родыгин С.А. Корреляция разрезов среднего и верхнего девона цен тральной части Западной Сибири // Биостратиграфия, палеогеография и события в девоне и нижнем карбоне (Международная подкомиссия по стратиграфии девона / Проект 596 МПГК). – Новосибирск:

Изд-во СО РАН, 2011. – С. 93–95.

Решения Межведомственного совещания по рассмотрению и принятию региональной стратигра фической схемы палеозойских образований Западно-Сибирской равнины / Под ред. В.И. Краснова. – Новосибирск, 1999. – 80 с.

Е.Н. Малышева СФИНКТОЗОА ВЕРХНЕЙ ПЕРМИ ЮЖНОГО ПРИМОРЬЯ В Южном Приморье широко распространены карбонатные отложения, которые датируются позднепермским возрастом в основном по аммоноидеям, мшанкам, фораминиферам, кораллам и брахиоподам. Также в органогенных постройках (горы Сестра, Брат, Находкинский риф, Ека териновский массив и т. д.) встречается обилие сфинктозоа, которые местами образуют отчетли во видимые колонии. Они изучались в свое время Г.В. Беляевой (Беляева, 1987). В связи с тем, что сфинктозоа имеют большое значение для статиграфии, палеоэкологии и палеогеографии, Материалы III Всероссийского совещания Рис. 1. Схема местонахождений в Южном Приморье 1 – гора Сенькина Шапка, 2 – Екатериновский массив, 3 – гора Брат, 4 – гора Сестра, 5 – Находкинский карьер, 6 – мыс Средний, 7 – гора Безымянная автор продолжает изучение этой интересной группы организмов из местонахождений Южного Приморья по собственным сборам и коллекциям Г.В. Беляевой.

Сфинктозоа – прикрепленные бентосные организмы, чутко реагирующие на изменения условий окружающей среды, индикаторы палеогеoграфических, палеоэкологических и палео тектонических условий.

В настоящее время нет единого мнения об общем положении сфинктозоа в царстве жи вотных. Первоначально они рассматривались как мшанки, кишечнополостные, наутилоидеи.

Большинство ученых их относили к классу известковых губок, другие рассматривали их родство с археоциатами (Defrance, 1828). По мнению Г.В. Беляевой, сфинктозоа – это группа вымерших организмов, относимых к низшим многоклеточным, занимающих среднее звено между губками и археоциатами и имеющих общие с ними признаки (Бойко и др., 1991). Автор склоняется к мнению Г.В. Беляевой о выделении сфинктозоа как самостоятельной группы организмов.

Первые находки данных организмов обнаружены в начале XIX в. на территории Франции (Defrance, 1828), а в 1882 г. Г. Штейнманн впервые предложил название «Sphinctozoa» для этой группы организмов (Steinmann, 1882). Затем с конца ХIХ и на протяжении всего ХХ в. последо вали многочисленные открытия местонахождений сфинктозоа из отложений от кембрия до не огена на всех континентах, исключая Антарктиду. Их изучением занимались многие зарубежные исследователи. Среди них были А. Зейлахер (Seilacher, 1962) и Э. Отт (Ott, 1967), разработавшие достаточно полную систематику сфинктозоа, которая легла в основу и совершенствовалась последующими исследователями. Большой вклад в изучение этой группы организмов во вто рой половине ХХ в. внесли работы Ригби (Rigby, 1971), Сеновбари-Дарьяна (Senowbari-Daryan, 1978), китайских (Fan Jiasong и Zhang Wei, 1985) и японских ученых (Hayasaka, 1918). C 1984 по 2000 г. Г.В. Беляева изучала сфинктозоа Юго-Восточного Китая (Беляева, 2000).


и биособытия Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Рис. Фиг. 1 – Intrasporeocoelia orientalis Belyaeva, 1991 (увеличение 4.2);

фиг. 2 – Amblysiphonella yuni Zhang, 1985 (увеличение 3.5);

фиг. 3 – Amblysiphonella vesiculosa (Konink) Waagen, Wentzel, 1887 (увеличение 0.6) На территории СССР первые сведения о сфинктозоа появились только в 1939 г. (Моисеев, 1939). На Дальнем Востоке сфинктозоа были найдены в Дальнегорском и Партизанском райо нах (Беляева, 1987). C 1984 по 2000 г. Г.В. Беляева изучала сфинктозоа в окрестностях г. Находка (Беляева, 1987).

