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 || 4 | 5 |   ...   | 9 |

«Международное полевое совещание Дата проведения: 13 августа 2009 - 18 августа 2009 Типовые разрезы карбона России и потенциальные глобальные ...»

-- [ Страница 3 ] --

Первая попытка дать зональную биостратиграфию по радиоляриям была предпринята Б.К. Холдсвортом и Д.Л. Джонсом [Holdsworth, Jones, 1980] для верхнего девона – перми бассейна р. Юкон Восточной Аляски. На основании закономерностей эволюционного развития Albaillellidae ими было выделено несколько комплексов радиолярий (табл. 1) и приведена очень краткая харак теристика каждого из них.

Единая радиоляриевая биостратиграфическая шкала палеозоя была разработана Б.Б. Назаровым [Назаров, 1984, 1988] на основе детального анализа временного и пространственного распростра нения всех известных в то время представителей палеозойских радиолярий и позднее дополнена совместными исследованиями Б.Б. Назарова и А.Р. Ормистона [Назаров, Ормистон, 1990;

Nazarov, Ormiston, 1993]. Согласно этой схеме каменноугольная система охарактеризована пятью комплек сами радиолярий: Albaillella paradoxa, Albaillella cartalla для нижнего карбона, Polyentactinia nyatvica для среднего карбона и Tormentum pervagatum, Tormentum protei для верхнего карбона (табл. 1).

В конце ХХ века на базе радиоляриевых шкал Холдсворта – Джонсона [Holdsworth, Jones, 1980 a, b] и Назарова – Ормистона [Назаров, 1984, 1988;

Назаров, Ормистон, 1990;

Nazarov, Ormiston, 1993] было разработано несколько региональных радиоляриевых шкал, скоррелированных с зонами по фораминиферам (фузулинидам) и конодонтам (табл. 1). При анализе американских и западно европейских радиоляриевых зональных шкал привлекает внимание то обстоятельство, что они основаны на филетических трендах в развитии одного рода Albaillella, фиксирующих переломные моменты в истории группы. Этот биостратиграфический прием, столь эффективно использованный в радиоляриевой стратиграфии кайнозоя, в радиоляриевой стратиграфии палеозоя в целом при меняется редко и для весьма ограниченных временных интервалов.

Комплекс с Albaillella paradoxa распространен в позднем турне – раннем визе (табл. 1): в фосфат ных конкрециях гор Монтань-Нуар Южной Франции, в кремнисто-сланцевых толщах формации Балталимани Турции, в Северной Америке в нижней толще сикаморских известняков Оклахомы, в формации Форд Лейк на Аляске и Фиш-Крик Рейндж Невады, в шарфтенбергских сланцах Рейн ских сланцевых гор Германии, в фосфатных конкрециях пачки Нодулар Бед провинции Бекар на западе Алжирской Сахары, в офиолитовой формации Чарской зоны Казахстана, в кремнистых сланцах Ошских гор Средней Азии и в кремнистых отложениях Понтонейских гор Корякского нагорья. Позднее для территорий США Ормистон предложил рассматривать эту зону как комплекс с Latentifistula impella – Albaillella cartalla в расширенном временном диапазоне: средний турне – средний визе [Nazarov, Ormiston, 1993].

Комплекс с Albaillella cartalla (табл. 1) установлен в верхней толще сикаморских известняков Оклахомы Северной Америки, возраст которых по конодонтам определяется как нижний честер – средний морроу (поздний визе – ранний серпухов). Радиолярии, характерные для комплекса с Albaillella cartalla, встречаются также в гониатитовых фациях позднего визе Ирландии [Назаров, Ормистон, 1990;

Nazarov, Ormiston, 1993].

Комплекс с Polyentactinia nyatvica (табл. 1) известен на северо-востоке России, в Приколымье, в отложениях, относимых по аммоноидеям к московскому ярусу среднего карбона. Комплекс радиолярий с Polyentactinia nyatvica распространен весьма ограниченно и пока не известен в других регионах [Назаров, 1988;

Назаров, Ормистон, 1990].

Комплекс с Pseudoalbaillella nodosa (табл. 1) был впервые описан из отложений Японии, по возрасту сопоставляемых с московским ярусом, и прослежен в Северной Америке в отложениях атокана и демойна [Nazarov, Ormiston, 1993].

Комплексы радиолярий с Tormentum pervagatum и Tormentum protei (табл. 1) впервые были выделены и описаны из верхнекаменноугольных отложений на западном склоне Южного Урала и в Оренбургско-Актюбинском Предуралье [Назаров, 1988;

Исакова, Назаров, 1986;

Nazarov, Ormiston, 1985, 1993]. Комплекс с Tormentum pervagatum установлен в типовом разрезе у пос. Никольский и распространен в нижней части зоны Daixina sokensis гжельского яруса. Комплекс с Tormentum protei установлен в ряде разрезов на Южном Урале (по рекам Айдаралаш, Ускалык, Малая Сюрень) и характерен для верхней части гжельского яруса (верхи зоны Daixina sokensis). Распространение зон Tormentum pervagatum и Tormentum protei прослежено в более северных районах Южного Предуралья и в Башкирии [Амон, 1999, 2000]. Но до сих пор нет достоверных данных о находках подобных зональных комплексов радиолярий в других регионах Земли. Вместе с тем Ормистон предполагал, что аналоги зон могут быть прослежены в Северной Америке и в Японии в отложени ях вирджила, однако убедительных свидетельств тому не проводится [Nazarov, Ormiston, 1993].

Комплексы радиолярий нижнего – среднего карбона Прикаспийской впадины. Анализ распре деления различных представителей радиолярий по разрезу верхнего палеозоя массива Карачаганак и по семи площадям северного, восточного и южного бортов Прикаспийской впадины позволил выделить пять характерных комплексов радиолярий ранне-среднекаменноугольного возраста [Афа насьева, 1987, 2000;

Афанасьева и др., 2002]: Entactiniidae gen. et sp. indet., Caspiaza spp. – Tormentum ruestae, Caspiaza spp. – Astroentactinia paronae, Caspiaza calva – Caspiaza aculeata, Caspiaza spp. – Bientactinosphaera aenigma (табл. 1).

Новые комплексы радиолярий нижнего – среднего карбона Радиолярии касимовского возраста впервые обнаружены в опорном разрезе Усолка Южного Урала [Афанасьева, Амон, 2002;

Афанасьева и др., 2002]. Данный интервал разреза охарактеризован фораминиферами зоны Triticites arcticus (верхняя часть касимовского яруса). Установленный ком плекс радиолярий включает только своеобразных представителей альбайлеллярий удовлетвори тельной сохранности (Haplodiacanthus cf. circinatus, Albaillella cf. protractosegmentata, Parafollicucullus cf. fusiformis) и может рассматриваться как слои с Haplodiacanthus – Albaillella (табл. 1).

Радиолярии позднемосковского возраста впервые встречены в разрезе ташлинской свиты у д. Солонцы на р. Аскын в Бельской впадине Башкирии [Афанасьева, Амон, 2002;

Афанасьева и др., 2002]. Радиолярии сильно перекристаллизованы и могут быть определены только до родового уровня. Подавляющее количество радиолярий имеет сферическую форму и, возможно, относится к Bientactinosphaera и Entactinia. Многочисленны иглистые Palacantholithus, последние представи тели которых были известны раньше только из раннего карбона. Часто встречаются ставраксонные Таблица Схема сопоставления комплексов радиолярий карбона Таблица 1 (окончание) Tormentum и Latentifistula;

отмечены единичные Parafollicucullus и Pseudoalbaillella. Вместе с тем, обилие Entactinia и, главное, присутствие первых Pseudoalbaillella позволило установить слои с Entactinia – Pseudoalbaillella (табл. 1).

Радиолярии поздневизейско-раннесерпуховского возраста впервые обнаружены на восточном склоне Южного Урала в опорном разрезе Верхняя Кардаиловка [Амон, настоящий сборник]. В со став комплекса входят Astroentactinia sp., A. aff. multispinosa, A. aff. mendosa, A. aff. paronae, Cubaxonium?

aff. octaedrospongiousum, Tetragregnon aff. sycamorensis, Pylentonema aff. antiqua. Интервал распро странения нового комплекса радиолярий охватывает конодонтовые зоны Lochriea mononodosa – L. nodosa – L. ziegleri – L. cruciformis, что соответствует веневскому горизонту визе и низам косогорско го горизонта серпуховского яруса. Соответственно, интервал разреза, в котором установлена данная ассоциация радиолярий, можно обозначить как слои с Astroentactinia aff. multispinosa (табл. 1).

Комплекс с Astroentactinia aff. multispinosa занимает пограничное положение между визейским и серпуховским ярусами;

он несколько моложе прикаспийского комплекса с Caspiaza spp. – Tormentum ruestae и несколько древнее комплекса с Caspiaza spp. – Astroentactinia paronae (табл. 1).

Радиолярии верхнего турне впервые встречены в Оренбургском Предуралье [Афанасьева, Ко нонова, настоящий сборник]. Новый комплекс объединяет преимущественно сферические формы:

Belowea tenuistesta, Bientactinosphaera linquidombarfructa, B. altasuleata, Entactinia ormistoni, E. vulgaris, E. inaequoporosa, E. rostriformis, и только один иглистый вид Palacantholithus stellatus, что позволяет установить слои с Entactinia ormistoni (табл. 1).

Комплексы радиолярий нижнего – среднего карбона Прикаспия, Оренбургского Предуралья и Южного Урала отличаются массовым развитием в турне однообразных сферических радиолярий, широким распространением в визейских – нижнебашкирских отложениях радиолярий с пиломом рода Caspiaza и полным отсутствием представителей отряда Albaillellata. Только в пограничных отложениях среднего – верхнего карбона впервые на данной территории отмечены единичные Parafollicucullus и Pseudoalbaillella позднемосковского возраста и комплекс своеобразных Haplodiacanthus, Albaillella и Parafollicucullus позднекасимовского возраста. Таким образом, адаптивная радиация радиолярий карбона отражает экологические изменения среды, которые происходили синхронно с изменением древних бассейнов.

Работа выполнена при поддержке Программы Президиума РАН «Происхождение биосферы и эволюция геобиологических систем» и РФФИ, проект № 07-04-00649 «Формирование морфо логического многообразия и эволюция радиолярий».

Литература Афанасьева М.С., Амон Э.О., Чувашов Б.И. Радиолярии в биостратиграфии и палеогеографии карбона Прикаспия и Южного Предуралья // Литосфера. 2002. № 4. С. 22–62.

