авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

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


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 9 |

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

-- [ Страница 4 ] --

11 — ритмичное переслаивание туфопесчаников, туфоалевролитов, вулканомиктовых и известняковых песча ников, пепловых туффитов, известняков;

12 — их туфы и ксенотуфы;

13 — их туффиты;

14 — базальты (диабазы и диабазовые порфириты);

15 — их туфы и ксенотуфы;

16 — их туффиты;

17 — базальты субщелочные (спилитовидные диабазы и диабазовые порфириты);

18 — их туфы и ксенотуфы;

19 — их туффиты;

20 — туффиты трахибазальтов;

21 — трахибазальты, реже суб щелочные базальты и трахиандезито-базальты порфировые плагиоклазовые;

22 — их туфы к ксенотуфы;

23 — андезиты, реже трахиандезиты;

24 — трахи андезиты, реже андезиты, трахиты;

25 — их туффиты;

26 — риодациты, риолиты, реже трахириодациты;

27 — их туфы и ксенотуфы;

28 — их туффиты;

29 — трахириодациты, трахириолиты, реже риодациты;

30 — их туфы и ксено туфы;

31 — риолиты, реже риодациты, трахириодациты;

32 — их туффиты;

Рис. 2. Окончание 33 — находки ископаемой фауны;

34 — находки ископаемой флоры В последующее, кизеловское время позднего турне вулканизм был более интенсивным и в основном проявился в средней и южной частях грабена, где выявляются вулканические аппара ты центрального типа (рис. 3). Нами реконструировано несколько стратовулканов с обширными полями пирокластических и лавовых фаций основного состава и небольшим объемом пород кис лого состава. Это Богдановская, Греховская, Грязнушинская, Чекинская и другие менее крупные вулканические постройки.

В центральной части Магнитогорско-Богдановского грабена в кизеловское время вулканичес кая деятельность связана с трещинным излиянием и представлена переслаивающимися потоками лав базальтового состава.

В основании Чекинского разреза (см. рис. 2) такие базальты (пикродиабазы) имеют мощность 600–950 м и описаны Н.В. Струве как ершовская толща нижнеберезовской подсвиты [Донакова, Струве, 1959]. В Жинкинском разрезе одновременно формируются лавы, их туфы и ксенотуфы базальтового состава, определенно связанные с вулканами центрального типа, которые образова лись на плече раздвиговой зоны. С вулканами центрального типа связаны также лавовые потоки андезитов и трахиандезитов Аблязовского разреза. Мощность толщи 300–500 м, время формиро вания отвечает кизеловскому времени позднего турне. Выше залегают туфы и туффиты основного состава с подчиненными потоками базальтов.

В разрезе Березовский в верхнем турне (першинский и кизеловский горизонты) выделяются три пачки. Нижняя сложена базальтами (диабазами), их туфами и туффитами, реже туфами трахидаци тов, трахириолитов и риодацитов. Мощность 500–600 м. Средняя — туффиты, реже туфы трахириоли тов, трахириодацитов, риодацитов. Мощность более 500–600 м. Эти пачки сопоставляются с теми, что имеются в Чекинском и Жинкинском разрезах. Верхняя пачка вновь представлена основными вулка нитами в виде потоков подушечных шаровых лав, их лавокластитами, туффитами, туфопесчаниками, прослоями вулканомиктовых и известняковых песчаников, известняков. Мощность 500–600 м.

В Кипчакской подзоне получили развитие вулканогенно-осадочные разрезы. Так, в разрезе Ильясский верхний турне начинается с осадков угленосной (ильясовской) свиты, сложенной угли стыми песчаниками и алевролитами с подчиненными прослоями туффитов базальтового состава.

Мощность 200–100 м. Выше залегают фрагменты березовской свиты. Это ритмично-слоистые туффиты трахидацитового и трахириолитового, реже риолитового состава, среди которых отмеча ются туфогравелиты, туфопесчаники, туфоалевролиты, вулканомиктовые гравелиты, песчаники, алевролиты, известняки. Мощность 150–400 м.

На участке Ершовские Козлачи нижняя часть разреза фациально замещается отложениями ильясовской свиты. Выше ложится пачка базальтов (диабазы, микродиабазы) и их туфов с редкими прослоями известняков.

В заключительную стадию позднего турне (косьвинский горизонт) трещинное излияние базальтовых лав продолжается в двух линейных раздвиговых зонах разного простирания. В запад ной части грабена развита так называемая Центральная зона, которая имеет меридиональное про стирание и контролирует размещение афировых и микропорфировых базальтов и микродолеритов косьвинского горизонта верхнего турне. Зона была активна и в последующее время. Простирание зоны в северном продолжении примерно с широты с. Сыртинский сменяется на СВ 15°. С этой ши роты и до с. Аблязово Центральная раздвиговая зона реконструируется как щитовая вулканическая постройка, разрез которой состоит из двух ярусов. Нижний ярус, так же как и в южных частях Центральной раздвиговой зоны, представлен переслаивающимися потоками лав основного соста ва. Второй ярус сложен вулканическими брекчиями и туфами основного состава, которые представ ляют собой продукты извержения вулканов центрального типа, в том числе и небольших некков и других вулканических центров, выполненных эруптивным материалом базальтового состава.

В верхнем ярусе среди кислых вулканитов широко развиты экструзивные купола, овальное разме щение которых подчеркивает вытянутый в север-северо-восточном направлении план щитового вулкана. Экструзивные и субвулканические фации кислого состава отвечают не только косьвинско му горизонту верхнего турне, но и последующему обручевскому горизонту нижнего визе. Все они располагаются закономерно относительно центра щитового вулкана, продуцировавшего базальто вые лавы вплоть до конца раннего визе.

В пределах Зингейского щитового вулкана рекон струировано два крупных вулканических центра — Черноотрожинский и Тикасайский, окруженных коль цевыми структурами (разрывными нарушениями и экс трузивными куполами). Эти вулканические постройки продуцировали весь комплекс вулканогенных пород второго этажа крупного щитового вулканического со оружения.

Восточнее Центральной зоны раздвига располага ется Жарумбайская зона, которая менее отчетливо вы ражена, но она прослеживается примерно с широты Че кинского щелочно-гранитного массива по азимуту 15°.

В северной ее части на широте Зингейского щитового вулкана размещается другая аналогичная постройка, названная, как и раздвиговая зона, Жарумбайским щи товым вулканом.

Рис. 3. Палеовулканологическая карта Магнитогорско-Богда новского грабена (по Д.Н. Салихову, А.В. Ярковой [1992], с изменениями) Условные обозначения: 1 — отложения среднего карбона и перми;

2 — серпуховский горизонт;

3 — серпуховский ярус;

4 — богданович ский горизонт;

5 — аверинский горизонт;

6 — каменско-уральский горизонт;

7 — жуковский горизонт;

8 — либровичская подсвита;

9 — усть-греховский горизонт;

10 — бурлинский горизонт;

11 — обручев ский горизонт;

12 — косьвинский горизонт;

13 — кизеловский гори зонт;

14 — першинский горизонт;

15 — отложения фундамента пород каменноугольного пояса;

16 — базальты трещинного вулканизма;

17 — базальты и их пирокластические фации верхних горизонтов разрезов щитовидных вулканов и бортовых частей раздвигов;

18 — базальты вулканов центрального типа;

19 — туфы (преимущественно грубые) основного состава вулканов центрального типа;

20 — риолиты трещинного вулканизма;

21 — риолиты и их пирокластические фации прижерловых зон вулканов центрального типа;

22 — туфы и туффиты кислого состава;

23 — внутрикальдерные фации;

24 — фации удален ной зоны;

25 — гипабиссальные и субвулканические породы кислого состава;

26 — габбро, габбро-диабазы;