В Южном Приморье сфинктозоа встречаются в биогермно-биостромовых постройках со вместно с криноидеями, кораллами, водорослями, где отмечается преобладание последних, а роль сфинктозоа была подчиненной (Бойко и др., 1991). В фациях рифа, установленных в небольшом количестве на горах Брат, Сестра, Находкинский массив и горе Безымянная, сфин ктозоа встречаются совместно с криноидеями, водорослями, кораллами и играют роль каркасо строителей. Среди них преобладают виды рода Amblysiphonella Steinmann, 1882;

Lichuanospongia Zhang, 1983;

Cystothalamia Girty, 1908;

Colospongia Laube, 1864;

Intrasporeocoelia Fan et Zhang, 1985.

Также присутствуют асифонатные формы Follicatena callosa Belyaeva, 1991;

Apocoelia orientalis Belyaeva, 1991;

Colospongia nachodkiensis Belyaeva, 1987 (Бойко и др., 1991).

Особый интерес представляет местонахождение позднепермских сфинктозоа вблизи г. На ходка с уникальными по своей сохранности видами и многочисленному систематическому со ставу (рис. 1). Сфинктозоа этого местонахождения изучались Г.В. Беляевой (результаты ее ис следований вошли в монографию «Сфинктозоа фанерозоя территории СССР»), но желательно их дальнейшее дополнительное изучение в свете новых данных.

Рифогенные массивы разрабатываются карьерами, и интересное явление природы исчезает.

В связи с этим геологи обязаны зафиксировать геологическое строение массивов, собрать и из учить палеонтологические и литологические коллекции. Срезание массивов серией карьеров позволяет собрать новый материал и дополнить палеонтологическое, структурное и литологи ческое описание рифогенных построек. Автором была собрана коллекция сфинктозоа из новых местонахождений (гора Верблюд, карьер горы Безымянная, Екатериновский массив). Изучение сфинктозоа позволяет внести определенные коррективы для восстановления физико-геогра фических условий. Учитывая избирательность сфинктозоа к условиям окружающей среды и значительное морфологическое разнообразие, открываются новые возможности использования этой группы организмов для расчленения и корреляции рифогенных образований.

В приложении приведены некоторые виды сфинктозоа, найденные автором в свежевскры том карьере горы Безымянная в окрестностях г. Находка (рис. 2).

Автор выражает благодарность Г.В. Беляевой за любезно предоставленные коллекции сфин ктозоа.

Беляева Г.В. Некоторые позднепермские сфинктозоа юга Приморья // Проблемы биостратиграфии перми и триаса востока СССР. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. – С. 49–53.

Беляева Г.В. Новые таксоны сфинктозоа из пермских рифов Юго-Восточного Китая // Палеонтоло гический журнал. 2000. № 2. – С. 41–46.

Бойко Э.В., Беляева Г.В., Журавлева И.Т. Сфинктозоа фанерозоя территории СССР. – М., 1991.

Моисеев А.С. Новые данные о верхнем триасе Северного Кавказа и Крымской АССР // ДАН СССР.

Новая серия. 1939. Т. 23. № 8. – С. 816–818.

Defrance J.L.M. Art Verticillite // Dictionaire des sciences naturelles. 1828. Vol. 58. – P. 5.

Fan Jiasong, Zhang Wei. Sphinctozoans from Late Permian Reefs of Lichuan, China // Facies. 1985. Bd. 13. – Р. 1–44.

Hayasaka I. Amblysiphonella from Japan and China // Sci. rep. Univ. Sendai. 1918. Vol. 5. – Р. 1–10.

Ott E. Segmentierte kalkschwmme (Sphinctozoa) aus der Alpinen Mitteltrias und ihre Bedeutung als Riffbilder im Wettersteinkalk // Abh. Bayer. Akad. Wiss., math. – naturwiss. Kl., N. F., Mnchen. 1967. Vol. 131. – Р. 96.

Rigby J.K. Sponges and reef and related facies through time // Symp. North Amer. Pal. Conv, Lawrence, 1971. Pt. J. – P. 1374–1388.

Seilacher A. Die Sphinctozoa, eine Gruppe fossiler kalkschwmme // Abh. Akad. Wiss. Lit., math.-naturwiss.

Mainz, 1962. Kl., 1961/10. – Р. 720–790.