Назаров Б.Б. Радиолярии палеозоя. Практическое руководство по микрофауне СССР. Т. 2. Л.: Недра, 1988.

232 с.

Назаров Б.Б., Ормистон А.Р. Биостратиграфический потенциал радиолярий палеозоя // Радиолярии в био стратиграфии. Свердловск: УрО АН СССР, 1990. С. 3–25.

Nazarov B.B., Ormiston A.R. New biostratigraphically important Paleozoic Radiolaria of Eurasia and North America // Radiolaria of giant and subgiant fields in Asia. New York: Micropaleontology Press, 1993. Special publ. N 6.

P. 22–60.

Part 2. New Data on Carboniferous Stratigraphy Часть 2. Новые данные по стратиграфии карбона STRATOTYPE OF GZHELIAN STAGE (UPPER CARBONIFEROUS) IN MOSCOW BASIN, RUSSIA A. S. Alekseev 1, N. V. Goreva 2, T. N. Isakova 2, O. L. Kossovaya Moscow State University, Moscow, Russia, E-mai:aaleks@geol.msu.ru Geological Institute, Russian Academy of Sciences, Moscow, Russia Karpinsky All-Russia Research Geological Institute, St-Petersburg, Russia СТРАТОТИП ГЖЕЛЬСКОГО ЯРУСА (ВЕРХНИЙ КАРБОН) В ПОДМОСКОВЬЕ, РОССИЯ А. С. Алексеев 1, Н. В. Горева 2, Т. Н. Исакова 2, О. Л. Коссовая Московский государственный университет имени М. В. Ломоносова, e-mail: aaleks@geol.msu.ru Геологический институт РАН, Москва Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского, Санкт-Петербург Современное расчленение каменноугольной системы на подсистемы, отделы и ярусы в Междуна родной стратиграфической шкале было недавно ратифицировано и получило официальный статус.

Российские ярусы верхнего карбона (верхнего пенсильвания) зафиксированы, но глобальные стра тотипы границ еще не выбраны. Гжельский ярус и его региональные подразделения на территории ВЕП обоснованы, в настоящее время, обновленными зональными последовательностями, разработан ными по фузулинидам и конодонтам. В статье приведено описание разреза исторического стратоти па, расположенного между деревнями Речицы и Трошково около железнодорожной станции Гжель и положение уровня первого появления Idiognathodus simulator [Heckel et al, 2008], выбранного в ка честве глобального маркера нижней границы гжельского яруса. Показано распределение фузулинид и различных групп макрофауны (ругозы, брахиоподы).

Introduction Gzhelian Stage — one of the seven stages of the Carboniferous system — was established by S.N. Nikitin in 1890 and became one of the stages in the General Stratigraphic Chart of the USSR.

Recently subdivision of the Carboniferous system into subsystem, series and stages in the International Stratigraphic Chart was ratified by International Geological Union and achieved official status [Gradstein et al., 2004;

Heckel, Clayton, 2006]. Russian stages of the Upper Carboniferous (Upper Pennsylvanian) are fixed, but their GSSP have not been chosen yet. In the Unified Stratigraphic Chart of the East-European Platform, approved in 1988 [Kagarmanov, Donakova, 1990], the Gzhelian Stage is subdivided into three regional substages. They are (from below) Dobryatinian, Pavlovoposadian, and Noginskian. The Melekhovian, uppermost substage, was added later [Makhlina, Isakova 1997]. Each of these substages corresponds to one provincial or local fusulinid zone and several zones on conodonts.

The basis of the lithostratigraphic subdivisions of the Gzhelian Stage in the southern part of Moscow Syneclise (Moscow Basin) was created by B.M. Danshin [1947]. E.A. Ivanova and S.E. Rozovskaya [1967], and later M.Kh. Makhlina et al. [1979] published the complete description of Gzhelian lithostratigraphy.

In the type region the lower lithological boundary of the stage was shown at the top of the variegated shales and dolomites of the Troshkovo Formation of the Dorogomilovian or between Triticites (Triticites) irregularis – T. (T.) acutus и Triticites (T.) rossicus – Triticites (Rauserites) paraarcticus zones [Makhlina et al., 1979].

The historical stratotype of the Gzhelian Stage is located in the Ramenskoe District of the Moscow Region nearby the railway station Gzhel between Rechitsy and Troshkovo villages. Only lower part of the stage is exposed here. However the formal lower boundary of the stage is not visible in the quarry and its characteristics is available only from borehole 6k drilled in this area [Makhlina, 1975].

Historical review In 1890 the outstanding Russian geologist S.N. Nikitin subdivided the upper part of the Carboniferous of the Moscow Basin into two stages — Moscovian (lower) and Gzhelian (upper), and supposed that they will be used widely. In contrast with the contemporaneous terrestrial coal-bearing succession of the Western Europe the Gzhelian strata in the Moscow Basin are the marine carbonates with abundant marine fossils and they are traceable in far distance around the East European Platform and in other regions of the World. Gzhelian Stage was based on the occurrence of the specific assemblage of macrofossils (mainly brachiopods) found in the layers exposed in small quarries that existed at the end of the XIX century near Gzhel and Rusavkino villages and studied by S.N. Nikitin [1890 b]. This site is located in the south-east from Moscow within the southern limb of Moscow Syneclise. The series of outcrops in the quarries near the Rechitsy Village is considered as a Gzhelian stratotype.

Here Nikitin [1890a, site 508, p. 148] observed “brown-yellow clayey dolomite limestone alternating with the layers of sandstone marl of the same color and containing abundant fauna specific for Moscow Basin”. In more western quarries this dolomite limestone with thickness of 2 m is underlain by white dense limestone with visible thickness near 2 m. Similar characteristics of this section was later given by B.M. Danshin [1947, p. 211–212], N.N. Smirnov [1930, p. 125], E.A. Ivanova and I.V. Khvorova [1955, p. 209–212], A.B. and A.A. Aprodov [1963]. B.M. Danshin attributed these deposits to originally proposed Rusavkino Formation of the Omphalotrochus Horizon.

The most comprehensive description of the stratotype was done by M.Kh. Makhlina and E.A. Ivanova in the Guidebook published to the VIII International Congress on Carboniferous Stratigraphy and Geology took place in 1975 [Makhlina, Ivanova 1975]. The set of detailed sections composed from the bed by bed lithological description was published additionally for the participants of the geological excursion in the Moscow Basin. The description here includes (bottom-up):

Rusavkinian. Rechitsy Formation.

1. Limestone white, weakly clayey, bioclastic with abundant small solitary corals, bryozoans, algae, small foraminifers, with bioclasts of echinoderms and brachiopods, partly replaced by chalcedony. Limestone contents spherical chert nodules. Thickness 2.5 m.

2. Limestone white thin-grained, with scattered bioclasts of crinoids, brachiopods, algae fragments with trace fossils filled with cloddy sediment. Thickness 0.7 m.

3. Yellow-brown thin-grained dolomite with abundant gastropod molds. The clay layer containing the carbonate rock fragments underlies the dolomite. Thickness 1.1 m.

4. Limestone and diagenetic dolomite partly recrystallized, fine- and thin-grained containing gastropods, brachiopods, bryozoans, trilobites, small foraminifers (Textulariidae) and fusulinids. Thickness 1.2 m.

5. Limestone yellow, fine- and thin-grained containing solitary corals, other fauna and algae. Thickness 1.6 m.

The abundant fossil assemblage was found in beds 4 and 5: fusulinids Quasifusulina longissima (Mller), Triticites (Triticites) rossicus (Schellwien), T. (Rauserites) pararcticus Rauser, rugose corals Gshelia rouilleri Stuckenberg, Pseudobradyphyllum nikitini (Stuckenberg), the diverse bryozoans, and brachiopods Chonetinella uralica (Mller), Neochonetes dalmanoides (Nikitin), Lissochonetes geinitzianus (Waagen), Waagenoconcha humboldti (d’Orbigny), Calliprotonia fasciata (Kutorga), “Buxtonia” subpunctata (Nikitin), Linoproductus lineatus (Waagen), Chaoiella boliviensis (d’Orbigny), Neospirifer poststriatus (Nikitin), Choristites supramosquensis (Nikitin), гастроподы Omphalotrochus rossicus Likharev and many others.

E.A. Ivanova and S.E. Rozovskaya [1967] raised the rank of the Rusavkino Formation to regional substage, but later the latter was renamed into Retchitsian Regional Substage [Makhlina et al., 1979]. The name Rusavkino was considered as belonging to formation. In developing the Unified Chart of the Carboniferous of the Russian Platform [Kagarmanov, Donaklova, 1990] the name Retchitsian was replaced by Dobryatinian, because it joined the previously separate Retchitsian and Amerevian regional substages belonging to the same fusulinid zone.

Based on the recent drillings within the territory of Moscow City [Alekseev et al., 1998] and investigation of the Rusavkino section it was discovered that the Rusavkino Formation consist of five units. Some of these units are separated by hiatuses of unknown duration. These five units are grouped into three members.

The Lower and Middle members of the Rusavkino Formation are constituted by shallow-water limestones and clays which is overlaid by white mudstone showing an erosion surface at the top. Upper member (unit 5) overlays the middle one with distinct disconformity.

In December 2007 the International Subcomission on Carboniferous Stratigraphy is made the decision on the establishing of the lower boundary of the Gzhelian Stage at the level of the first appearance of the conodont Idiognathodus simulator (s. s.) [Villa and Task Group, 2007;

Heckel et al., 2008]. In the Moscow Basin this event was established in the lower part of the Upper member of the Rusavkino Formation (unit 5), in 5–6 m above the traditional boundary of the Kasimovian and Gzhelian stages [Alekseev, Goreva, 2007].

Description of the section Nowadays the stratotype is a part of an old quarry scarp with height of 5–6 m located in to the west from the Rechitsy Village near by the railway platform 55th km. Geographical coordinates are 55° 36' 38,8" N, 38° 25' 22,9" E. The absolute altitude of the bottom of section is about 132 m. In the northern wall of the quarry in the distance of 50 m there is an outcrop of the upper part of Rusavkino Formation.