27 — габбро-гранитный и гранитизированный комплекс пород;

28 — ультрабазиты;

29 — вул канотерригенные формации;

30 — терригенные формации;

31 — карбонатные формации;

32 — центры вулканических извержений;

33 — экструзивные купола;

34 — вулкано-тектонические линейные зоны долгоживущих раздвигов;

35 — кальдеры щитовидных вулканов;

36 — кальдеры стратовулканов;

37 — вулкано-тектоническая депрес сия ареального вулканизма;

38 — синвулканические кольцевые и радиальные разрывы;

39 — границы распространения стратигра фических толщ, формаций (1) и фаций (2);

40 — наименование раз двиговых зон (лавы трещинных излияний): I — Гусихинский раздвиг, II — Жарумбайский раздвиг, III — Центральный раздвиг, IV — Новоянгельский раздвиг, V — Уральский раздвиг, VI — Западный раздвиг;

41 — наименование вулканических построек: 1 — Гусихинская кольцевая вулкано-тектоническая структура, 2 — Богдановский стра товулкан, 3 — Чекинский стратовулкан, 4 — Грязнушинский страто вулкан, 5 — Греховской стратовулкан, 6 — Зингейская щитовая вулка ническая постройка с двумя вулканическими центрами (кальдерами):

Черноотрожинским (южный) и Тикосайским (северный), 7 — Жарум байская щитовая вулканическая постройка с вулканическим центром Утарка, 8 — Новоянгельская вулканическая постройка В его сложении так же участвуют два структурных яруса. Нижний представлен переслаива нием потоков базальтов, верхний — контрастной ассоциацией вулканогенных пород. Вулканические фации основного состава в верхнем ярусе имеют подчиненное значение, но здесь довольно много даек, часть из которых имеет радиальное размещение, и штокообразных тел габбро-диабазов.

Кислые вулканогенные породы особенно широко развиты, много пирокластики. Экструзивные купола риолитов также обрамляют крупный вулканический центр Урпечка и здесь, кроме того, присутствует тело гранит порфиров.

В собственно Жарумбайской раздвиговой зоне базальты представлены переслаиванием лавовых потоков, но в верхней части появляются прослои пирокластического материала.

Юго-восточнее Жарумбайской зоны раздвига установлена еще одна зона раздвига, названная Гусихинской. Это небольшая зона, фрагменты которой прослеживаются на расстоянии 7–8 км по азимуту СВ 15°.

В промежуточном блоке между Центральной и Жарумбайской раздвиговыми зонами вулкани ческая деятельность связана с развитием стратовулканов, таких как Грязнушинский, Греховской 2, горы Острой. Первые два являются наиболее сложными и крупными. Они активно действовали в кизеловское время. При этом в косьвинское время произошло смещение их центров на юго-запад [Салихов, Яркова, 1992]. Среди продуктов деятельности этих вулканов преобладают лавовые потоки и пепловые, лапиллиевые, бомбовые туфы в основном базальтового состава. Они перекры ваются риолитами и их пирокластическими аналогами. Стратовулкан горы Острой продуцировал исключительно породы риолитового состава.

К югу от охарактеризованной области проявления трещинного вулканизма (Центральной и Жарумбайской) и стратовулканов развиты многочисленные мелкие вулканические постройки, отличающиеся кратковременной эксплозивной деятельностью с образованием грубообломочных пирокластов базальтового состава. Они перекрываются вулканогенными породами кислого со става, которые относятся преимущественно к экструзивным и субвулканическим фациям. Таким образом, обширное плато вулканогенных пород косьвинского времени позднего турне связано с реальным типом вулканизма. Оно контролируется крупной Гусихинской кольцевой структурой, хорошо выраженной на космических снимках [Косарев, 1986].

Итак, верхняя часть березовской свиты соответствует косьвинскому горизонту верхнего турне.

На территории Магнитогорско-Богдановского грабена эта часть березовской свиты обнажается во многих широтах. В районах Магнитогорского и Куйбасского карьеров нижняя часть косьвинского горизонта сложена известняками, обычно темно-серыми и черными, толстослоистыми. Очень редко среди них отмечаются прослои туфоалевролитов и туффитов. Мощность 30–90 м. Выше залегает пачка пепловых, реже мелколапиллиевых туффитов и туфов трахидацитового, риодацитового состава, туфопесчаников, туфоалевролитов с редкими прослоями известняков. Мощность 100–150 м.

Колебания мощности обеих пачек обязаны фациальному замещению верхней пачки известняков туффитами. На севере от г. Магнитной известняки полностью замещаются вулканогенно-осадочными породами.

К югу от г. Магнитогорска косьвинская часть березовской свиты является вулканогенной и здесь резко возрастает ее мощность. В основном это базальты, андезито-базальты, ранние трахи андезитобазальты, брекчиевые лавы, кластолавы, лавокластиты туфов, ксенотуфов, редко отмеча ются андезиты, трахиандезиты и их туфы. В основании толщи есть прослои известняков. Мощность толщи 700–900 м. Выше на базальтовый разрез ложится пачка риодацитов, дацитов, риолитов, трахидацитов, трахириодацитов и их туфов. Мощность этих образований 50–60 м. В них присутст вуют экструзивные купола значительной мощности того же состава. Эти образования отмечаются в Первооктябрьском разрезе. А в Аблязовском разрезе на косьвинском уровне широко развиты туфы, туффиты, меньше — эффузивы базальтов, часто — туфопесчаники, туфоалевролиты с прослоями известняков, есть андезиты, трахиандезиты и их туфы. Мощность пачки 200–500 м. В верхах этой толщи наблюдаются пачки туффитов и туфов риодацитов пепловых, реже гравийных с прослоями известняков. Мощность 0–150 м.

В разрезе Березовский косьвинские образования базальтов, их туфов, ксенотуфов, туффитов, туфопесчаников, туфоалевролитов, вулканомиктовых и органогенных песчаников с прослоями известняков являются продолжением разреза першинско-кизеловского времени и отвечают бере зовской свите. Здесь в верхней пачке локально развиты туфы трахидацитов, риодацитов около экструзивных куполов того же состава. Мощность вулканогенно-осадочной толщи 700–800 м.

Верхняя граница березовской свиты проявляется в разных разрезах по-разному: иногда она отчетливая, иногда не резкая. В разрезе Первооктябрьский, что южнее г. Магнитогорска, свита заканчивается пачкой криноидно-полидетритовых известняков. В Аблязовском разрезе верхняя часть ее представлена туфами и туффитами основного состава, а также туфопесчаниками, туфо алевролитами с прослоями известняков. В этом разрезе изредка присутствуют андезиты, трахи андезиты и их туфы. Мощность этой пачки 200–500 м. В верхах этой толщи наблюдается пачка туффитов и туфов риодацитов пепловых, реже гравийных с прослоями известняков, выклиниваю щаяся к западу от меридиана г. Сара-Тюбе. Мощность 0–150 м.

В Чекинском разрезе выше толщи микродиабазов залегает ритмичная пачка туффитов рио литового состава, туфопесчаников, туфоалевролитов, известняков. Верхнюю границу березовской свиты следует проводить по кровле известняков, т. к. последние на севере не образуют выдержанные пачки, а представлены частыми прослоями среди кислых вулканитов — завершающих продуктов вулканического цикла березовской свиты. Этот разрез известен в литературе как «Грязнушинский»

и его полное описание есть в Путеводителе экскурсии по разрезам карбона [1972].

Вышележащая греховская свита также датируется фаунистически косьвинским временем, и в ряде разрезов видно как она залегает на березовской.