Senowbari-Daryan B. Neue Sphinctozoen (seqmentierte Kalkschwmme aus den «oberrhaetischen» Riffkalken der nordlichen Kalkalpen (Hintersee-Salzburg) // Senckenberg lethaea. 1978. Bd. 59. N 4/6. – Р. 205–227.

Steinmann G. Pharetronen-Studien // N. Jb. Miner. Geol. Paleont. Stuttgart, 1882. Vol. 2. – Р. 139–191.

В.Н. Манцурова Материалы III Всероссийского совещания К ВОПРОСУ О НИЖНЕЙ ГРАНИЦЕ ФРАНСКОГО ЯРУСА НА РУССКОЙ ПЛИТЕ ПО ПАЛИНОЛОГИЧЕСКИМ ДАННЫМ В Международной стратиграфической шкале (МСШ) нижняя граница франского яру са проходит внутри нижней подзоны зоны Mesotaxis falsiovalis, что соответствует положе нию внутри подзоны Lowermost asymmetricus и фактически совпадает с первым появлением конодонтов рода Ancyrodella. На Русской плите данная граница традиционно проводилась значительно ниже, в основании пашийского горизонта, т. е. в начале нового трансгрессив но-регрессивного цикла, фиксируемого поверхностью крупного несогласия. В соответствии с МСШ, этот уровень соответствует нижней границе верхнего подъяруса живетского яруса, принятого SDS (2007).

В связи с фациальными особенностями пород конодонты редко встречаются в погранич ных отложениях живетского и франского ярусов, тем не менее на Русской плите выявлена конодонтовая последовательность (Архангельская, Овнатанова, 1986;

Кузьмин, 1995;

Овна танова, Кононова, 1999;

Пазухин и др., 2006 и др.), хотя не все уровни границ имеют точную привязку. В Волгоградском Поволжье конодонты из пограничных отложений не изучались, поэтому возможны только косвенные корреляции с конодонтовой шкалой. Особую роль для корреляций приобретают споры и пыльца растений, позволяющие сопоставлять одновозраст ные разнофациальные отложения. Первая попытка сопоставления конодонтовых и споровых зон франского яруса предпринята ранее (Архангельская, Овнатанова, 1986). На изучаемой территории традиционная граница живетского и франского ярусов соответствует границе муллинского и пашийского горизонтов, состав их палинокомплексов свидетельствует о том, что изменения, фиксируемые на этом рубеже, незначительны (рисунок). Появление новых элементов отмечается преимущественно на видовом уровне. Появившиеся еще в живетский век представители археоптерисовой флоры (отдел Archaeopteridophyta), продуцировавшие спо ры рода Geminospora (зона G. extensa), продолжают свое развитие и во франском веке. Ранее этот факт отмечался многими палинологами (Филимонова, 1958;

Архангельская, 1962 и др.).

На этом основании А.Е. Филимонова и А.Д. Архангельская предлагали отнести верхнюю пачку муллинского горизонта (выше т.н. «черного известняка» в Волго-Уральской нефтега зоносной провинции) к франскому ярусу.

Зона Geminospora extensa. Подзона Cristatisporites triangulatus-Coristisporites serratus, в соответствии с региональной палиностратиграфической схемой (Avkhimovich et al., 1993) характеризует муллинский горизонт (0–108 м), сложенный аргиллитами с редкими просло ями алевролитов, песчаников, мергелей и известняков. Встречены брахиоподы Eoreticularia pseudopachyrincha, E. aviceps, Lingula cf. miciformis и остракоды Healdianella distincta, Orthocypris subparallelus. (Здесь и ниже определения брахиопод В.И. Шевченко, остракод – М.А. Нечае вой). В полных разрезах горизонта удается выделить три комплекса спор. Обобщенный па линокомплекс выделяется в составе видов Cymbosporites magnificus, Cingulatisporites cassiformis, и биособытия Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Распространение основных таксонов спор в пограничных отложениях живетского и франского ярусов Geminospora tuberculata, G. micromanifesta, G. rugosa, Azonomonoletes costatus, Cingulatisporites cassiformis var. clarus, Cristatisporites triangulatus, Coristisporites serratus и др. (рисунок). Виды C. cassiformis и C. cassiformis var. clarus встречены только в муллинском горизонте (рисунок).

Аналогичный комплекс миоспор прослежен в муллинском горизонте центральных и вос точных районов Русской плиты (Раскатова, 1969;

Раскатова М.Г., 1990;

Умнова, 1995;

Чибри кова, 1977 и др.), а также в морочских слоях полоцкого горизонта Беларуси (Obukhovskaya, 2000).