Kasimovian Dorogomilovian Rusavkino Formation. Middle member, upper part. Unit 1. Limestone white, fine-grained (mudstone) porcelain-like at the top and includes stylolites. The limestone is strongly fractured and contents varicolored chert nodules of predominant spherical shape (up to 15 cm in diameter). Scarce brachiopods and fairly numerous solitary rugose corals which skeletons are often replaced by silica occur in this bed. Conodonts Streptognathodus firmus Kozitskaya and S. aff. S. vitali Chernykh, Hindeodus minutus (Ellison) were found in the lower part of the limestone. Visible thickness it up to 2 m, but the lower part of the bed is covered by debris. Nowadays nonexistent quarry situated southward from the Gzhel railway station. The visible thickness of the white limestones in this quarry reached up 3.2 m.

Gzhelian Dobryatinian Rusavkino Formation. Upper member. Unit 2. Green and red clay laying on the irregular surface of the white limestone. Sometimes in the clay large (up to 10 cm) flattened calcareous pebbles occur. The clay blows out laterally along the strike. Thickness 0–0.15 m.

3. Dolomite light-brown, yellow-brown, weakly clayey. Some levels content the aggregations of cavi ties appeared after leaching of the gastropod and bivalve shells. The cavities after fusulinid shells dissolution are observed rather rare. Some dissolutrion cavities opens filled with the calcite and quartz crystals. The flattened brown siliceous nodules often occur near the top of the bed. Conodonts Adetognathus sp. и Idiog nathodus toretzianus Kozitskaya were found and the juvenile specimen of I. simulator occur at the top of the bed (sample 103). Thickness 0.6 m.

4. Limestone dolomitized light-brown-brown containing the large amount of the fusulinids. The dominate species are Quasifusulina longissima (Mller), Q. ultima (Kanmera), Q. eleganta (Schlykova), Q. ex gr. tenuissima (Schellwien). Also Rauserites paraarcticus (Rauser) и R. postarcticus (Rauser) occur, but not so often. Sporadic Ozawainella sp. (probably, O. ex gr. angulata) was found also. In the upper part of the bed single Rauserites sp. (R. aff. rossicus) appear. The assemblage of small foraminifers includes rare Textularia and Tuberitina. The limestone top demonstrates abundant Zoophycos trace fossils and brachiopod shells.

The conodonts in this bed are numerous: Idiognathodus toretzianus Kozitskaya, Streptognathodus pawhuskaensis Gunnell и Idiognathodus simulator (Ellison). Thickness 0.5 m.

5. Limestone yellow-gray with visible glauconite grains and numerous conodont elements Streptognathodus pawhuskaensis Gunnell, Idiognathodus tersus Ellison, I. simulator (Ellison). Among them the deep-water genus Gondolella appears. Foraminifers are rare and their assemblage includes Quasifusulina sp. (Q. ex gr.

longissima), Ozawainella sp., Textularia sp. Thickness 0.1 m.

6. Limestone yellow-gray, bioclastic, weackly dolomitized. The abundant elongated and curved light grey and brown siliceous concretions with white cover are typical for this bed. Their diameter is between 5–7 cm. The concretions are oriented mainly sub-vertically and resembles the filling of the burrows.

Sometimes thin (up to 1 cm) layer of green clay is visible at the bottom of limestone. Abundant conodonts are represented by the same species as in the bed 5. In the upper part of the bed the microspicules of the siliceous sponges appear. Thickness 0.4 m.

7. Yellow-brown marl and clay limestone with characteristic wave-like bedding. It contents numerous remains of silicified brachiopods, bryozoans, and corals. The spicules of siliceous sponges found in the rock show the often aggregation in bunches. Because of the subsistent amount of spicules the rock can be called by spiculite. Thickness 0.4 m.

8. Clay green-brown partly compacted into shale with thin (5–7 cm) lenticular layers of yellow-brown coarse-grain limestone. The latter contents numerous bryozoans, brachiopods, solitary rugose corals, fragments of crinoid stems. The remains of fauna are often silicified, the sponge spicules are numerous.

This bed is characterized by mass accumulation of the fusulinid shell belonging to Rauserites rossicus (Schellwien). Among them there are single Rauserites paraarcticus (Rauser) и R. postarcticus (Rauser).

The assemblage of conodonts became impoverished. The sparse shallow water representatives of Adetognathus appear. Thickness 0.8 m.

9. Limestone brown-yellow, sometimes grey and reddish, thin-grained, thin frag-like containing large (up to 20 cm) siliceous concretions. It is visible as separate blocks, sometimes displaced. Thickness up to 0.3 m.

The Carboniferous deposits are overlain by the Kriushino Formation of the Callovian Stage (Middle Jurassic). The Kriushino Formation consists of reddish-yellow calcareous clay and sandstone with sparse limonitic oollites and reworked Carboniferous fossils, pebbles (5 cm) of chert and quartz.

Biostratigraphic analysis Fusulinids (Fig. 1;

Plates 1, 2). Fusulinids were found in the upper part of the sections (beds 4–8).

Four levels with fusulinids were distinguished, but only in two of them they are common. One level is in the middle part of the bed 4 and includes abundant Quasifusulina longissima (Mller) (sample 104). The numerous Rauserites rossicus (Schellwien) were found in the lower part of the bed 8 (sample 112) where they co-occurred with scarce Rauserites postarcticus (Rauser), R. paraarcticus (Rauser), single Ozawainella sp. (O. ex gr. angulata) and Textularia sp. The vertical fusulinid distributions in the section demonstrate two ecological assemblages replacing each other upwards. The first (lower) one in beds 4 and 5 integrates the numerous population of Quasifusulina dominated over the Rauserites. This assemblage includes Quasifusulina longissima (Mller), Q. ultima (Kanmera), Q. eleganta (Schlykova), Q. ex gr. tenuissima (Schellwien), Rauserites postarcticus (Rauser), R. paraarcticus (Rauser), R. sp. (R. aff. rossicus Schellwien), Textularia sp. and single Ozawainella sp. (O. ex gr. angulata). The second (upper) assemblage in bed 8 includes the rich population of Rauserites.

The species Rauserites rossicus (Schellwien) is the absolute dominant of this assemblage. R. postarcticus (Rauser) and R. paraarcticus (Rauser) are minor components. However taxonomic diversity of fusulinids in this section is impoverished.

The Gzhel section is a locus typicus for species Rauserites rossicus (Schellwien) which was discussed recently as one of the markers of the lower boundary of the Gzhelian Stage. In 1908 Ernst Schellwien described the new variety within the group Fusulina alpina – Fusulina alpina var. rossica [Schellwien, taf. XV, fig. 5–12;

taf. XVI, fig. 1, 2]. Following changes of the taxonomical status of F. alpina var. rossica [Rauser Chernousova, 1938;

Davydov, 1990;

Rauser-Chernousova et al., 1996] allow to consider F. alpina var. rossica Fig. 1. Distribution of the fusulinids at the Gzhel Section as a separate species Rauserites rossicus (Schellwien). The available and recently collected specimens of this species from bed 8 show the differentiation of the population. The groups corresponding to forms typica, regularis and atypica are distinguished [Isakova, Ueno, 2007;

Isakova, 2008]. Each group is characterized by the specific morphological features, distinguishing them from the other ones. But there some specimens with transitional features, so that the limits between groups in population are changeable and flexible. Variation of the morphological features observed in the available material shows that the extreme morphotypes in the variability range belong to forms regularis and atypica, and species R. rossicus (Schellwien) seems to be polymorphic. Thus we have to take into the account the polymorphic status of this species when using it as a marker of the global boundary of the Gzhelian.

Conodonts. This section contents 19 levels with conodonts (Fig. 2;

Plate 3). There were found about 2000 conodont elements. A few Streptognathodus firmus Kozitskaya distinguishing the zone of the same name have been found at the base of the bed 1 (unit 4). The lower part of the unit 5 (bed 3) contains mostly shallow water Adethognathus and sparse Idiognathodus toretzianus Kozitskaya. The single juvenile specimen of I. simulator occurs in top of bed 3 (sample 103). The remarkable renovation of the conodont taxonomical composition was established from the level of the sample 104 where Streptognathodus pawhuskaensis Harris et Hollingsworth and Idiognathodus tersus Ellison has first appearance. The number of conodont elements increases sharply in sample 105. Sometimes the abundance of conodonts is above 200 specimens/kg.

Plate 1. Fusulinids from Gzhel section, bed 4, sample 104, 1, 2 — Quasifusulina longissima (Mller): 1 — №4790/1;

2 — №4790/2. 3 — Quasifusulina ultima (Kanmera), №4790/3. 4 — Quasifusulina ex gr. tenuissima (Schellwien), №4790/4. 5, 8, 9 — Rauserites postarcticus (Rauser): 5 — №4790/5;

8 — №4790/6;

9 — №4790/7. 6, 7 — Rauserites paraarcticus (Rauser): 6 — №4790/8;

7 — №4790/9. 10 — Rauserites sp. (R. aff. rossicus Schellwien), №4790/10, upper part of bed 4, sample Fig. 2. Distribution of the conodonts at the Gzhel Section The typical specimens of Idiognathodus simulator appear at this level. The first appearance of I. simulator marks the lower boundary of the conodont Zone bearing the same name and the base of the Gzhelian in its new definition [Heckel et al., 2008]. The short range and wide geographical distribution allows to consider the first appearance of the species as a good tool for correlation of this boundary. I. simulator group is well studied [Barrick et al., 2008] and occurs in many marine sections of the Upper Pennsylvanian both in Northern America and Eurasia. The level of the first appearance of this species was proposed for definition of the base of the Gzelian Stage in the Moscow Basin [Barskov et al., 1980;

Alekseev, Goreva, 2007] and the Urals [Chernykh, Reshetkova, 1988].

The assemblage of the I. simulator Zone is very specific and well recognizable. Besides the index species it includes Streptognathodus pawhuskaensis Harris et Hollingsworth, Idiognathodus tersus Ellison, I. toretzianus Kozitskaya, I. luganicus Kozitskaya, I. sinistrum Chernykh, and Gondolella bella Stauffer et Plummer.

The lower boundary of the Gzhelian has to be situated inside of Rusavkino Formation (close to the base of its upper member). Despite the proposed boundary is located somewhat above the base of the Rusavkino Formation, this will not affect the regional and interregional correlation.

The conodonts collected in the stratotype of the Rusavkino Formation (the lower part of the Gzhelian Stage) nearby the Rusavkino Village and from borehole 6k, drilled northward the Gzhel railway station near the Plate 2.Fusulinids from Gzhel section, all specimens (besides 1 and 2) from bed 8, sample 1, 2 — Rauserites rossicus (Schellwien). Photo from Schellwien E. Monographie der Fusulinen. Teil I. 1908–1909;

13.5. 3–7 — Rauserites rossicus (Schellwien) forma typica: 3 — №4790/11;

4 — №4790/12;

5 — №4790/13;

6 — №4790/14;

7 — №4790/15.