В разрезе Березовский верхняя часть березовской свиты соответствует обручевскому горизон ту, являясь продолжением единого разреза толщи диабазов, описанных в этом разрезе при харак теристике косьвинского горизонта и других возрастных уровней верхнего турне. В этом разрезе березовской свиты имеется непрерывный разрез: верхний турне (пестерковский – косьвинский) — нижний визе (обручевский) (C1t2(p-ks) – V1(ob)).

В Кипчакской подзоне вулканогенный тип разреза либровичского надгоризонта наблюдается в разрезе Измайловский. Выделяются две пачки. Нижняя сложена ритмичнослоистой толщей туффитов и туфов риодацитов и риолитов с фауной в известняках либровичского горизонта, отнесенных к березовской свите. Мощность 300–500 м. Верхняя пачка сложена туфами, реже лавами субщелочных базальтов и базальтов греховской свиты. Мощность 300–500 м.

Считается, что вулканитами березовской свитой заканчивается цикл вулканизма, который начинается базальтами и завершается кислыми образованиями, а следующий греховский цикл, естественно, начинается с базальтов [Салихов, Яркова, 1992].

При этом соотношения между свитами в большинстве известных разрезов нормальные: вулка ниты греховской свиты налегают на образования березовской без перерыва, отсутствуют признаки угловых несогласий и отмечается последовательное налегание вышележащих на подстилающие породы. Вместе с тем есть примеры других соотношений. Так, в разрезе Новоивановский в подошве пачки вулканитов греховской свиты фиксируется местный размыв — в основании ее выделяется ритмичная пачка вулканомиктовых песчаников, обломочный материал которых представлен продуктами размыва нижележащей глумилинской свиты. Однако размыв был неглубокий, так как песчаники обручевского горизонта ложатся на образования косьвинского горизонта.

Более выраженный перерыв отмечается в основании либровичского надгоризонта в разрезах Магнитогорск-Товарная и Димитровский. Отложения обручевского горизонта здесь ложатся на породы разного состава и возраста. В разрезе Магнитогорск-Товарная они залегают на известняках верхнего фамена, т. е. размыты отложения всего турне и верхов фамена (аналоги лытвинского горизонта). В основании обручевского горизонта есть пачка известняков из всех пачек свиты г. Магнитной с фауной от верхнего фамена до косьвинского горизонта включительно и обломки верхнедевонских эффузивов. В Димитровском разрезе вулканиты греховской свиты ложатся на размытую поверхность пород от косьвинского горизонта до фамена.

Таким образом, на границе березовской и греховской свит проявился размыв, который имел, очевидно, локальный характер.

Обращает внимание еще одно обстоятельство по вопросу границы березовской и греховской свит. В Чекинском разрезе граница между свитами проходит внутри косьвинского горизонта. Здесь на пачке туффитов и туфов риодацитов березовской свиты залегает толща субщелочных базальтов, трахиандезито-базальтов и андезито-базальтов обычно микропорфировых и афировых, изредка с прослоями их туфов, туффитов риодацитового состава и известняков греховской свиты. Мощ ность их от 200–400 до 800–900 м.

В Аблязовском разрезе выше туффитов и туфов риодацитового состава косьвинского возраста залегает толща субщелочных базальтов, трахиандезито-базальтов и андезито-базальтов, обычно микропорфировых и афировых с редкими прослоями их туфов, туффитов риодацитового состава и известняков. В них также присутствуют фаунистические остатки косьвинского возраста (напри мер, в разрезах по реке Зингейка). Эта толща уже относится к греховской свите.

В Жинкинском разрезе косьвинский горизонт представлен только вулканитами греховской свиты, в которой выделяется две пачки, в общем сходные с теми, что указаны были для Чекинского разреза. Нижняя пачка, залегающая на вулканитах кизеловского горизонта, представлена субщелоч ными базальтами и базальтами, обычно афировыми и микропорфировыми, иногда кайнотипного облика, их лавокластитами с прослоями известняков. Мощность пачки 500–800 м. На нее ложится пачка туфов трахириодацитов, реже риодацитов с редкими прослоями известняков. Мощность около 500 м. Верхняя граница косьвинского горизонта здесь, видимо, проходит в однородной пачке кислых вулканитов.

В разрезе Зингейский вулканогенные образования косьвинского уровня отвечают греховской свите. Здесь выделяются две пачки, аналогичные Чекинскому разрезу. Нижняя пачка, мощностью более 800 м, представлена базальтами. Верхняя, мощностью от 300 до 1200 м, представлена трахи риодацитами, реже риодацитами, среди которых преобладают туффиты, туфопесчаники, туфо алевролиты, реже эффузивы и туфы. Граница с вышележащими обручевскими отложениями проходит внутри однородной пачки прослоев известняков.

В северном секторе Магнитогорско-Богдановского грабена в обручевское время также про исходила активная вулканическая деятельность, следы которой изучены в южной части Магнито горского рудного поля.

В последующее, бурлинское время раннего визе вулканическая деятельность преобладала в Центральной зоне в виде трещинных излияний, представленных микропорфировыми базальтами, иногда оливинсодержащими.

В Магнитогорском рудном поле в разрезе этого горизонта выявляются вулканические аппа раты центрального типа, например, Новоянгельский стратовулкан.

В южной части Центральной зоны вулканогенные фации сменяются терригенными осадками средневизейского возраста.

Еще большее сокращение роли продуктов вулканизма характерно для вышележащего усть греховского горизонта. Таковые достоверно установлены в устье руч. Греховка по левому берегу р. Урал, где они представлены риолитовыми порфирами. В Магнитогорском рудном поле в разрезе усть-греховского горизонта присутствуют риолиты и базальты. Вообще вулканическая деятельность в усть-греховское время имела весьма локальный и рассеянный характер. Она завершает крупный цикл вулканической деятельности, начавшийся в раннем визе. Вулканогенные образования этого цикла непрерывно связаны между собой и составляют единый грязнушинский комплекс, который имеет ритмичное строение, особенно хорошо выраженное по его периферии. Первый ритм в общем отвечает косьвинскому горизонту верхнего турне и представлен контрастной базальт-риолитовой ассоциацией. Сходная ассоциация пород свойственна и обручевскому горизонту нижнего визе на юге грабена и бурлинскому в его северной половине. По-видимому, вулканиты усть-греховского горизонта составляют наиболее сокращенный последний ритм. В Центральной же раздвиговой зоне, вероятно, базальтовый вулканизм был непрерывным от косьвинского времени до бурлинско го включительно. В конце бурлинского времени слабо проявился кислый вулканизм. Контрастные ассоциации хорошо окаймляют центры вулканической деятельности и показывают на их миграцию с юга на север.

На севере Магнитогорско-Богдановского грабена в основании либровичского надгоризонта присутствует пачка основных вулканитов. Представлена она субщелочными базальтами (спилито видными диабазами), трахиандезито-базальтами, реже нормальными базальтами и андезито-базаль тами, брекчиевыми лавами, кластолавами, лавокластическими туфами, ксенотуфами и туффитами всех этих пород, с прослоями туфоконгломератов, туфогравелитов, туфопесчаников, туфоалевро литов, вулканомиктовых песчаников и алевролитов, известковистых конгломератов, гравелитов, песчаников и известняков. Редко отмечаются андезиты, трахиандезиты, их туфы, туффиты рио дацитов. Мощность 100–700 м. Они описаны как третья пачка березовской свиты. В разрезах Первооктябрьский, г. Магнитной эти пачки стратиграфически согласно залегают на отложениях косьвинского горизонта. Верхняя пачка березовской свиты (в разрезах Кремневый Лог, Перво октябрьский, г. Магнитогорск, г. Магнитной, Новоивановский) сложена туфами, ксенотуфами и туффитами риодацитов и риолитов, туфоконгломератами, туфопесчаниками, туфоалевролитами, реже риодацитами, риолитами, изредка дацитами, трахидацитами, трахириодацитами и их класто лавами с прослоями глинистых известняков. Низы этой пачки относятся, видимо, еще к нижнему визе. Общая мощность пачки 220–700 м.