Зона Contagisporites optivus – Calyptosporites krestovnikovii. Подзона Ancyrospora incisa – Geminospora micromanifesta, в соответствии с региональной палиностратиграфической схемой (Avkhimovich et al., 1993), характеризует пашийский горизонт и нижнюю часть тиманского горизонта (арчединские слои). В полных разрезах удается выделить с учетом количественного подсчета два или три палинокомплекса, сопоставляемые со слоями (подгоризонтами).

Пашийский горизонт (0–280 м) залегает трансгрессивно на аргиллитах муллинского гори зонта. Горизонт сложен двумя алевролитово-песчаными пачками и разделяющей их алевритово глинистой пачкой (электрорепер Rp–D3p). Встречены редкие фаунистические остатки Lingula cf. kinelensis, L. cf. samarica, Cavellina aff. devoniana Eg. В пашийском горизонте выделяются нижне- и верхнепашийские слои (подгоризонты). Из аргиллитов установлен палинокомплекс в составе видов Geminospora micromanifesta, Ancyrospora incisa, Cristatisporites triangulatus, Geminospora notata, G. rugosa, Contagisporites optivus, Calyptosporites krestovnikovii, Archaeozonotriletes variabilis, Aneurospora greggsii, A. heterodonta, Archaeozonotriletes timanicus, Perotrilites spinosus (рисунок). Как в нижнепашийских, так и в верхнепашийских слоях доминирует G. micromanifesta, а все предста вители рода Geminospora в сумме составляют в палиноспектрах до 50–55 %, что свидетельствует о господстве археоптеридофитов в составе палеофлоры. В нижнепашийских слоях Волгоградской области А.Л. Юрина (1984) определила отпечатки папоротников Archaeopteris tatarica Tschirk. и Sphaenopteridium aff. keilhani Nath.


Тиманский горизонт (0–256 м) представлен аргиллитами с прослоями алевролитов и из вестняков (в нижней части разреза). В составе тиманского горизонта выделяются (снизу вверх) арчединские и кикинские слои.

Арчединские слои сложены известняками (электрорепер Rp–D3arch) и мергелями с про слоями аргиллитов. Определены брахиоподы Uchtospirifer nalivkini, Schizophoria kremsi, Atrypa cf.

groscheimi, остракоды Cavellina devoniana и пашийско-тиманский комплекс миоспор подзоны incisa – micromanifesta. Споры Cymbosporites magnificus и Perotrilites spinosus заканчивают свое существование в этой подзоне (рисунок). Доминирует, как правило, Calyptosporites krestovnikovii, что свидетельствует о возрастании роли плауновидных растений (отдел Lycopodiophyta) на фоне Материалы III Всероссийского совещания господства представителей археоптеридофитов в палеофлоре. Принадлежность дисперсных спор krestovnikovii к плауновидным растениям по строению ультраструктуры спородермы уста новлена (Тельнова, 2007).

Комплекс миоспор подзоны incisa – micromanifesta прослежен в отложениях ястребовского и нижней (большей) части щигровского горизонтов центральных районов Русской плиты (Рас катова, 1969;

Раскатова М.Г., 1990;

Умнова, 1995 и др.), пашийского и нижней части кыновского горизонтов восточных районов Русской плиты (Чибрикова, 1977;

Раскатова М.Г., 1990, и др.), а также в нижней части ланского горизонта Беларуси (Obukhovskaya, 2000).

Кикинские слои (0–163 м) сложены аргиллитами с подчиненными прослоями алевролитов, песчаников и известняков с брахиоподами Uchtospirifer timanicus, U. glincanus, Schizophoria uchtensis и спорами подзоны Acanthotriletes bucerus – Archaeozonotriletes variabilis insignis (Avkhimovich et al., 1993). Палинокомплекс представлен видами Archaeozonotriletes variabilis, Calyptosporites krestovnikovii, Geminospora micromanifesta, G. rugosa, G. compacta, G. basilara, G. notata, Acanthotriletes bucerus, Archaeozonotriletes variabilis var. insignis, Calyptosporites bellus, Auroraspora macromanifesta (рисунок). В палиноспектрах, как правило, абсолютно доминирует Archaeozonotriletes variabilis.

Отмечается первое появление вида Calyptosporites bellus.