8–10 — Rauserites rossicus (Schellwien) forma regularis: 8 — №4790/16;

9 — №4790/17;

10 — №4790/18. 11 — Rauserites rossicus (Schellwien) forma atypica, №4790/ Plate 3. Pa elements of conodonts from Gzhel section. Scale bar represents 100 m 1 — Idiognathodus aff. sinistrum (Chernykh);

bed 4, sample 108. 2–5 — Streptognatodus pawhuskaensis Harris et Hollingsworth;

bed 4;

2, 5 — sample 106;

3 — sample 104;

4 — sample 107. 6–8 — Idiognathodus simulator (Ellison);

6, 8 — bed 6, sample 110;

7 — bed 5, sample 108, 9 — Idiognathodus luganicus (Kozitskaya);

bed 4, sample 106. 10, 11 — Idiognathodus tersus Ellison;

10 — bed 4, sample 104;

11 — bed 8, sample 112. 12–14 — Idiognathodus toretzianus Kozitskaya;

12, 14 — bed 4, sample 105;

13 — bed 4, sample 104.

15, 16 — Idiognathodus ex gr. simulator (Ellison);

15 — bed 6, sample 110;

16 — bed 5, sample Konyashino Village have been re-studied additionally. Our recent investigation shows that Idiognathodus aff.

simulator (= I. eudoraensis Barrick et al., 2008) considered as a possible ancestor of I. simulator, appears in the Moscow Basin succession in Troshkovo Formation (Dorogomilovian, Kasimovian Stage) and occurs also in the lower and middle members of the overlaying Rusavkino Formation. The level of the first appearance of Idiognathodus simulator is close to the first appearance of Rauserites rossicus (Schellwien) in the Moscow Basin.

The upper part of the unit 5 contains an impoverished conodont assemblage with predominant Adetognathus and Diplognathodus.

Rugose corals (Plate 4). A.A. Stuckenberg [1888] described Gzhelian rugose corals collected near the villages Rusavkino and Gzhel. The most comprehensive study was made by T.A. Dobrolyubova [1940]. She proposed a new diagnosis for genus Gshelia Stuckenberg and a new genus name Pseudobradyphyllum for Zaphrentis nikitini Stuckenberg. Dobrolyubova described four species from the outcrops nearby Rusavkino and Gzhel villages: Cyathaxonia cornu Michelin var. orientalis Dobrolyubova, Pseudobradyphyllum nikitini (Stuckenberg), Pseudobradyphyllum serpens Dobrolyubova, Gshelia rouilleri Stuckenberg. As a result of the revision of the Stuckenberg’s collection the neotypes of Gshelia rouilleri Stuckenberg and Pseudobradyphyllum nikitini Stuckenberg were selected [Ivanovsky, 1987]. But the neotype of Gshelia is a mature stage only, so it is not sufficient for identification of this species. A difference between early and mature stages is the most remarkable feature of this genus (and species). The early ontogenetic stage of Gshelia rouilleri Stuckenberg demonstrates presence of columella, but the mature stage is a typical “caninomorphic type” bearing no axial structure. Making a revision of Eichwald [1861] collection J. Fedorowski [Fedorowski, Gorianov, 1973] assigned some specimens from Myachkovian (Upper Moscovian) to G. rouilleri. Also these specimens are in early ontogenetic stage and demonstrate the connection of cardinal septa with columella that contradicts the diagnosis of G. rouilleri. The absence of mature stages does not allow to observe the transition to “caninomorphic” structure and we do not consider the Myachkovian specimens as G. rouilleri Stuckenberg.

E.A. Ivanova and I.V. Khvorova [1955, p. 210] assigned the mentioned list of species to bed 10 of the upper part of the Gzhel-Rusavkino composite section. It was added by Gshelia rouilleri breviseptata Dobrolyubova et Kabakovich [1948]. However latter subspecies occurs only in the contemporaneous strata of the Oka-Tsna Swell. Later the part of the specimens assigned to Gshelia rouilleri breviseptata Dobrolyubova et Kabakovich was included in Arctophyllum intermedium (Toula) [Fedorowski, 1975]. Pseudobradyphyllum nikitini (Stuckenberg) was assigned to Paracaninia [Weyer 1980;

Iljina, 1984], but because of the difference in early ontogeny we leave this species in Pseudobradyphyllum (Plate 3, fig. 1–6).

The appearance of G. rouilleri is considered as a marker feature for lower part of the Gzhelian. It is rather widespread geographically and appear in the lower part of Gzhelian in different regions. In Russian Platform it is known from stratotype Gzhel section and was also found in Dyukino and Melekhovo quarries (Oka-Tsna Swell). Its upper limit of stratigraphical range is not absolutely clear now, but data from Oka-Tsna Swell supposed it duration up to Upper Gzhelian including Daixina sokensis fusulinid Zone [O.L. Kossovaya, unpublished data]. G. rouilleri is also known from the Yablonevyi Ovrag section (Samarskaya Luka), where it is also occur from Rauserites stuckenbergi Zone to Daixina sokensis Zone [Kossovaya, 1986]. In the Orel section (Middle Urals) it was found in the lower part of Gzhelian. Because of its stratigraphical value, the species was included in zonal succession of rugose corals [Zonal stratigraphy, 2006] as a basal zone of Gzhelian in its traditional understanding. The prcised data supported the appearance of G. rouilleri at the bed [Makhlina, Ivanova, 1975] or according the more detailed new description in the beds 7 and 8 (see above) that is close to the first appearance of I. simulator. In spite of the some uncertainty of its first appearance Gshelia rouilleri is considered as a marker taxon for the lower part of the Gzhelian.

The other macrofaunal groups. Beds 7 and 8 contain diverse macrofossil assemblage: bivalve Exochorhynchus curtus Astafieva-Urbajtis, 1981;

gastropods Omphalotrochus canaliculata (Trautschold, 1874), O. kalitvaensis Plate 4. Rugose corals from Gzhel section. 1–6 — Pseudobradyphyllum nikitini (Stuckenberg);

1–5 — specimen 39, transversal serial sections: 1, 2 — transversal section of the young stages, 5;

3 — the same 4;

4 — transversal section of neanic stage, 4;

5— transversal section of mature stage, 4;

6 — longitudinal section, 4. The old quarry in the vicinity of railway station Gzhel, bed 7, Dobryatinian, Rusavkino Fm., Gzhelian. 7–15 — transversal serial sections. 7–9 — Gshelia rouilleri Stuckenberg;

7–9 — specimen 38: 7 — early ontogenetic stage, 5;

8 — late neanic stage;

9 — mature stage, 2. 10, 11 — specimen 50: 10 — early ontogenetic stage;

11 — late neanic stage. 12–15 — specimen 1a: 12, 13 — early ontogenetic stages;

14–15 — mature stages, 2. The old quarry in the vicinity of railway station Gzhel, bed 7, Dobryatinian, Rusavkino Fm., Gzhelian Plate (Likharev), Straparollus (Euomphalus) moniliformis (Romanovsky), Platyceras (Orthonychia) egorovi Mazaev, 1996), Retshitsella egorovi Mazaev, 1998, Sregocoelia gzheliensis Mazaev, 2001, Goniasma gzheliensis Mazaev, 2004;

several taxa of nautiloids;

trilobite Ditomopyge ivanovi (Weber, 1937);

more than 20 species of bryozoans revised recently by I.P. Morozova and D.V. Lisitsyn [2002];

brachiopods Spiriferella gjeliensis Stepanov, 1948, Gjelispinifera gerasimovi E. Ivanova, 1975, “Neospirifer poststriatus” (Nikitin, 1890), Choristites supramosquensis (Nikitin, 1890), Hustedia pseudocardium Nikitin, 1890, Stenoscisma gjelis Lazarev, Laiporella modesta E. Ivanova, 1975, Cleiothyridina gzheleiensis Grunt, 1980, Neochonetes dalmanoides (Nikitin, 1890), Chonetinella uralica (Mller, 18), Lissochonetes gainitzianus (Waagen), Paramesolobus ivanovae Afanasieva, 1975, Kozlowskia borealis (Ivanov, 1935), Waagenoconcha humboldti (d’Orbigny, 1840), Calliprotonia fasciata (Kutorga, 1834) etc;

crinoid Belashovicrinus gjelensis Arendt et Zubarev, 1993;

echinoid Archaeocidaris nikitini Faas, 1939.

Chemostratigraphy. Limited data on oxygen and carbon isotope composition of bulk rock are available [unpublished data by Buggisch et al.] and on oxygen isotope ratios in phosphatic material of conodont elements [unpublished data by Joachimski et al.].

Conservation. The type Gzhelian exposure is a natural reserve in Moscow Region and its renovated protection statute is under official registration.

Conclusions In spite of hiatus at the base of Upper Member of the Rusavkino Formation below first appearance datum of Idiognathodus simulator (Ellison) and strong influence of glacioeustatic depth changes on faunal assemblages, the Gzhelian stratotype has powerful potential for long distance correlations in this stratigraphic interval.

Acknowledgments. This study is supported by RFBR grant 09-05-00101. We express our thanks to I.S. Barskov, R.A. Voinova and numerous students in Department of Paleontology of the Moscow State University who helped us in different ways.

References Alekseev A.S., Baranova D.V., Kabanov P.B., Istochnikov V.O., Oderov D.M., Piotrovsky A.S., Yudkevich A.I. The key section of the Upper Carboniferous of Moscow. Article 1. Lithostratigraphy // Bul. Moscow Soc. Natur. Geol.

Series. 1998. Vol. 73, issue 2. P. 3–15. (In Russian).

Alekseev A.S., Goreva N.V. Conodont zonation for the type Kasimovian and Gzhelian stages in the Moscow Basin, Russia // T.E. Wong (ed.). Proceedings of the XVth International Congress on Carboniferous and Permian Stratigraphy. Royal Netherlands Academy of Arts and Sciences. Edita-KNAW: Amsterdam, 2007. P. 229–242.

Aprodov V.A., Aprodova A.A. The movements of the Earth crust and geological past of Moscow Basin. M.: Moscow University Press, 1963. 268 p. (In Russian).

Barrick J.E., Heckel P.H., Boardman D.R. Revision of the conodont Idiognathodus simulator (Ellison, 1941), the marker species for the base of the Late Pennsylvanian global Gzhelian Stage // Micropaleontology. 2008. Vol. 54, No 2. P. 125–137.