В разрезе Аблязовском либровичский надгоризонт представлен вулканитами греховской свиты. В основании развиты ритмично-слоистые туффиты, реже туфы трахидацитов, туфокон гломераты, туфогравелиты, туфопесчаники, туфоалевролиты с прослоями известняков и фауной обручевского горизонта. Эти осадки обнажены по руч. Зингейка и руч. Урпечка, ранее описаны под названием урпекская толща [Плюснин и др., 1962]. На удалении от этого разреза данная пачка представлена вулканитами того же состава, но вместо вулканогенно-осадочных пород в ней пре обладают туфы и лавы. В известняках присутствует фауна обручевского горизонта. Мощность от ложений 300–600 м.

Выше залегает пачка субщелочных базальтов и базальтов, трахиандезито-базальтов и анде зито-базальтов обычно порфировых и афировых, изредка с прослоями их туфов и известняков.

Эти породы аналогичны тем, что описаны в том же разрезе косьвинских образований из низов греховской свиты. Мощность 150–300 м.

В разрезе Чекинский аналогичные по поставу образования, описанные выше, отнесены к греховской свите и залегают, в отличие от разреза Аблязовский, в основании либровичского надгоризонта. В верхней половине пачки основных вулканитов присутствует фауна, характерная для бурлинского горизонта. Мощность этого горизонта 500–850 м.

Выше залегает пачка вулканомиктовых песчаников с известняками, на которую ложится слой вулканомиктовых грубообломочных конгломератов, на которых залегает пачка трахириодацитов.

Комплекс фауны в известняках усть-греховского возраста. Мощность отложений 550–700 м.

В разрезах Зингейский и Жинкинский отложения обручевского горизонта отвечают гре ховской свите. Выше в разрезе Зингейский лежит пачка субщелочных базальтов, аналогичных описанным в разрезе Аблязовский.

Вулканогенные породы верхневизейского подъяруса известны в основном на севере Магнито горско-Богдановского грабена, а в центральной его части в — Аблязовском и Чекинском разрезах.

Представлены они, главным образом, риолитами и риодацитами, а также их пирокластикой. Они отвечают жуковскому горизонту. Кислые вулканиты присутствуют в разрезах Кирса, Кремневый Лог, Первооктябрьский. В разрезе Худолаз вулканиты представлены пачкой субщелочных базальтов, реже их лавокластами трещинного излияния, на которых лежат осадочные отложения кизильской свиты. В разрезе Худолаз эти вулканиты относятся к жуковскому горизонту, а на севере (разрез Кир са) возраст базальтов в основании не моложе раннего визе (бурлинский и усть-греховский), выше также отвечают жуковскому горизонту, а в самых верхах также в прослоях известняков установлены фораминиферы аверинского горизонта. Этому же возрасту, по-видимому, отвечают базальты и их лавокласты трещинного излияния в Уральской и Западной раздвиговых зонах (см. рис. 3). В других вулканогенных разрезах (Кремневый Лог, Богатые горы, Узун-Зял) вулканиты верхнего визе в наибо лее полных разрезах представлены тремя пачками: нижняя и верхняя — субщелочными базальтами, а средняя — трахириодацитами, трахириолитами, их туфами и ксенотуфами. В разрезе Перво октябрьский отсутствует верхняя пачка, в разрезах Магнитогорск-Товарная, г. Магнитная, Ново ивановский наблюдается лишь нижняя пачка.

В нижней пачке во всех разрезах преобладают лавы и связанные с ними кластолавы и лаво кластика. По составу это щелочные базальты и андезито-базальты. Преобладают афировые и микро КОМПЛЕКС РАДИОЛЯРИЙ ИЗ ОПОРНОГО РАЗРЕЗА СЕРПУХОВСКОГО ЯРУСА ВЕРХНЯЯ КАРДАИЛОВКА Э. О. Амон Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого Уральского отделения РАН, Екатеринбург, e-mail: amon@igg.uran.ru RADIOLARIAN ASSEMBLAGE FROM THE REFERENCE SERPUKHOVIAN SECTION AT VEKHNYAYA KARDAILOVKA E. O. Amon Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Urals Division, Russian Academy of Sciences, Ekaterinburg, Russia, e-mail: amon@igg.uran.ru In samples collected on boundary Visan/Serpukhovian in reference section Verkhnyaya Kardailovka were found rare recrystallized radiolarian skeletons. Radiolarians form a specific assemblage with quantitative domination of spherical shells. The assemblage, named as Astroentactinia aff. multispinosa complex, was ascertained for the first time in the region of Eastern Urals. It is composed by Astroentactinia sp., A. aff. multispinosa (Won), A. aff. mendosa Nazarov, A. aff. paronae (Hinde), Cubaxonium? aff.

octaedrospongiousum Won, Tetragregnon aff. sycamorensis Ormiston et Lane, Pylentonema aff. antiqua Deflandre.

В пограничных отложениях визейского и серпуховского ярусов разреза Верхняя Кардаиловка, расположенного на восточном склоне Южного Урала по р. Урал, В.Н. Пазухиным при растворении пород на конодонты 10% муравьиной кислотой были обнаружены редкие скелеты радиолярий [Пазухин и др., настоящий сборник, стр. 134]. Радиолярии, встреченные в образцах 015, 013/6, 013/3-4, 012, имеют неудовлетворительную сохранность, скелеты перекристаллизованы, замещены кальцитом. Окраска скелетов преимущественно белая или слегка желтоватая, охристая, иногда с черными пятнами. Плохая сохранность не позволяет проводить точные определения, однако родовая и видовая диагностика возможна.

Радиолярии образуют единый комплекс с количественным доминированием многоиглистых сферических астроентактиний, который можно обозначить как комплекс Astroentactinia aff.

multispinosa. Его состав: Astroentactinia sp., A. aff. multispinosa (Won), A. aff. mendosa Nazarov, A. aff. paronae (Hinde), Cubaxonium? aff. octaedrospongiousum Won, Tetragregnon aff. sycamorensis Ormiston et Lane, Pylentonema aff. antiqua Deflandre. Соответственно, интервал разреза Верхняя Кардаиловка, в ко тором установлена данная ассоциация, можно обозначить как слои с характерным комплексом радиолярий Astroentactinia aff. multispinosa.

Этот комплекс радиолярий в каменноугольных отложениях восточного склона Южного Урала устанавливается впервые, во всяком случае, в обзорных работах Б.Б. Назарова [Исакова, Назаров, 1986;

Назаров, 1988;

Назаров, Ормистон, 1990] рассмотрение уральских радиолярий начинается с верхнего карбона. Единственной территорией в Евразии, с которой возможны его более или менее уверенные сопоставления, является Северный Прикаспий. Комплекс Astroentactinia aff.

multispinosa по составу наиболее близок к комплексу слоев с Caspiaza spp. – Astroentactinia paronae из нижнекаменноугольных нижне-среднесерпуховских отложений Северного Прикаспия [Афанасьева, Амон, 2002;

Афанасьева и др., 2002]. Здесь органогенно-детритовые и водорослевые известняки нижнесерпуховского подъяруса содержат обильные фораминиферы, распространенные начиная с верхневизейского времени, в том числе Janischewskina typica (Mikhailov), Endostaffella parva (Moeller), Eostaffellina decurta (Rauser), Pseudoendothyra concinna (Schlykova), Bradyina rotula Eichw. и редкие Eostaffella cf. proikensis Raus., Tolypammina sp., Textulariidae, а также характерные для серпуховского яруса Globivalvulina sp. и Eolasiodiscus sp. Кроме того, встречены брахиоподы Striatifera striata (Fisch.) и многочисленные водоросли Undgarella, Fasciella, Calcifolium okense Schwetzov et Birina По радио ляриям в отложениях нижнесерпуховского подъяруса выделены слои с Caspiaza spp. – Astroentactinia paronae с составом: Astroentactinia mendosa Naz., A. paronae (Hinde), Caspiaza aculeata Afan., C. calva Afan., C. urceus Afan., Spongentactinia fungosa Nazarov, S. sp. Названный комплекс в Прикаспии су щественно более богат, разнообразен и обилен, чем лежащий ниже по разрезу верхневизейский комплекс Caspiaza spp. – Tormentum ruestae.