Аналогичный комплекс миоспор прослежен в отложениях верхнещигровского горизон та центральных районов Русской плиты (Раскатова, 1969;

Раскатова М.Г., 1990;

Умнова, 1995, и др.), верхней части кыновского и саргаевском горизонтах восточных районов Русской плиты (Чибрикова, 1977;

Раскатова М.Г., 1990 и др.), в тиманском и саргаевском горизонтах Тимано Печорской провинции (Медяник, 1981;

Раскатова М.Г., 1990;

Тельнова, 2007), в верхней части ланского и саргаевском горизонтах Беларуси (Obukhovskaya, 2000).

Как указывалось выше, в связи с редкостью находок конодонтов родов Mesotaxis и Ancyrodella в пограничных отложениях живетского и франского ярусов, точный уровень нижней границы франского яруса в разрезах Русской плиты пока не установлен, поэтому разными исследовате лями граница проводится на разных уровнях. В настоящее время в новых публикациях суще ствуют четыре уровня проведения границы между живетским и франским ярусами (по разным группам органических остатков). Большинство исследователей полагает, что наиболее близким к международной границе является ее положение внутри тиманского горизонта (Кузьмин, 1995;

Овнатанова, Кононова, 1999;

Пазухин и др., 2006;

Тельнова, 2007;

Манцурова, 2008 и др.). Ряд специалистов проводит границу в подошве тиманского горизонта (Мельникова и др., 2004).

Некоторые исследователи (Цыганко, 2009 и др.) считают, что граница должна проходить в ос новании саргаевского горизонта.

По палинологическим данным, наиболее близким по положению к международной гра нице живетского и франского ярусов, вероятно, является уровень в основании региональной споровой подзоны Acanthotriletes bucerus – Archaezonotriletes variabilis insignis (Раскатова, 1990;

Манцурова, 2008 и др.), что соответствует основанию кикинских слоев тиманского горизон та. В Тимано-Печорской провинции граница проводится тоже внутри тиманского горизонта, но выше по разрезу, в подошве зоны Densosporites sorokini (Тельнова, 2007). По-прежнему в основании пашийского горизонта проводит нижнюю границу франского яруса по миоспорам Е.В. Чибрикова (2008).

Уточнение положения нижней границы франского ярусов на Русской плите возможно толь ко на основе сопоставления региональных стратонов с ярусами МСШ, поэтому возрастает зна чение комплексных работ по увязке зон и слоев, выделенных по разным группам органических остатков с конодонтовой шкалой.

Архангельская А.Д. Новый комплекс спор и вопрос о границе среднего и верхнего девона Волго и биособытия Уральского региона // ДАН СССР. 1962. Т. 142. № 4. – С. 891–892.

Архангельская А.Д., Овнатанова Н.С. Сопоставление зональных подразделений по конодонтам и спорам в отложениях франского яруса Волго-Уральской нефтегазоносной провинции // Изв. АН СССР.

Серия геол. 1986. № 8. – С. 61–67.

Кузьмин А.В. Нижняя граница франского яруса на Русской платформе / Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1995. Т. 3. – С. 111–120.

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

ВНИГРИ, 2008. – С. 52–59.

Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео Медяник С.И. Палинологическая характеристика франских отложений Тимано-Печорской провин ции / Автореф. дис.... канд. геол.-минер. наук. – М.: МГУ, 1981. – 26 с.

Мельникова Л.И., Юдина Ю.А., Москаленко М.Н., Попова Е.В. Новые данные по тиманскому горизонту (D3f1) Тимано-Печорского субрегиона // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XIV геол. съезда Республики Коми. – Сыктывкар: Геопринт, 2004. Т. IV. – С. 265–268.

Овнатанова Н.С., Кононова Л.И. Мелководные франские комплексы конодонтов центральных рай онов Русской платформы // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1999. Т. 74. Вып. 1. – С. 56–67.

Пазухин В.Н., Масагутов Р.Х., Федорченко В.А., Крылова Е.А. Тиманский горизонт верхнего девона Башкирского Приуралья // Литологические аспекты геологии слоистых сред: Материалы VII Уральского регионального литолог. совещания. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. – С. 201–203.

Раскатова Л.Г. Спорово-пыльцевые комплексы среднего и верхнего девона юго-восточной части Центрального Девонского Поля. – Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та, 1969. – 168 с.