Barskov I.S., Alekseev A.S., Goreva N.V. Conodonts and stratigraphical scale of Carboniferous System // Izvestiya Akademii Nauk SSSR. Ser. Geol. 1980. No 3. P. 43–45. (In Russian).

Koren T.N. (Ed.). Zonal stratigraphy of Phanerozoic in Russia. St-Petersburg: VSEGEI-Press, 2006. 256 p. (In Russian).

Chernykh V.V., Reshetkova N.P. Biostratigraphy and conodonts from the boundary deposits of the Carboniferous and Permian of the western slope of the Southern and Central Urals. Sverdlovsk: Institute of Geology and Geochemistry, 1988. 54 p. (In Russian) Davydov V.I. To accurate definition of the origin and phylogeny of Protriticites and the Middle-Upper Carboniferous boundary // Paleontol. J. 1990. No 2. P. 12–25. (In Russian).

Danshin B.M. Geological structure and ore deposits of Moscow and its vicinities. Moscow: MOIP Press, 1947. 308 p.

(In Russian).

Dobrolyubova T.A. The Rugosa corals of the Upper Carboniferous of the Moscow Basin // Travaux de L’Institut Paleontologique. 1941. Vol. 9, No 3. 88 p. (In Russian).

Dobrolyubova T.A., Kabakovich N.V. Some representatives of Rugosa from the Middle and Upper Carboniferous of the Moscow basin // Transaction of the Paleontological Institute. 1948. Vol. 14, No 2. 37 p. (In Russian).

Eichwald E. Paleontologia Rossii. Saint-Petersburg, 1861. 521 p. (in Russian).

Fedorowski J., Gorianov A.B. Redescription of tetrocorals described by E. Eichwald in “Palaeontology of Russia” // Acta Paleontol. Pol. 1973. Vol. 18, pt. 1. P. 3–70.

Fedorowski J. On some Upper Carboniferous Coelenterata from Bjornoya and Spitsbergen // Acta Geol. Pol. 1975.

Vol. 25, pt. 1. P. 27–78.

Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A. (eds.). A geologic Time Scale 2004. Cambridge Univ. Press. 2004.

Heckel P.H., Clayton G. The Carboniferous System. Use of the new official names for the subsystems, series, and stages // Geologica Acta. 2006. Vol. 4, No 3. P. 403–407.

Heckel P.H., Alekseev A.S., Barrick J.E. et al. Choice of conodont Idiognathodus simulator [sensu stricto] as the event marker for the base of the global Gzhelian Stage (Upper Pennsylvanian Series, Carboniferous System) // Episodes.

2008. Vol. 31, No 3. P. 319–325.

Iljina T.G. The historical development of corals. Suborder Polycoeliina // Trans. Paleontological Institute of AN SSSR.

1984. Vol. 198. 184 p. (In Russian).

Ivanovski A.B. Rugosa described by A.A. Stuckenberg (1888–1895). Moscow: Nauka, 1987. 45 p. (In Russian).

Ivanova E.A., Rozovskaya S.E. To biostratigraphy of the Upper Carboniferous of the Russian Platform in the scope of investigation of stratoptypes // Bull. Moscow Soc. Natur. Geol. Ser. 1967. Vol. 42, issue 5. P. 86–99. (In Russian).

Ivanova E.A., Khvorova I.V. Stratigraphy of the middle and upper Carboniferous of the western part of Moscow Syneclise // Trans. Paleontological Institutute of AN USSR. 1955. Vol. 53, Book 1. 282 p.

Isakova Т.Н., Ueno R. To problem of lectotype of Rauserites rossicus (Schellwien) 1908 [Foraminifera] from Gzhelian of Donets Basin and Moscow Basin // Achievement in Ukrainian Paleontology. The history, state-of-the-art, and perspectives. Kiiv, 2007. P. 105–109. (In Russian).

Isakova T. Rauserites rossicus (Schellwien) [FUSULINIDA] from stratotype, neostratotype and hypostratotype of the Gzhelian Stage // Problems of stratigraphy of the Carboniferous system. Proceedings. Kiiv, 2008. P. 114–119. (In Russian).

Kagarmanov A.Kh., Donakova L.M. (Eds.). Decision of Interdepartmental Regional Stratigraphic Conference on Middle and Upper Paleozoic of Russian Platform with Regional Stratigraphic Scales, Leningrad, 1988. Carboniferous System. Leningrad, 1990. 40 p., 95 scale sheets. (In Russian).

Kossovaya O.L. Type Coelenterata // Atlas of fauna from the Upper Carboniferous and Lower Permian of Samarskaya Luka. I.S. Muraviev, A.D. Grigorieva (eds.). Published by Kazan’ University Press, 1986. P. 62–68. (In Russian).

Makhlina M.Kh., Ivanova E.A. Stratotype sections of the lower part of the Gzhelian Stage in the quarries near Gzhel railway station // Guidebook of the excursion on the Carboniferous sections of the Moscow Basin. Moscow: Nauka, 1975. P. 68–70. (In Russian).

Makhlina M.Kh, Isakova T.N. Melekhovian horizon — the new straton of the Gzhelian Stage of the Upper Carboniferous (East-European platform) // Stratigraphy and Geological Correlation. 1997. Vol. 5, No 5. P. 44–53. (In Russian).

Makhlina M.Kh., Kulikova A.M., Nikitina N.A. Structure, biostratigraphy and paleogeography of the Upper Carboniferous of the Moscow Syneclise // Stratigraphy, palaeontology, and paleogeography of the Carboniferous of Moscow Syneclise. Мoscow: Geological fond RSFSR, 1979. P. 25–69. (In Russian).

Morozova I.P., Lisitsyn D.V. Revision of bryozoans of Upper Carboniferous Gzhelian Stage from sections of stratotype area // Paleontol. J. 2002. No 6. P. 63–72. (In Russian).

Nikitin S.N. The general geological map of Russia. Sheet 57. Moscow, Korcheva, Uriev, Borovsk, Egorievsk // Trans.

Geological Committee. 1890a. Vol. 5, No 1. 301 p. (In Russian).

Nikitin S.N. Carboniferous deposits of the Moscow Basin and artesian waters near Moscow // Trans. Geological Committee. 1890b. Vol. 5, No 5. 144 p. (In Russian).

Rauser-Chernousova D.M. Upper Paleozoic foraminifers of Samarskaya Luka and Zavolzhie // Trans. Geological Institute of AN USSR. 1938. Vol. 7. 166 p.

Rauser-Chernousova D.M., Bensh F.R., Vdovenko M.V. et al. Handbook on systematics of foraminifers of Paleozoic (Endothyroida, Fusulinoida). Мoscow: Nauka, 1996. 207 p.

Schellwien E. Monographie der Fusulinen. Teil I // Palaeontographica. Bd. 1908–1909. S. 145–194.

Smirnov N.N. Petrographic investigations in Carboniferous of Moscow Basin // Trans. Institute Mineralogy, Petrography and Crystallography. 1930. No 9. 240 p. (In Russian).

Stuckenberg A.A. Corals and Bryozoans of upper stage of Central Russian Casrboniferous limestone // Trans. Geological Committee. 1888. Vol. 5, No 4. 54 p. (In Russian).

Villa E. and Task Group. Progress Report of the Task Group to establish GSSPs at the Moscovian-Kasimovian and Kasimovian-Gzhelian boundaries // Newsletter Carboniferous Stratigraphy. 2007. Vol. 25. P. 7–8.

Weyer D. Revision von Pseudobradyphyllum Dobrolyubova, 1940 (Anthozoa, Rugosa;

Obercarbon) // Abh. Ber. Naturkd.

Vorgesch. 1980. Bd. 12, No 3. P. 3–21.

БИОСТРАТИГРАФИЯ ДЕВОНА СИБАЙ-БАЙМАКСКОГО РУДНОГО РАЙОНА ЮЖНОГО УРАЛА ПО КОНОДОНТАМ О. В. Артюшкова, В. А. Маслов Институт геологии Уфимского научного центра РАН, Уфа, e-mail: stpal@anrb.ru CONODONT BIOSTRATIFGRAPHY OF THE DEVONIAN OF THE SIBAI-BAIMAK ORE AREA IN THE SOUTHERN URALS O. V. Artysushkova, V. A. Maslov Institute of Geology, Ufa Scientific Centre, Russian Academy of Sciences, Ufa, Russia The Devonian volcanic and sedimentary-volcanic deposits in the Sibai Ore Fields are represented by all three series (lower, middle, and upper). The formations recognized in this area include Emsian (Lower Devonian), Eifelian and Givetian (Middle Devonian), and Frasnian and Famennian (Upper Devonian) units. Local stratigraphic subdivisions contain zonal conodonts assemblages allowing the correlation with the standard conodont scale. These are mainly conodont moulds from chert rocks and jaspers.

Девонские вулканогенно-осадочные отложения в Сибай-Баймакском рудном районе имеют значительное распространение. Они хорошо обнажены, всесторонне изучены, поскольку являются рудовмещающими. Здесь до настоящего времени разрабатывается группа Сибайских меднокол чеданных месторождений.

Вулканогенные и вулканогенно-осадочные образования имеют подводный генезис, харак теризуются весьма сложными фациальными изменениями по латерали, большими перепадами мощностей и практически полным отсутствием в них фаунистических остатков. Именно эти фак торы обусловили многочисленные дискуссии при расчленении и особенно корреляции выделяемых отложений и стимулировали поиск надежного инструмента для их датирования.

Использование для этих целей фауны конодонтов, предпринятое с 1973 г., позволило существен ным образом изменить ситуацию в стратиграфии девона восточного склона Южного Урала. Визуаль ный поиск конодонтов и их отпечатков на поверхностях напластования в кремнистых, кремнисто глинистых породах, в яшмах и в слабо метаморфизованных первично кремнистых породах открыл большие возможности в датировании «немых» вулканогенных комплексов, в которых находки другой фауны проблематичны [Маслов, 1984;


Маслов и др., 1984, 1987]. На основе конодонтов даже в отпе чатках оказалось реальным очень дробное (приближенное к зональному) расчленение отложений.

В основу современного расчленения девонских отложений восточного склона Южного Урала положена стратиграфическая схема Л.С. Либровича [1936]. К настоящему времени она претерпела существенные изменения и детализацию благодаря использованию конодонтов [Маслов и др., 1984, 1987;

Маслов и др., 1993;

Артюшкова, Маслов, 1998;

Маслов, Артюшкова, 2000, 2002].