Слои с Caspiaza spp. – Tormentum ruestae в Северном Прикаспии установлены в верхневизей ских мелководно-шельфовых органогенно-детритовых и водорослевых известняках, в которых известны богатые ассоциации фораминифер Earlandia minor (Raus.), Endothyra prisca (Rauser et Reitlinger), E. similis (Raus. et Reitl.), Omphalotis omphalota Rauser et Reitlinger, Pseudoendothyra struvei (Moeller), Globoendothyra globulus (Eichwald), G. paula (Vissarionova), Endothyranopsis compressa (Raus.

et Reitl.), Endothyranella gracilis (Raus.). Выше по разрезу, наряду с этими формами, встречаются:

Eostafella ikensis tenebrosa Vissarionova, Е. ikensis Vissarionova, E. gruenwaldti Viss, Janishewskina typica Mikhailov Howchinia gibba (Moeller), Bradyina rotula (Eichwald).

В одновозрастных относительно глубоководных отложениях обнаружены брахиоподы Chonetipustula cf. carringtoniana (Dav.), фораминиферы Mediocris minima (Durkina), Eostaffella sp. и конодонты визейско-серпуховского возраста.

Радиолярии в верхневизейских органогенно-детритовых и водорослевых известняках пред ставлены небольшим набором видов: Spongentactinia fungosa Nazarov, S. sp., Tormentum ruestae (Ormiston et Lane), на этом уровне отмечается первое появление радиолярий с пиломом, принадлежащих роду Caspiaza. Этот интервал прикаспийского каменноугольного разреза обособлен в слои с Caspiaza spp. – Tormentum ruestae, возраст которых по характерным формам фораминифер, встреченных совместно, вполне определенно датируется поздним визе.

В восточно-уральском комплексе Astroentactinia aff. multispinosa отсутствуют представители характерного рода Caspiaza, столь свойственного региону Прикаспия, и наблюдается доминирова ние многоиглистых астроентакиний. Подобное положение может быть объяснено палеоэкологичес кими особенностями — условия обитания в районе акватории палеозойского рифового массива Карачаганак в Северном Прикаспии были существенно более мелководными, что благоприятство вало процветанию седентарных радиолярий каспиаз, в то время как на востоке Южного Урала господствовали типично морские обстановки (вероятно внешний шельф).

Отсутствие каспиаз в комплексе Astroentactinia aff. multispinosa не позволяет прямо параллели зовать восточно-уральский комплекс с прикаспийскими. Тем не менее, присутствие астроентактиний свидетельствует о том, что этот комплекс более схож по систематическому составу с комплексом Caspiaza spp. – Astroentactinia paronae. Насколько одновозрастны комплексы Astroentactinia aff.

multispinosa и Caspiaza spp. – Astroentactinia paronae пока трудно судить, поскольку в разрезе Верхняя Кардаиловка ни выше, ни ниже не были зафиксированы радиолярии. Названные комплексы при близительно одновозрастны, но окончательный ответ о возрастной датировке восточно-уральского комплекса должны дать другие группы фоссилий, встреченные совместно.

Судя по характеру распространения конодонтов, интервал распространения комплекса ра диолярий Astroentactinia aff. multispinosa охватывает интервалы конодонтовых зон L. mononodosa – L. nodosa – L. ziegleri, что в сумме соответствует веневскому горизонту визе и низам косогорского горизонта серпуховского яруса [Пазухин, Горожанина, 2002;

Nikolaeva et al., 2005]. Таким образом, рассматриваемый комплекс радиолярий занимает пограничное положение между визейским и сер пуховским ярусами;

он несколько моложе прикаспийского комплекса Caspiaza spp. – Tormentum ruestae и несколько древнее комплекса Caspiaza spp. – Astroentactinia paronae.

Более отдаленные корреляции рассматриваемого комплекса радиолярий с ассоциациями радиолярий из других регионов мира затруднены. В Европе (Динант, Франция, Германия) интервал распространения радиолярий ограничен сверху конодонтовой зоной bilineatus [Braun, 1990];

в США в честерских отложениях до конодонтовой зоны primus распространены единичные роды и виды радиолярий акулеарий [Назаров, Ормистон, 1990;

Nazarov, Ormiston, 1993], пока еще не встречен ные на территории России.

Небезинтересно отметить, что субсферический Tetragregnon aff. sycamorensis Ormiston et Lane, впервые описанный из Сикаморских известняков Оклахомы, в США имеет стратиграфическое распространение в интервале конодонтовых зон isostihia – Upper crenulata – texanus и ограничен в своем распространении сверху конодонтовой зоной Upper Gnathodus texanus (это граница между осейджем и мерамеком, низы визе, Оклахома, Юта [Ormiston, Lane, 1976;

Nazarov, Ormiston, 1993;

Sandberg, Gutschick, 1984;

Schwartzapfel, Holdsworth, 1995]). В Европе вид распространен в средне верхнетурнейских отложениях гор Монтань Нуар и Центральных Пиренеев Франции [Gourmelon, 1985, 1987], а в Германии в Рейнских Сланцевых горах он встречен в интервале конодонтовых зон isostihia – Upper crenulata – texanus (турне – визе [Won, 1983;

Braun, 1990]).

Вид Astroentactinia multispinosa (Won) распространен главным образом в Европе, однако он отмечался и в США на уровне конодонтовой зоны typicus (осейдж, верхи турне, Юта, [Sandberg, Gutschick, 1984]). Во Франции вид был зафиксирован в горном массиве Монтань Нуар и в Цен тральных Пиренеях [Gourmelon, 1985, 1986 a, b, 1987];

в Германии вид распространен в Рейнских Сланцевых горах и Франкенвальде в интервале конодонтовых зон texanus – bilineatus (визе, [Won, 1983;

Braun, Schmidt-Effing, 1988, 1993;

Braun, 1989 a, b, 1990]). В Азии вид встречен в верхнетур нейских – нижневизейских отложениях провинции Юннань Южного Китая [Feng, Zhang, 1997] и северо-запада Таиланда [Feng et al., 2004].

Вид Pylentonema antiqua Deflandre распространен в средне-верхнетурнейских отложениях Франции (Монтань Нуар, Центральные и Высокие Пиренеи, [Deflandre, 1960, 1963;

Gourmelon, 1985, 1987]), в турнейских отложениях Турции (верхи формации Балталимани) [Holdsworth, 1973;

Noble et al., 2008] и Таиланда [Feng et al., 2004]. В Германии вид отмечен в Рейнских Сланцевых горах и Франкенвальде в интервале конодонтовых зон isostihia – Upper crenulata – texanus (турне – визе [Braun, Schmidt-Effing, 1988;

Braun, 1990]).

Вид Cubaxonium? octaedrospongiosum Won распространен в Германии в Рейнских Сланцевых горах и Франкенвальде в интервале конодонтовых зон typicus – anchoralis – latus (нижний визе [Won, 1983;

Braun, Schmidt-Effing, 1988, 1993;

Braun, 1989 a, b, 1990]), а также в турнейских отложени ях Алжирской Сахары [Gourmelon, 1988 a, b]. Недавно он был отмечен в верхнетурнейских – нижне визейских отложениях северо-запада Таиланда [Feng et al., 2004].