Раскатова М.Г. Палинокомплексы пограничных живетских и франских отложений Центрального Девонского Поля и Тимана // Автореф. дис.... канд. геол.-мин. наук. – М.: МГУ, 1990. – 19 с.

Тельнова О.П. Миоспоры из средне-верхнедевонских отложений Тимано-Печорской нефтегазонос ной провинции. – Екатеринбург: УрО РАН, 2007. – 135 с.

Умнова В.Т. Миоспоры // Девон Воронежской антеклизы и Московской синеклизы. – М., 1995. – С. 158–180.

Филимонова А.Б. Комплексы спор пограничных слоев среднего и верхнего девона Волго-Уральской области // ДАН СССР. 1958. Т. 119. № 5. – С. 1006–1008.

Цыганко В.С. Цикл событийных явлений на рубеже среднего и верхнего отделов девона // Докл.

РАН. 2009. Т. 428. 4. – С. 505–507.

Чибрикова Е.В. Стратиграфия девонских и более древних палеозойских отложений Южного Урала и Приуралья. – М.: Наука, 1977. – 192 с.

Чибрикова Е.В. Палиностратиграфические рубежи в девоне // Био- и литостратиграфические рубежи в истории Земли: Труды Междунар. науч. конф. – Тюмень: ТюмГНГУ, 2008. – С. 195–201.

Avkhimovich V.I., Tchibrikova E.V., Obukhovskaya T.G. et al. Middle and Upper Devonian miospore zonation of Eastern Europe / Bul. Centres Rech. Explor. Prod. Elf Aquitaine. Vol. 17. N 1. Boussens, June, 24. 1993. – P. 79–147.

Obukhovskaya T.G. Miospores of the Givetian-Frasnian boundary deposits in Belarus // Acta Palaeobot., 2000. 40 (1). – P. 17–23.

В.А Матвеев СТРОМАТОЛИТОВЫЕ ПОСТРОЙКИ ПОДНЯТИЯ ЧЕРНОВА И ЗАПАДНОГО СКЛОНА ПРИПОЛЯРНОГО УРАЛА Во время полевых работ летом 2010 и 2011 гг. на поднятии Чернова и западном склоне Приполярного Урала были отобраны образцы силурийских строматолитов из отложений ллан довери, венлока и лудлова. Более разнообразны и многочисленны строматолитовые колонии в разрезах р. Падимейтывис, руч. Безымянный и р. Кожим. При установленном большом раз нообразии силурийских строматолитов до настоящего времени мало известно об их строении и образовании, характере изменения построек во времени. Известно, что наибольшее развитие строматолиты получили в Тимано-Североуральском морском бассейне в филиппъельское вре мя (средний лландовери), венлоке и в позднем лудлове. Биопродуктивность строматолитовых сообществ оказывала отрицательное влияние на развитие и существование всего силурийского бентоса (Безносова, 2008).

Цель данного исследования – изучение силурийских строматолитовых построек их морфо логии, стратиграфической и фациальной приуроченности.

Строматолитовые постройки на поднятии Чернова изучались Г.А. Черновым, который отмечал их еще при первых геологических работах в 1941 г. на левых притоках р. Коратаиха:

Падимейтывис и Таръю. Своеобразная поверхность пластов тогда была принята за рябь, опи санную У.Х. Твенховелом в 1936 г. При вторичном исследовании силурийских отложений в 1961 г. Г.А. Черновым было обращено особое внимание на характерную поверхность пластов известняков, которые оказались строматолитами (Чернов, 1966).

Изученный интервал разреза войвывского горизонта венлока по руч. Безымянному (обн. 2) мощностью 22,4 м заключает разнообразные по форме и размерам колонии строматолитов. Этот интервал сложен чередованием известняков тонкослойчатых, плитчатых, мергелей со стромато литами, с прослоями известняков с трещинами усыхания осадка, прослоев с остатками раковин остракод, гастропод, а также мелкими гальками, что свидетельствует о том, что отложения этого интервала формировались в крайне мелководных условиях седиментации (шельфовой лагуны, с периодическим поступлением терригенного материала) (таблица). В известняках и мергелях, подстилающих и перекрывающих слои с колониями строматолитов, заключено обилие разноо Материалы III Всероссийского совещания бразных раковин мелких остракод, а также гастропод, брахиопод и их фрагментов. Венлокский возраст интервала определен по находкам брахиопод Spirinella nordensis, которые содержатся в его подстилающих и перекрывающих отложениях (Безносова, 2008).