В Сибай-Баймакском районе выделены стратотипы всех ключевых свит девона: баймак-буриба йской, актауской, ирендыкской, карамалыташской, улутауской и мукасовской, составляющих практи чески полную последовательность. Здесь представлены отложения всех отделов девона (рис. 1, 2).

Нижний девон. Эмсский ярус Разрез девона в рассматриваемом районе начинается отложениями эмсского яруса, выделен ными в баймак-бурибайскую свиту и сагитовскую толщу в ее составе.

Баймак-бурибайская свита обнажена в районе г. Баймака, непосредственно к западу от хр. Ирен дык в разрезах по р. Таналык и ее притокам. Свита является рудовмещающей и хорошо изучена.

Отчетливо расчленяется на два подразделения: нижнюю подсвиту, сложенную вулканитами базальт риолитовой формации мощностью до 1500 м, и верхнюю, представленную непрерывно дифференци рованными вулканитами мощностью от 450 до 850 м (соответственно баймак-бурибайская и верхне таналыкская свиты в [Вулканизм …, 1992]). Обе подсвиты не выдержаны по латерали, фациально изменчивы, однако узнаются и картируются. Подошва свиты нигде не обнажена. Характер ее залега ния на подстилающих породах до настоящего времени не выяснен. Находками конодонтов в основании верхней подсвиты и в верхней части разреза — в сагитовской толще — определено ее стратиграфичес Рис. 1. Схема стратиграфии и корреляции девонских отложений Южного Урала кое положение в верхнем эмсе [Маслов и др., 1984;

Маслов и др., 1993;

Маслов, Артюшкова, 2002].

Комплекс конодонтов характерен для зоны patulus [Маслов и др., 1984, 1993;

Маслов, Артюшкова, 2000, 2002]. Сагитовская толща тесно связана с верхней подсвитой баймак-бурибайской свиты и является маркером нижней границы вышележащей ирендыкской свиты [Маслов, Артюшкова, 1998, 2002]. Отнесение низов баймак-бурибайской свиты к зоне serotinus является условным.

Средний девон. Эйфельский ярус и живетский ярусы Ирендыкская свита (D2 ir). Впервые выделена Л.С. Либровичем [1936]. Слагает полностью хр. Ирендык и Крыкты вдоль всего западного крыла ЗМЗ в северном направлении. Состав ее довольно выдержан. Нижняя толща сложена туфопесчаниками, переслаивающимися с туфами основного состава и туффитами. Постепенно вверх по разрезу они сменяются туфами, лавами и лавобрекчиями базальтов и андезибазальтов, в целом определяющими лицо свиты. В кровле залегает преимущественно слоистая толща вулканомиктовых песчаников, алевролитов, иногда осложненная маломощными потоками лав базальтов. Максимальной мощности ирендыкская свита достигает в районе г. Баймак и оз. Талкас — 3000–3500 м. На юг ирендыкская свита просле живается к Гайскому месторождению. По простиранию мощность ее и состав сильно варьируют:

в редуцированных фациях мощность составляет не более 200–400 м (горы Аслай-Тау, Карсаклытау, Тамаатау, Ташлытау, Эльбаш, Суурган).

Нижняя возрастная граница свиты в стратотипе определяется по комплексу конодонтов в кров ле подстилающей сагитовской толщи, которая зафиксирована в большом количестве разрезов.

В верхах ирендыкской свиты залегает гадилевская толща [Маслов, 1964 г., 1980;

Водорезов и др., 1965]. Она представлена преимущественно вулканомиктовыми образованиями — песчани ками, алевролитами и известняками, иногда микститами и лавами андезибазальтов. В кластичес ком материале заметную роль играют известняки. Толща охарактеризована брахиоподами зоны Conchidiella pseudobaschkirika [Маслов, 1964 г., 1980;

Степанова, 1983], характерными для бийского горизонта (верхняя часть эмсского – основание эйфельского ярусов). Многочисленные находки конодонтов зон australis – kockelianus в перекрывающих яшмах ярлыкаповской толщи датируют кровлю ирендыкской свиты ранним эйфелем [Маслов и др., 1984, 1987, 1993;

Маслов, Артюшкова, 2002]. Хотя индексация свиты сохранилась прежней, однако возраст ее существенно уточнился и ограничен узким интервалом в объеме конодонтовых зон partitus и costatus.

Рис. 2. Схематическая геологическая карта Сибай Баймакского района. Составили В.А. Маслов, О.В. Артюшкова Условные обозначения: 1 — каменноугольная система, нижний отдел (С1): известняки. Девонская система:

2 –– зилаирская свита (D3zl): граувакковые гравелиты, песчаники, алевролиты, глинистые сланцы;

3 — биягодинская свита (D3bd): полимиктовые гравелиты, песчаники, глинистые сланцы;

4 — мукасовская свита (D3mk): кремнистые сланцы, песчаники;

5 — улутауская свита (D2-3 ul): вулканомиктовые граве литы, песчаники, туфы, кремнистые сланцы;

6 — актауская свита (D2-3 ak): кремнистые сланцы, яшмы, конгломераты;

7 — карамалыташская свита и бугулы гырская толща (D2 kr): базальты, риолиты, андезиты, яшмы;

8 — ярлыкаповская свита (D2 jar): яшмы;

9 — ирендыкская свита (D2 ir): базальты, андезибазальты, тефроиды, вулканомиктовые песчаники и алевроли ты;

10 — баймак-бурибайская свита (D1 bb): базальты, дациты, риолиты, яшмы;

11 — геологические границы (а), разрывные нарушения (б);

12 — серпентиниты;

13 — габбро-диабазы Актауская свита (D2-3аk) выделена в 1987 г. [Маслов, Артюшкова, 1991, 2002;

Маслов и др., 1993].

Установлена к западу от хр. Ирендык в краевых частях Присакмарско-Вознесенской подзоны. Страто тип ее расположен в Асыловской синклинали. Свита представлена кремнистыми породами разных цветовых оттенков, часто радиоляриевыми, с примесью тонкообломочного вулканогенного материала алевро-псаммитовой размерности. Локально в разрезе имеют место микститы с однообразным обломоч ным материалом, представленным кислыми и средними вулканитами. Свита залегает согласно на вул каногенных образованиях баймак-бурибайской свиты или на серпентинизированных гипербазитах.

Перекрывается с постепенным переходом кремнями мукасовской свиты. Мощность рассматриваемой свиты сравнительно небольшая, очень сильно варьирует: от первых метров до 250–300 м.

Основание свиты по находкам конодонтов в подстилающей сагитовской толще соотносится с основанием эйфельского яруса. Фиксируется стратиграфический интервал зон australis – kockelianus более высокого эйфеля. В верхах разреза установлены верхнеживетские зоны hermanni-cristatus – disparilis и нижнефранский допунктатовый интервал. Верхняя граница свиты проводится по осно ванию франской зоны punctata, что отвечает подошве перекрывающей мукасовской свиты.

Стратиграфический объем актауской свиты охватывает интервал 10 конодонтовых зон от основа ния эйфеля среднего девона до основания зоны punctata среднего франа верхнего девона и соответст вует совокупности вулканогенных стратонов: ирендыкской, карамалыташской и улутауской свитам.

Карамалыташская свита (D2 kr) выделена Ф.И. Ковалевым [1944]. Свита вмещает крупные месторождения медноколчеданных руд. Она широко распространена в Западно-Магнитогорской зоне, где слагает крупные антиклинальные структуры: Карамалыташскую, Сибайскую, Бакр Узякскую, Юлдашевскую и др. Очень хорошие обнажения свиты известны в Карамалыташской антиклинали, расположенной непосредственно к западу от пос. Старый Сибай.

Карамалыташская свита расчленяется на две толщи. Нижняя сложена преимущественно базальтами, лаво- и туфобрекчиями, тефроидами, туффитами с прослоями яшм. Мощность толщи достигает 1000 м. Верхняя толща мощностью до 800 м представлена, главным образом, дацитами и риолитами с линзообразными прослоями яшм различной мощности, содержащими многочис ленные эйфельские конодонты. Прослои и пачки яшм теснейшим образом генетически связаны с вмещающими вулканитами и фиксируют паузы в вулканической деятельности.

В стратотипе подошва свиты не вскрыта. Большая часть исследователей считает, что ее кон такт с нижележащей ирендыкской свитой тектонический. С вышележащей улутауской свитой граница постепенная.

Возраст крамалыташской свиты вместе с перекрывающими яшмами бугулыгырской толщи установлен однозначно по конодонтам в объеме конодонтовых зон australis и kockelianus эйфель ского яруса [Маслов и др., 1984, 1987, 1993;

Маслов, Артюшкова, 2002].

Ярлыкаповская свита (D2 yar). Новый стратон выделен В.А. Масловым и др. [1984]. Свита прослеживается практически непрерывно на всем протяжении хр. Ирендык. В разрезе согласно перекрывает ирендыкскую свиту или гадилевскую толщу и согласно с переслаиванием перекры вается отложениями улутауской свиты. Мощность варьирует от 30–40 до 100 м. В южной части Западно-Магнитогорской зоны, где ирендыкская свита представлена редуцированными фациями, ярлыкаповская свита также имеет сокращенные мощности, в пределах первых метров (гора Бал татау, д. Абдулнасырово и др.).

К западу от хр. Ирендык аналоги карамалыташской и ярлыкаповской свит представлены слоистыми кремнями в составе актауской свиты.

Улутауская свита (D2-3 ul) впервые выделена Л.С. Либровичем [1936] в Сибайском районе.

В стратотипе нижняя граница свиты постепенная [Маслов, 1980;

Маслов и др., 1984;

Маслов, Артюшкова, 2002]. Пачка переслаивания туфов кислого состава, гиалокластитов и вишневых яшм в верхней части карамалыташской свиты сменяется полосчатыми яшмовидными туффитами.

Непосредственно выше комплекса kockelianus появляется ассоциация конодонтов, заметно обед ненная и отличающаяся, как по таксономическому составу, так и количественно. В ней наряду с транзитными формами опознаются вновь появляющиеся Polygnathus aff. ensensis Ziegl. et Klap., Pol. cf. kluepfeli Wit., Рol. linguiformis linguiformis Hinde “epsilon” morphotype Zieg., Klap. et John, Pol.


parawebbi Chat., характеризующие основание живетского яруса.