Учитывая приведенные выше данные о стратиграфическом распространении видов, входящих в восточно-уральский комплекс Astroentactinia aff. multispinosa, можно сделать заключение, что воз раст комплекса более визейский, нежели серпуховский. Дополнительно заметим, что эти сведения проливают свет на палеогеографические связи ассоциации с Astroentactinia aff. multispinosa с ассо циациями, распространенными в других регионах мира. Во всяком случае, можно заключить, что в раннем карбоне по радиоляриям фиксируется устойчивая связь между восточно-уральским бас сейном и бассейнами Тетической области (Прикаспий, Южная Франция, Турция, Алжир, Южный Китай и Северный Таиланд), а так же с бассейном внутренних областей Германии (Рейнские Сланцевые горы, Франкенвальд). Вполне вероятна связь с бассейном Мидконтинента Северной Америки (Оклахома, Юта).

В каменноугольное время радиоляриевая фауна существовала и развивалась в нескольких довольно изолированных региональных (провинциальных) центрах — в палеобассейнах Северной Америки, Западной Европы, востока Русской платформы, Восточной Сибири, Японии. В Северной Америке, Западной Европе и на Русской платформе условия обитания региональных радиолярие вых биот несколько отличались друг от друга, но в целом это были обстановки сравнительно не глубоких эпиконтинентальных морей. Наибольшая биопродуктивность радиолярий приходилась на окраинные прибрежные зоны таких морей, куда сносом с берега доставлялись необходимые питательные вещества. В каждом из этих региональных центров радиоляриевые биоты развивались со своими особенностями и неравномерно (например, преимущественное развитие прикрепленных седентарных форм рода Caspiaza в среднем карбоне Прикаспия, уникальное разнообразие тормен тид и латентифистулид в позднем карбоне Южного Предуралья, разнообразие сферических форм в раннем карбоне Германии, необычные пилентонемиды турне и визе Северной Турции и др.).

Вместе с тем эти центры были соединены единым для них связующим звеном — палеоокеаном Тетис. Возможно, из акваторий палеоокеана Тетис происходили инвазии общих для названных региональных центров представителей родов и семейств радиолярий. Последнее обстоятельство позволяет осуществлять стратиграфические корреляции по отдельным группам радиолярий или, во всяком случае, создает для этого необходимые предпосылки.

Заметим, что для карбона, больше чем для других систем палеозоя, свойственно такое явле ние в сохранении радиолярий, как перекристаллизация и вторичное замещение органогенного опала скелетов радиолярий другими минералами, что наблюдается, в том числе, и на материале из разреза Верхняя Кардаиловка. Это явление хорошо изучено для нижнего карбона Германии, где описаны различные варианты диагенетических трансформаций первичных опаловых скелетов радиолярий, приводящие к перекристаллизации и замещению первичного опала низкотемпера турным кварцем, халцедоном и др., к селективному растворению, флюоритизации, пиритизации, карбонатизации, доломитизации, к замещению минералами из групп оксидов железа, марганца [Braun, 1990;

Braun, Amon, 1991;

Braun, Schmidt-Effing, 1993]. Причина такого избирательного ухудшения сохранности фоссилизированных остатков радиолярий в породах карбона Германии пока не ясна, поскольку позднедевонские комплексы радиолярий той же территории обладают прекрасной сохранностью.

Заключая все вышесказанное, подчеркнем, что эта первая находка определимых радиолярий в нижнекаменноугольных отложениях восточного склона Южного Урала значительно расширяет существующие представления о характере распространения радиолярий в верхнепалеозойских образованиях Центральной Евразии. Ранее для данной территории лишь предполагалось нахождение радиолярий раннего карбона [Хворова, 1961]. С другой стороны, найденные на востоке Южного Урала радиолярии подтверждают сугубо морской характер вмещающих осадков, накапливавшихся в области шельфа.

Литература Афанасьева М.С., Амон Э.О. Значение радиолярий в стратиграфии карбона востока Европы // Стратиграфия и палеогеография карбона Евразии. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2002. С. 11–25.

Афанасьева М.С., Амон Э.О., Чувашов Б.И. Радиолярии в стратиграфии и палеогеографии карбона на востоке Европы (Прикаспий и Южное Предуралье) // Литосфера. 2002. № 4. С. 22–62.

Пазухин В.Н., Горожанина Е.Н. Разрез «Верхняя Кардаиловка» // Путеводитель геологических экскурсий по карбону Урала. Ч. 1. Южноуральская экскурсия / Под ред. Б.И. Чувашова. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2002. С. 59–67.

Исакова Т.Н., Назаров Б.Б. Стратиграфия и микрофауна позднего карбона – ранней перми Южного Урала.

М.: Наука, 1986. 184 с.

Назаров Б.Б. Радиолярии палеозоя // Практическое руководство по микрофауне СССР: Справочник для палеонтологов и геологов. Т. 2. Л.: Недра, 1988. 231 с.

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

Путеводитель геологических экскурсий по карбону Урала. Ч. 1. Южноуральская экскурсия. Екатеринбург:

ИГГ УрО РАН, 2002. 72 с.

Хворова И.В. Флишевая и нижнемолассовая формация Южного Урала. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 352 c.

Braun A. Unterkarbonishe Radiolarien aus Kieselschiefergerollen des Mains bei Frankfurt am Main // Jber. Mitt.

Oberrhein. Geo. Ver. 1989 a. N. F., Bd. 71. S. 357–380.

Braun A. Neue unterkarbonische Radiolarien-taxa aus Kieselschiefer-Gerollen des unteren Maintales bei Frankfurt a. M. // Geologica et Palaeontologica. 1989 b. Vol. 23. S. 83–99.

Braun A. Radiolarien aus dem Unter-Karbon Deutschlands // Courier Forschungsinstitut Senckenberg. 1990. Bd. 133.

S. 1–177.

Braun A., Amon E.O. Fluoritisierte Radiolarien aus Kieselkalk-Banken des Mittel-Viseum (Unterkarbon) des Rheinischen Schiefergebirges (Deutschland) // Palaeont. Z. 1991. T. 65, N 1–2. S. 25–33.

Braun A., Schmidt-Effing R. Radiolarienfaunen aus dem tiefen Vise (Unter Karbon) des Frankenwaldes (Bayern) // N. Jb. Palaont. Mh. 1988. H. 11. S. 645–660.

Braun A., Schmidt-Effing R. Biozonation, diagenesis and evolution of radiolarians in the Lower Carboniferous of Germany // Marine Micropaleontology. 1993. Vol. 21. P. 369–383.

Deflandre G. A propos du development des recherches sur les Radiolaires fossiles // Rev. Micropaleontol. 1960. Vol. 2, N 4. P. 212–118.

Deflandre G. Pylentonema, nouveau genre de Radiolaire Viseen — Sphaerellaire ou Nassellaire? // C. R. Acad. Sci.

Paris. 1963. Vol. 257D, N 25. P. 3981–3984.

Feng Q.L., Zhang Z.J. Early Carboniferous radiolarians from West Yunnan // Acta Micropalaeontologica Sinica. 1997.

Vol. 14. P. 79–92.

Feng Q., Helmcke D., Chonglakmani C., Ingavat-Helmcke R., Liu B. Early Carboniferous radiolarians from North West Thailand: Paleogeographical implications // Palaeontology. 2004. Vol. 47, Part 2. P. 377–393.

Gourmelon F. Inventaire preliminaire des Radiolaires des nodules phosphates des lydiennes dinantiennes de la Montagne Noire (Herault, France) // C. R. Acad. Sci. Paris. 1985. Vol. 301, N 17. P. 1259–1264.