Разнообразные по форме колонии строматолитов в прослоях известняков и мергелей про слеживаются в разрезе Безымянный-2 на четырех уровнях. Установлены следующие основные морфотипы строматолитовых построек: караваевидные, куполовидные и пластовые. В прослоях известняков заключены более крупные строматолитовые постройки с хорошо выраженным куполом. В прослоях мергелей строматолиты представлены преимущественно небольшими по мощности пластовыми формами (Матвеев, 2011б).

Лудловские строматолитовые сообщества в бассейне р. Падимейтывис распространяются почти по всему разрезу.

Интервал разреза падимейтывиского горизонта лудлова по р. Падимейтывис (обн. 1) мощ ностью 180 м представлен чередующимися известняками глинистыми и доломитами, кото рые заключают остракоды, детрит трилобитов и брахиопод с известняками со строматолита ми. Лудловский возраст этого интервала определен по находкам брахиопод Greenfieldia uberis (Безносова, 2008). Это интервал разреза, заключающий строматолиты, пропитан битумом, что Сравнительная характеристика основных форм строматолитовых колоний Система Горизонт Форма колоний Фации Местонахождение Ярус Сферические Верхнеприливная Бассейн р. Падимейтывис, Шаровидно-столбчатые зона обн. 1 (поднятие Чернова) Лудлов Лепешковидные Падимейтывиский Колонковидныс Среднеприливная зона Куполовидные Пластовые Шельфовая лагуна Бассейн р. Падимейтывис Венлок с ограниченным руч. Безымянный, обн. Войвывский Караваевидные Силур воодобменом (поднятие Чернова) Лоданюрский Не изучены Мелководный шельф Бассейн р. Кожим, обн. Лландовери Лепешковидные (тиховодные усло- (зап. склон Приполярного Филиппъельский Куполовидные вия) Урала) Мелководный шельф Куполовидные (интенсивная гид (нарушенной сохранности) родинамика) затрудняет изучение микроструктуры (Чернов, 1966). Строматолиты представлены крупными колонковидными формами с сильнобугристой «мозговидной» поверхностью, которая, вероят но, образовалась в результате кратковременных осушений. Поэтому можно предположить, что образование строматолитов происходило в фациях мелководного морского бассейна верхне приливной зоны. Ниже по разрезу строматолиты имеют сферические, шаровидно-столбчатые постройки с волнистой поверхностью. Возможно, образование таких построек строматолитов и биособытия происходило в фациях мелководного морского бассейна среднеприливной зоны (таблица).

Проведенные исследования показали существенные различия условий среды обитания и формирования строматолитовых построек в венлоке и лудлове. Так, в разрезе руч. Безымянный колонии строматолитов приурочены к фациям шельфовой лагуны с ограниченным водообме ном, а в разрезе р. Падимейтывис – к фациям верхнеприливной зоны и среднеприливной зоны.

Лудловские строматолиты характеризуются более массивными и разнообразными по форме колониями, чем венлокские строматолиты. Разнообразие форм и размеров колоний в лудлове свидетельствуют о более благоприятных условиях для развития строматолитов в это время, чем Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео в венлоке.

Силурийские отложения, вскрывающиеся в бассейне р. Кожим, заключают разнообразные строматолитовые постройки, детальное изучение морфологии и микроструктуры которых на западном склоне Приполярного Урала проводятся впервые.

Изученный разрез Кожим-109 заключает пять интервалов с 29 слоями со строматолито выми постройками. Этот интервал относится к филиппъельской свите нижнего силура. Свита характеризуется широким распространением строматолитовых доломитов, которые чередуются с тонкослойчатыми доломитами и массивными прослоями детритовых доломитов. Филип пъельский возраст этого интервала определяется по конодонтам: Galerodus magalius Melnikov, Rexroadus cf. kentuckyensis (Branson and Branson), Ozarkodina waugoolaensis Bischoff (Мельников, 1999). Строматолитовые постройки имеют разнообразные по морфологии типы колоний. Так нижние интервалы разреза заключают слегка выпуклые, лепешковидные строматолитовые колонии. Диаметр некоторых колоний достигает 1 м и высоту 18 см. Выше по разрезу на блюдаются строматолитовые колонии с четкой слоистостью, которые имеют куполовидную форму диаметром до 68 см и высотой до 23 см. Внутри колоний межколонковое пространство заполнено темным доломитом. Также наблюдаются строматолитовые колонии куполовидной формы с чередованием светлых и более тонких темных прослоев доломита и волнистой по верхностью постройки. В верхней части разреза строматолитовые колонии соединяются между собой равномерными небольшими по размеру куполами. Строматолиты здесь заключены в темно-серых доломитах с диаметром колонии около 6 см и высотой 7–8 см. Купола их раз делены равномерными межколонковыми пространствами шириной в 1 см. В этом интервале колонии строматолитов с четкой слоистостью. Пространства между колониями заполнены терригенным материалом, состоящим из мелких и крупных галек и фрагментов колоний стро матолитов. Всё это свидетельствует о том, что слои, подстилающие и перекрывающие колонии строматолитов, формировались в условиях мелководного морского бассейна с интенсивной гидродинамикой (таблица) (Матвеев, 2011а).