В единичных разрезах улутауская свита залегает на ирендыкской свите (севернее бывшей д. Гадельшино) или на гадилевской толще (гора Траташ) с локальным перерывом. Повсеместно она согласно перекрывается кремнями мукасовской свиты [Маслов, 1980;

Маслов и др., 1984;

Маслов, Артюшкова, 2002]. Мощность улутауской свиты варьирует от 1500–2000 до 600–800 м.

К западу от хр. Ирендык фацией улутауской свиты являются кремни в составе актауской свиты.

Немногочисленные палеонтологические данные в разрезе собственно улутауской свиты (в основании и в верхней части) определяют ее стратиграфическое положение в живетском ярусе среднего и нижнефранском подъярусе верхнего девона. Снизу она ограничена кровлей зоны kockelianus в подстилающих яшмах ярлыкаповской и карамалыташской свит. Верхняя граница датируется основанием зоны punctata, характеризующей подошву перекрывающей мукасовской свиты [Маслов и др., 1999;

Маслов, Артюшкова, 2002].

Верхний девон. Франский и фаменский ярусы Верхнедевонские отложения, во многих пересечениях образующие неплохо обнаженные по следовательные, не нарушенные разрезы, непрерывность которых устанавливается по фаунистическим данным, Сибайском районе представлены мукасовской, биягодинской и зилаирской свитами.

Мукасовская свита (D3 mk). Выделена Л.С. Либровичем [1936] в районе д. Мукасево Первое.

В ранг свиты переведена нами после выяснения ее стратиграфического положения [Маслов и др., 1999;

Маслов, Артюшкова, 2002]. Мукасовская свита сложена преимущественно черными и темно серыми кремнями, часто радиоляриевыми. Она имеет широкое развитие на всей территории Западно-Магнитогорской зоны и в других структурно-фациальных зонах Южного Урала. Свита подстилается вулканомиктовой улутауской свитой, с которой имеет согласную границу, и также согласно перекрывается отложениями бугодакской и биягодинской свит. К западу от хр. Ирендык мукасовская свита подстилается кремнями актауской свиты.

В стратотипе в районе д. Мукасево Первое, мощность свиты составляет 50–60 м. По прости ранию в северном и южном направлениях имеет весьма неустойчивую мощность: соответственно раздувается до 800 м за счет увеличения в разрезе пачек вулканомиктовых песчаников или резко сокращается, иногда до первых метров. Местами кремни выклиниваются и замещаются обломоч ными породами [Маслов, 1980;

Артюшкова, 1985;

Маслов, Артюшкова, 2002].

Стратиграфический объем мукасовской свиты по находкам конодонтов в подошве и кровле соответствует 4 конодонтовым зонам — punctata – Late rhenana.

Биягодинская свита (D3 bg) выделена нами [Маслов и др., 1996, 1999;

Маслов, Артюшкова, 2002;

Артюшкова, Маслов, 2005]. Стратотип ее располагается в северной части Кизило-Уртазымской синклинали в районе д. Идяш-Кускарово. Этот стратон имеет установленную нижнюю границу, фиксируемую кровлей кремней мукасовской свиты. Его верхняя граница с зилаирской свитой про ведена по литологии и обоснована конодонтами.

Свита имеет отчетливое двучленное строение. Нижняя подсвита сложена ритмично пе реслаивающимися песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами с редкими прослоями кремнистых алевропелитов и известковистых алевролитов (бывшая карантауская свита). Мощность ее не превышает 550–650 м. Подсвита охарактеризована конодонтами, характерными для зоны linguiformis. В верхней части разреза подсвиты, в 50–60 м ниже подошвы верхней микститовой подсвиты обнаружены единичные фаменские конодонты, характерные для подзон Middle – Late triangularis [Артюшкова, Маслов, 2005].

Верхняя подсвита характеризуется развитием хаотических комплексов (микститов). Максималь ная мощность ее, с нашей точки зрения, составляет 250–350 м, минимальная ограничивается также первыми метрами. Она имеет косвенную фаунистическую характеристику. Обломки и олисто литы известняков содержат живетскую и франскую макрофауну брахиопод, кораллов, строматопор [Маслов, 1980;

Клюжина и др., 1980];

в глыбах кремней собраны позднефранские конодонты.

Е.В. Чибриковой [1977] из матрикса выделены фаменские миоспоры. В перекрывающих отложени ях зилаирской свиты встречены конодонты, характерные для зон Late triangularis и crepida [Маслов и др., 1987;

Маслов, Артюшкова, 2002;

Артюшкова, Маслов, 2005]. Стратиграфический объем микстита «укладывается» в объем конодонтовых зон Middle – Late triangularis.

В разрезах южнее широты д. Мукасево Первое биягодинская свита имеет сокращенный (до первых метров) характер разреза [Артюшкова, Маслов, 2005]. В Присакмарско-Вознесенской подзоне верхняя граница стратона устанавливается по комплексу конодонтов.

Зилаирская свита (D3 zl). Выделена Л.С. Либровичем [1932] в Зилаирском синклинории.

В Сибайском районе породами зилаирской свиты выполнены все крупные синклинальные структу ры. Повсеместно свита сложена ритмично переслаивающимися разнозернистыми полимиктовыми песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами, с редкими маломощными (0,05–0,2 м) про слоями известковистых алевролитов, а также стяжениями карбонатов. Отмечаются скопления и обрывки растительных остатков. Мощность зилаирской свиты в пределах 600–800 м.

Нижняя граница зилаирской свиты повсеместно согласная. Верхняя граница изучена недо статочно. Палеонтологически охарактеризована нижняя граница зилаирской свиты. Она везде содержит одинаковую конодонтовую ассоциацию и датируется зоной Late triangularis, что дает нам основание считать ее синхронной. Крупного перерыва под зилаирской свитой не установлено ни в одном разрезе.

Верхний возрастной предел зилаирской свиты достоверно установлен в единичных разрезах.

По конодонтам из прослоев известковистых песчаников он соответствует верхней части кушелгин ского и лытвинскому горизонтам верхнего фамена [Маслов и др., 1987;

Маслов, Артюшкова, 2002].

Литература Артюшкова О.В. О возрасте мукасовской толщи // Биостратиграфия и литология палеозоя Южного и Среднего Урала. Уфа: БФАН СССР, 1985. С. 18–21.

Артюшкова О.В., Маслов В.А. Стратиграфия «надмукасовских» отложений (фаменский ярус, зилаирская свита) на Южном Урале по конодонтам // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005. Т. 13, № 2. С. 57–73.

Водорезов Г.И., Лозовой М.В., Маслов В.А. К вопросу о выделении на Южном Урале в среднем девоне гадилевской толщи // Материалы по геологии и полезным ископаемым Южного Урала. М.: Недра, 1965.

Вып. 4. С. 42–48.

Вулканизм Южного Урала / И.Б. Серавкин, А.М. Косарев, Д.Н. Салихов и др. М.: Наука, 1992. 195 с.

Ковалев Ф.И. Генезис колчеданных и золото-баритовых месторождений Баймакского района (Южный Урал) // Сов. геология. 1944. № 2. С. 13–23.

Либрович Л.С. Геологическое строение Кизило-Уртазымского района на Южном Урале // Труды / ЦНИГРИ.

Л.;

М.: ОНТИ НКТП СССР, 1936. Вып. 81. 208 с.

Маслов В.А. Девон восточного склона Южного Урала. М.: Наука, 1980. 224 с.

Маслов В.А., Артюшкова О.В. Актауская свита западного борта Магнитогорского мегасинклинория (средний и верхний девон) // Палеонтология и стратиграфия девона и карбона Южного Урала. Уфа: БНЦ УрО АН СССР, 1991. С. 46–53.

Маслов В.А., Артюшкова О.В. К вопросу о возрасте ирендыкской свиты северной части Магнитогорского мегасинклинория // Ежегодник–1996 / ИГ УНЦ РАН. Уфа, 1998. С. 32–34.

Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия палеозойских образований Учалинского района Башкирии. Уфа, 2000. 123 с.

Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия и корреляция девонских отложений Сибай-Баймакского района Башкирии. Екатеринбург: ИГ УНЦ РАН, 2002. 199 с.

Маслов В.А., Артюшкова О.В., Барышев В.Н. Стратиграфия рудовмещающих девонских отложений Сибайско го района. Уфа: БФАН СССР, 1984. 97 с.

Маслов В.А., Артюшкова О.В., Нурмухаметов Э.М. Франские отложения Магнитогорского мегасинклинория:

Препринт / Ин-т геологии УНЦ РАН. Уфа, 1999. 82 с.

Маслов В.А., Артюшкова О.В., Павлов В.В., Барышев В.Н. Обоснование возраста по фауне конодонтов вулканогенно-осадочных толщ Узункырской зоны (район Юлдашевской структуры): Препринт / Ин-т геологии БНЦ УрО АН СССР. Уфа, 1987. 31 с.

Нестоянова О.А. Стратиграфия силура и девона Магнитогорского синклинория // Сов. геология. 1959. № 11.

С. 16–28.

Степанова Г.А. Зона Zdimir pseudobaschkiricus и рифогенные постройки среднего девона восточного склона Южного Урала // Нижний ярус среднего девона на территории СССР. М.: Наука, 1983. С. 170–177. (Труды / Ин-т геологии и геофизики СО АН СССР;

Вып. 562).

Маслов В.А., Черкасов В.Л., Тищенко В.Т. и др. Стратиграфия и корреляция вулканогенных комплексов основных медноколчеданных районов Южного Урала. Уфа: УНЦ РАН, 1993. 216 с.

КАМЕННОУГОЛЬНЫЙ ВУЛКАНИЗМ МАГНИТОГОРСКО БОГДАНОВСКОГО ГРАБЕНА НА ЮЖНОМ УРАЛЕ Д. Н. Салихов Институт геологии Уфимского научного центра РАН, Уфа, e-mail: magm@anrb.ru CARBONIFEROUS VOLCANISM OF THE MAGNITOGORSK BOGDANOVSK GRABEN IN THE SOUTHERN URALS D. N. Salikhov Institute of Geology, Ufa Scientific Centre, Russian Academy of Sciences, Ufa, Russia Early Carboniferous volcanic formations are widespread on the eastern slope of the Southern Urals in the region of the Magnitogorsk-Bogdanovsk graben, to the east of the band of bioclastic carbonate deposits of the Kizil formation. The volcanic activity within the graben migrated from south to north during the Tournaisian and Visan. Volcanic products are recognised as two formations — Berezovskaya (C1t1p–t2ks) and Grekhovskaya (C1t2ks–v2bg). The paper presents stratigraphic columns of the type sections of Lower Carboniferous volcanic formations in the territory of the Magnitogorsk-Bogdanovsk graben.