Gourmelon F. Les radiolaires tournasiens du nodules phosphates de Montagne Noire et des Pyrenees Centrales // Univ.

de Bretagne Accidentale. 1986 a. Vol. 6. P. 3–72.

Gourmelon F. Etude du radiolaires d’un nodule phosphate du Carbonifere Inferieure de Bareilles, Hautes-Pyrenees, France // Geobios. 1986 b. Vol. 19, N 2. P. 179–205.

Gourmelon F. Les Radiolaires Tournasiens des Nodules Phosphates de la Montagne Noire et des Pyrenees Centrales // Biostratigraphie du Paleozoique. 1987. Vol. 6. P. 172.

Gourmelon F. Discovery of Radiolaria in a Carboniferous Nodular Bed from the Algerian Sahara // First International Conference on Radiolaria (EURORAD V): Abstracts. Geologica et Palaeontologica. 1988 a. Vol. 22. P. 189.

Gourmelon F. Decouverte de Radiolaires dans un niveau a nodules phosphates du Carbonifere de la region de Bechar (Sahara algerien) // Geologie Mediterraeenne. 1988 b. Vol. 12–13, No 3–4. P. 185–195.

Holdsworth B.K. The Radiolaria of the Baltalimani Formation, Lower Carboniferous, Istanbul // Paleozoic of Istanbul.

Ege Univ. Fen Fakultesi. 1973. Kitaplar Ser. 40. 117–134.

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. P. 22–60.

Nikolaeva S.V., Kulagina E.I., Pazukhin V.N. et al. Advances in the understanding of the Visan-Serpukhovian boundary in the Southern Urals and its correlation // Newsletter on Carboniferous Stratigraphy. 2005. Vol. 23. P. 27–30.

Noble P., Tekin K., Gedik I., Pehlivan S. Middle to Upper Tournasian Radiolaria of the Baltalimani Formation, Istanbul, Turkey // J. Paleontol. 2008. Vol. 82, No 1. P. 37–56.

Ormiston A.R., Lane H.R. An unique radiolarian fauna from the Sycamore Limestone (Mississippian) and its biostratigraphic significance // Palaeontographica. 1976. Abt. A, No 154. P. 158–180.

Sandberg C.A., Gutschinck R.C. Distribution, microfauna, and source-rock potential of Mississippian Delle Phosphatic Member of Woodman Formation and equivalents, Utah and adjacent states // Hydrocarbon Source Rocks of the Greater Rocky Mountain Region. Rocky Mount. Assoc. Geol. Denver, Colo. 1984. P. 135–178.

Schwartzapfel J.A., Holdsworth B.K. Upper Devonian and Mississippian Radiolarian Zonation and Biostratigraphy of the Woodford, Sycamore, Caney and Goddard Formation // Cushman Foundation for Formaminiferal Research.

1995. Special Publication. No 33. 275 p.

Won Moon-Zoo. Radiolarien aus dem Unter-Karbon des Rheinischen Schiefergebirges (Deutschland) // Palaeontographica.

1983. Abt. A. Bd. 182, N 4–6. S. 116–175.

ОБОСНОВАНИЕ НИЖНЕЙ ГРАНИЦЫ СЕРПУХОВСКОГО ЯРУСА В РАЗРЕЗЕ ВЕРХНЯЯ КАРДАИЛОВКА, КАК ПРЕТЕНДЕНТА НА GSSP В. Н. Пазухин1, Е. И. Кулагина1, С. В. Николаева2, Н. Н. Кочетова1, В. А. Коновалова2, Г. Ф. Зайнакаева Институт геологии Уфимского научного центра РАН, Уфа Палеонтологический институт им. А.А. Борисяка РАН, Москва Из трех ярусов нижнего карбона (Миссиссипия) Международной стратиграфической шкалы только для серпуховского яруса не выбран глобальный маркер нижней границы, хотя большинство исследователей согласны, что проводить ее наиболее удобно по появлению вида конодонтов Lochriea ziegleri Nemirovskaya, Perret and Meischner в ряду Lochriea nodosa – L. ziegleri [Nemirovskaya et al., 1994;

Skompski et al., 1995;

Nikolaeva et al., 2002, 2005;

Richards, 2006, 2008].

В типовой области в Московской синеклизе низы серпуховского яруса представлены мелко водными карбонатными отложениями, в которых прослеживаются несколько уровней значитель ного обмеления, включая возможные палеопочвы. Поэтому для выбора GSSP границы визе и серпухова эти разрезы не подходят. На Южном Урале в разрезе Верхняя Кардаиловка пограничные визейско-серпуховские отложения интенсивно изучаются уже более 20-ти лет, и их биостратигра фия достаточно детально разработана. Разрез представлен в диапазоне от нижнего визе до башкира.

Серпуховский ярус сложен относительно глубоководными шельфовыми известняками, богатыми аммоноидеями, общей мощностью 37,5 м. В серпуховском интервале выделены зоны по конодон там, фораминиферам, аммоноидеям и остракодам, которые в настоящее время надежно скоррели рованы между собой и с другими подразделениями в глобальном масштабе. В пограничном визе серпуховском интервале также встречаются одиночные ругозы и радиолярии. Виды конодонтов рода Lochriea обнаружены в отложениях верхнего визе – низов башкира. Нижняя граница зоны Lochriea ziegleri отвечает верхней части аммоноидной генозоны Hypergoniatites – Ferganoceras и близ ка к традиционному основанию серпухова (в основании аммоноидной генозоны Uralopronorites – Cravenoceras). Вблизи этого рубежа появляются фораминиферы рода Eolasiodiscus. Эта последова тельность и корреляция зон наблюдаются и в других разрезах в сопредельных областях западного Казахстана (Кия, Домбар) на Южном Урале.

В Западной Европе вид Lochriea ziegleri впервые отмечается в верхах бригантия [Nemirovskaya et al., 1994], т. е. ниже границы визе – серпухова, установленной по появлению аммоноидей вида Cravenoceras leion [Skompski et al., 1995]. Вид Lochriea ziegleri встречен во многих регионах Евразии (Западная Европа, Русская платформа, Урал, Китай). Появление этого вида конодонтов в разрезах Западной Европы зафиксировано вблизи первого появления аммоноидей рода Cravenoceras и вида Edmooroceras psedudocoronula, которые исторически использовались для проведения границы в осно вании намюрского и пендлейского ярусов [Bisat, 1950;


Horn, 1960;

Korn, Horn, 1997]. Вид L. ziegleri считается более подходящим кандидатом на роль глобального маркера границы визе и серпухова, чем другие виды рода Lochriea, например, L. cruciformis (Clarke), так как он встречается повсеместно и в больших количествах (T.I. Nemyrovska with an appendix by E. Samankassou [2005]).

Краткая характеристика разреза Первые сведения о стратиграфии нижнекаменноугольных отложений по правому берегу р. Урал против с. Верхняя Кардаиловка приведены Л.С. Либровичем [1936]. Позже В.Е. Руженцев и М.Ф. Богословская [1971] послойно описали намюрскую часть и расчленили по аммоноидеям на две генозоны и четыре видовые зоны (от Nm1b1 до Nm1c2). Фораминиферы из гониатитовых извест няков первоначально были известны по спискам из работ Н.П. Малаховой [1970] и Н.М. Кочетковой и др. [1977], в последней также приведен комплекс остракод. Впоследствии разрез длительное время изучался авторами [Кулагина, 1985;

Кулагина и др., 1992;

Nikolaeva et al., 2001, 2002, 2005, 2009;

Пазухин, Горожанина, 2002;

Пазухин и др., 2002;

Зайнакаева, 2004].