Таким образом, в бассейне р. Кожим выделены следующие основные морфотипы стро матолитовых колоний: пластовые, лепешковидные и куполовидные колонии, которые в свою очередь делятся на два морфологических подтипа: первый с сильно выпуклым куполом, второй с низкой формой купола. В филиппъельском горизонте основным морфотипом является купо ловидный. Хорошая сохранность и симметричная форма колоний без видимых механических нарушений служат свидетельством формирования строматолитов преимущественно в тиховод ных условиях мелководного морского бассейна (таблица).

Взаимосвязь условий обитания строматолитов в Тимано-Североуральском морском бассей не, их морфологическое разнообразие и таксономический состав является дальнейшей задачей исследований.

Безносова Т.М. Сообщества брахиопод и биостратиграфия верхнего ордовика, силура и нижнего де вона северо-восточной окраины палеоконтинента Балтия. – Екатеринбург: Уро РАН, 2008. – С. 168–174.

Матвеев В. А. Стратиграфическая приуроченность строматолитов в верхнем ордовике – нижнем си луре и их основные морфотипы (Западный склон Приполярного Урала) // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Материалы 20-й науч. конф. – Сыктывкар: Геопринт, 2011а. – С. 112–115.

Матвеев  В.  А. Строматолитовые постройки венлока поднятия Чернова: основные морфотипы, микро структура // Вестник ИГ Коми НЦ. 2011б. № 11. – С. 2–5.

Мельников  С.В. Конодонты ордовика и силура Тимано-Североуральского региона. – СПб.: Изд-во СПб КФ ВСЕГЕИ, 1999. – 136 с.

Чернов Г.А. Силурийские строматолиты поднятия Чернова (Большеземельская тундра) // Страти графия и палеонтология северо-востока Европейской части СССР. – М.–Л., Наука, 1966. – С. 90–105.

В.П. Матвеев СТРАТИГРАФИЯ БАШКИРСКОГО ЯРУСА острова СЕВЕРНЫЙ АРХИПЕЛАГА НОВАЯ ЗЕМЛЯ История открытия и изучения каменноугольных отложений на Новой Земле заслужива ет отдельного изложения. Первые данные об их присутствии на архипелаге появились около 150 лет назад, предположение о наличии осадков башкирского века было высказано только в середине XX в. (Романович, 1970), а подтверждение получено в результате работ по о. Южный (Соловьёва, 1969;

Дедок, 1982, 1984) и о. Северный (Матвеев, 1998).

Материалы III Всероссийского совещания Затруднения с выделением башкирского яруса – следствие комплекса причин, основными из которых являются структурно-фациальная зональность (СФЗ) в геологическом строении территории архипелага;

изменение условий осадконакопления в бассейне, особенности его па леогеографии и недостаточная биостратиграфическая изученность.

СФЗ каменноугольных отложений на архипелаге установлена во второй половине XX в. (Ро манович, 1970), она существенно уточнена по результатам геологосъёмочных работ (Матвеев, 1997;

Соболев, Матвеев, 2002;

Новая Земля, 2004). Была определена троговая форма глубоко водного бассейна, окружённого (по Солонцу) блоками карбонатных платформ, отвечающим соответственно Южноновоземельской, Баренцевской и Североновоземельской СФЗ. Глубоко водная часть бассейна относится к Карской СФЗ. «Восточный блок», ограничивающий впадину в карбоне, по-видимому, находился на месте современного Карского моря, что устанавливается по характеру сноса обломочного материала. Особенности осадконакопления и палеорельефа территории частично отражены в работах автора (Матвеев, 2000б, 2007, 2009).



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 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.