It is shown that the volcanic formations are connected with different types of eruptions. In narrow linear zones there occurred fissure eruptions of lavas with characteristic interbedding of basal tic flows. The northern terminations of two of these flows were transformed in shield volcanoes with two-stage architecture. The lower stage is represented by alternating basaltic flows replaced in the higher part of the stage by basic pyroclastic formations. The second stage shows predominance of acid volcanites. Here occur concentrically arranged acid extrusive domes. The centre of such volcano is emphasised by a series of semi-circular faults. In the zone between these two largest tensional faults several strato-volcanoes were mapped. These are large volcanic structures composed at their base of basalts and their pyroclastics, while the upper part of the sections is represented by various facies of rhyolites. In the other part of the trough, numerous small volcanic buildups are observed which form spaces of aerial volcanism. In the southern part of the graben the territory is controlled by a large cir cular volcanic-tectonic structure.

Каменноугольный вулканизм на Южном Урале проявился в грабеновых структурах, а вне их накапливались терригенно-карбонатные отложения. В Магнитогорско-Богдановском грабене отмечаются наиболее мощные вулканогенные разрезы (рис. 1, 2), которые слагают березовскую свиту и частично развиты в основании кизильской свиты (в старом понимании). Они были выделе ны Л.С. Либровичем [1936]. Березовская свита отличается фациальной изменчивостью, а кизиль ская свита более выдержана и сложена в основном известняками, лишь в основании ее отмечаются вулканогенные образования.

К.П. Плюснин и А.А. Плюснина [1962 г.] нижнюю часть разреза назвали «вулканогенной кизильской свитой». А.В. Ярковой, Г.И. Чайко, В.М. Мосейчуком установлено, что вулканиты в северной части Магнитогорско-Богдановского грабена содержат линзы известняков с фауной позднего визе, а в южной части грабена — с фауной более древнего (ранневизейского) возраста.

В связи с этим А.В. Яркова предложила сохранить определение «березовская свита» за вулкано генными разрезами по р. Урал, возраст которых определен как поздний турне – ранний визе.

Соответственно, за карбонатными толщами сохраняется определение «кизильская свита» с воз растом от раннего визе до раннебашкирского времени включительно. Вулканогенные образования, описанные ранее как «вулканогенная кизильская» или «позднеберезовская подсвита», предложено выделить в греховскую свиту. Вулканогенные образования березовской и греховской свит объеди порфировые разности, но есть отдельные пачки резко-порфировых лав с вкрапленниками плагио клаза, реже пироксена и оливина. Изредка присутствуют прослои туфов, ксенотуфов и туффитов того же состава, туфоконгломератов, туфогравеллитов, туфопесчаников, туфоалевролитов вулкано миктовых песчаников и алевролитов. Залегают они во всех разрезах на вулканитах риодацитового состава (верхняя пачка березовской свиты). В основании разреза нижней пачки греховской свиты близ ее границы с березовской иногда наблюдаются прослои туффитов риодацитового состава, туфопесчанников, туфоалевролитов с пирокластикой того же состава.

На правом берегу руч. Сухая речка собраны фораминиферы жуковского горизонта и в прослое известняков среди вулканитов также фораминиферы каменск-уральского и аверинского горизонтов верхнего визе. Верхи нижней (первой) пачки греховской свиты соответствуют каменск-уральскому горизонту на основании фаунистических остатков. А в разрезе Кремневый Лог верхняя (третья) пачка греховской свиты, согласно фауне (фораминиферы и брахиоподы), отвечает аверинскому и богдановичскому горизонтам. Интересно отметить, что наиболее молодые продукты вулканизма (кислые) в центральной части Магнитогорско-Богдановского грабена не поднимаются выше жуковского горизонта.

Итак, вулканическая деятельность в Магнитогорско-Богдановском грабене в основном про исходила в подводных условиях. Однако крупные стратовулканы, по-видимому, выступали над уровнем моря, поэтому часть вулканических фаций имеет признаки наземных образований.

Вулканогенные фации представлены базальтами нормального и субщелочного типа, а суб вулканические фации — габбро-диабазами. Иногда среди вулканогенных фаций отмечаются щелочные базальты, андезито-базальты, трахиандезито-базальты и андезиты. Кислые вулканоген ные породы, имеющие разнообразную окраску и разные структурно-текстурные особенности, отвечают лейкориолитам, трахириолитам, дацитам, риодацитам, трахидацитам, комендитам.

Весь спектр пород основного и переходного состава характеризуется высоким содержанием полевых шпатов от лабрадора (№ 52) до битовнита (№ 84), редко отмечается ортоклаз. Характерным темноцветным минералом является титан-авгит (2V = 50–53, CNg = 42), иногда присутствует оливин (20–25% Fa), а в габбро-диабазах и в субщелочных базальтах — керсутит или баркевикит.

В кислых вулканогенных породах в небольшом количестве присутствует обыкновенная зеленая роговая обманка, а в комендитах — арфведсонит, изредка эгирин и пертитовый полевой шпат.

Важной особенностью вулканогенных пород зон раздвигов является высокая щелочность, свойственная субщелочным и нормальным базальтам, а также трахириолитам и лейкориолитам.

Все они отвечают калий-натриевому типу. Породы основного состава бедны оксидом магния и кремнеземом. Базальтоиды обладают очень высоким коэффициентом железистости и повышенным содержанием оксида титана. Для кислых вулканогенных пород характерна высокая глиноземистость, повышенные железистость и титанистость.

Литература Геология СССР / Под ред. А.В. Сидоренко. Т. 13. М.: Недра, 1964. 665 с.

Донакова Л.М., Струве Н.В. К стратиграфии каменноугольных отложений Магнитогорского синклинория // Информационный сборник № 10. Стратиграфия и палеонтология. Л.: ВСЕГЕИ, 1959. С. 25–37.

Косарев А.М. Линейные и кольцевые структуры Южного Урала, выявленные при дешифрировании космичес ких снимков и их рудоконтролирующее значение // Палеовулканологические условия образования и размещения колчеданных месторождений Урала. Уфа: БФАН СССР, 1985. С. 36–43.

Либрович Л.С. Геологическое строение Кизило-Уртазымского района на Южном Урале // Труды / ЦНИГРИ, 1936. Вып. 61. 208 с.

Плюснин К.П., Плюснина А.А. К стратиграфии карбона Магнитогорского синклинория // Мат-лы по геологии и полезным ископаемым. Вып. 10. Л.: Гостоптехиздат, 1962. С. 75–77.

Путеводитель экскурсии по разрезам карбона восточного склона Южного Урала. Магнитогорский синклино рий / Отв. ред. Г.А. Смирнов. Свердловск: Полиграфист, 1972. 115 с.

Салихов Д.Н., Яркова А.В. Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского мегасинклинория. Уфа:

БНЦ УрО РАН, 1992. 138 с.

Чайко Г.И. О самых ранних проявлениях вулканизма в карбоне Магнитогорского синклинория // Тезисы докладов к Первому совещанию по вулканизму Южного Урала. Миасс, УНЦ АН СССР, 1971. С. 58–59.

няются А.В. Ярковой в магнитогорскую серию [Салихов, Яркова, 1992].

Заметим, что в 2008 г. МСК внесла в страти графическую схему ряд изменений, в частности косьвинский горизонт был передвинут из нижне го визе в верхний турне. В результате произошли формальные изменения датировок свит: теперь березовская свита отвечает C1t2(p-ks) – V1(ob), гре ховская свита — C1t2(ks) – V2(bg).

Наиболее представительный — Магнито горско-Богдановский грабен расположен в вос точном крыле Магнитогорского мегасинклинория.

В нем вулканическая деятельность проявлялась непрерывно, начиная с першинского времени позднего турне и до поздневизейского времени.

В других грабенах вулканическая деятельность проявлялась в более ограниченное время. Так, в Иргизской зоне вулканогенные образования относятся к верхнему визе – серпухову [Путево дитель …, 1966], а в верховье р. М. Кизил и р. Мин дяк — к верхнему турне – нижнему визе [Геология СССР. 1964].

Первые продукты базальтового вулканизма, отвечающие першинскому времени позднего турне, встречены на севере Магнитогорско-Бог дановского грабена [Чайко, 1971]. Они пред ставлены подушечными шаровидными лавами базальтов, а также силлами массивных долеритов и диабазовых порфиритов, которые отмечаются и в других частях грабена, но не везде сопровож даются линзами известняков с фаунистическими остатками. Вулканиты першинского горизонта в северной части грабена перекрываются терри генными отложениями вплоть до вулканических образований обручевского времени раннего визе.

Следовательно, они образуют отдельную ассо циацию вулканогенных пород, связанную с на чалом зарождения грабена, когда возникающие разрывы имели рассеянный характер, а инъекции магматического расплава представляли собой ло кальные трещинные излияния или конформные силлы.

Рис. 1. Обзорная карта местонахождения стратиграфи ческих разрезов Условные обозначения: 1 — Кирса;

2 — Кремневый Лог;

3 — Магнитогорск-Товарная;

4 — г. Магнитная;

5 — Димитров ский;

6 — Первооктябрьский;

7 — Агаповка;

8 — Аблязово;

9 — Зингейка;

10 — Ильяска;

11 — Измайловский;

12 — Жин кинский;

13 — Чекинский;

14 — Худолаз;

15 — Березовский;

16 — Нижняя Гусиха;

17 — Гривцев Лог Рис. 2. Схема сопоставления геологических разрезов Магнитогорско-Богдановского грабена (по Д.Н. Салихову, А.В. Ярковой [1992], с изменениями) Рис. 2. Продолжение Условные обозначения к рис. 2: 1 — полимиктовые конгломераты и гравелиты;

2 — полимиктовые песчаники и алевролиты, нередко углистые;

3 — ритмич ное переслаивание полимиктовых конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов;

4 — вулканомиктовые конгломераты и гравелиты;

5 — вулканомиктовые песчаники и алевролиты;

6 — известняки;

7 — известняки, известняковые конгломераты и брекчии;

8 — глинисто-известковистые рит миты;

9 — туфопесчаники, туфоалевролиты;

10 — ритмичное переслаивание туфоконгломератов, туфогравелитов, туфопесчаников, туфоалевролитов, вулканомиктовых песчаников и алевролитов;



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 9 |
 





 
© 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.