Разрез расположен на правом берегу р. Урал напротив д. Верхняя Кардаиловка (Южный Урал), в 2 км восток-северо-восточнее Уральского отделения свх. Зилаирского (пос. Пригородный), на юго-востоке Баймакского района Республики Башкортостан (рис. 1).

Координаты: N 52°17', E 058°55'. Здесь с восток-северо-востока на запад-юго-запад на про тяжении 3 км наблюдаются почти непрерывные выходы карбонатных и карбонатно-терригенных пород от нижнего визе до московского яруса включительно. На нижневизейских известняках (мощ ность более 300 м) с постепенным переходом залегают криноидные известняки с комплексом фораминифер зоны Paraarchaediscus koktjubensis, аналоги нижней части тульского горизонта верх него визе, мощность 21 м. После перерыва в обнаженности (6 м) начинается конденсированный разрез верхневизейско-серпуховских отложений, перекрытый известняками с конодонтами ранне башкирского возраста среднего карбона. Выше разрез прерывается тектоническим нарушением северо-западного простирания. Восточнее тектонического нарушения в карьере вскрыта толща перемятых глинисто-кремнистых сланцев с отпечатками аммоноидей рода ? Cancelloceras, предпо ложительно генозоны Bilinguites – Cancelloceras (G1) акавасского горизонта башкирского яруса.

Далее без видимого контакта обнажены песчаники, алевролиты, песчанистые и глинистые извест няки башкирского яруса, общей мощностью 250–300 м. Завершает разрез кардаиловская свита московского яруса, сложенная известняковыми брекчиями, песчаниками, аргиллитами и извест няками общей мощностью более 300 м [Кочеткова и др., 1977].

Рис. 1. Схематическая геологическая карта района с. Верхняя Кардаиловка. Составлена Я.Л. Лутфуллиным [1976 г.], с изменениями В.Н. Пазухина Условные обозначения к рис. 1, 2: 1 — известняки, 2 — глинистые известняки, 3 — аргиллиты, 4 — песчаники, 5 — конглобрекчии, 6 — диабазы, 7 — предполагаемые разрывные нарушения, 8 — криноидеи, 9 — аммоноидеи, 10 — ругозы, 11 — мшанки Описание разреза Породы верхневизейского подъяруса и серпуховского яруса имеют азимут падения 235°, угол 20–25°. Нижние слои частично вскрыты шурфами и канавами. Линия шурфов находится в 0,2 км севернее основного разреза.

Для расчленения верхнего визе использованы горизонты схемы Русской платформы [Решение Межведомственного …, 1990]. Серпуховские отложения расчленены на субрегиональные горизонты [Стратиграфические схемы Урала, 1993] — косогорский, худолазовский и чернышевский.

Визейский ярус. Верхний подъярус. Тульский горизонт (6,6 м) Слои описаны по шурфам 2, 3 и канаве 2. Известковистые песчаники с вулканогенной примесью, плагиоклазовые туфопесчаники и туфы светлого кремового цвета (шурф 3). Вверху — известковистые песчаники, мелкозернистые, с многочисленными криноидеями (обр. 2706).

Алексинский и михайловский горизонты нерасчлененные (4,9 м) Слои 19.4–21.4. Слой 19.4 (0,5 м) описан по канаве 1 и по шурфу 4, представлен известкови стыми песчаниками с глауконитом и вулканогенно-терригенной примесью. Выше — известковистые алевролиты с вулканогенными обломками, криноидеями, спикулами губок и редкими форамини ферами и конодонтами. Вышележащие слои (20 а–21.4, 5,2 м) сложены известняками преимуще ственно тонкослоистыми, микритовыми, иногда слабо глинистыми, прослоями радиоляриевыми.

В верхних слоях встречаются редкие членики криноидей, трилобиты, одиночные ругозы. Маркирую щий пласт известняка в кровле слоя 21.4 с номером 2711 прослеживается вниз по склону в канаву 3, где продолжено описание разреза.

Слои 21.5–21.10 (1,35 м) сложены более светлыми микробиокластовыми вакстоунами и пакстоу нами – вакстоунами, с редкими криноидеями, ругозами, аммоноидеями, остракодами, зубами рыб.

Веневский? горизонт (1,28 м) К горизонту условно отнесены слои 21.9–21.12, сложенные известняками среднеслоистыми, микритовыми, участками с детритом криноидей;

в шлифах вакстоуны-мадстоуны иногда переходя щие в пакстоуны, со спикулами губок, сферами, фораминиферами, тонкостенными остракодами, ювенильными раковинами аммоноидей, фрагментами панцирей трилобитов, редко мшанок, коно донтами. В обр. 13/8 и 13/3 встречены единичные ругозы.

Серпуховский ярус. Косогорский горизонт (17 м) Слои 22 а.1–22 а.4 описаны по канаве, вскрывающей нижние слои скального обнажения (рис. 2). Они сложены известняками светло-серыми, микритовыми, с редкими криноидеями. В шли фах — микробиокластовые вакстоуны-пакстоуны со сферами, радиоляриями, ювенильными рако винами аммоноидей. В слое 22 а.4 встречаются единичные мелкие желваки кремней. Слои 22 а.5– 22 б обнажены в вертикальной стенке, сложены известняками светло-серыми, микритовыми, с желваковидными отдельностями, прослоями с разнообразной фауной, наблюдаются участки со скоплениями члеников криноидей. В шлифах — вакстоуны и пакстоуны. Органические остатки:

аммоноидеи, остракоды, конодонты, зубы рыб, остракоды, криноидеи, редкие фораминиферы.

В нижней части слоя 22 б (обр. 010, 2722/1) встречены ругозы, гастроподы, водоросли.

Худолазовский горизонт (16,5 м) Слои 22 в–25 сложены известняками светло-серыми, среднеслоистыми, микритовыми, про слоями органогенно-детритовыми (биокластовые грейнстоуны) с многочисленными фораминифера ми, водорослями Konickopora, мшанками, брахиоподами, кораллами, криноидеями, конодонтами, единичными спикулами губок. В слое 23 отмечены линзы и прослои с желваками светлого кремня.

Слой 24 содержит небольшое биогермное тело, сложенное массивными микритовыми из вестняками с многочисленными аммоноидеями, криноидеями, мшанками, остракодами. В шлифах пакстоуны с частыми сферами, пелоидами и пеллетами, встречены участки спаритового цемента.

По простиранию биогермная постройка сменяется слоистыми известняками, в основании слоя — грейнстоуны. В верхней части горизонта (сл. 25) известняки среднеслоистые, плитчатые, участка ми неяснослоистые, преимущественно пакстоуны и вакстоуны с радиоляриями, аммоноидеями, остракодами, конодонтами, с прослоями грейнстоунов (обр. 2735). Встречены остатки мшанок, ругоз, брахиопод, гастропод, криноидей, редких фораминифер. Мощность горизонта 16,5 м.

Чернышевский горизонт (4,8 м) Горизонту соответствует слой 26. Известняки светло-серые, среднеслоистые, микритовые, с редкими прослоями (0,05–0,2 м) мелкозернистых известняков (в шлифах биокластовые грейн Рис. 2. Пограничные слои визейского и серпуховского ярусов в канаве стоуны) с криноидеями, мшанками, водорослями и фораминиферами. В микритовых разностях часты аммоноидеи, остракоды, конодонты.

Башкирский ярус. Сюранский подъярус (богдановский горизонт — нижняя часть) Известняки (слой 27) светло-серые, мелкозернистые, вторично перекристаллизованные (остаточный пакстоун со сгустками и пахисферами). 0,2 м.

Биостратиграфия Конодонты В разрезе установлена последовательность зон от Gnathodus texanus до Early Declinognathodus noduliferus (рис. 3, 4).

1. Зона Gnathodus texanus (сл. 18, мощн. 2,0 м). Зональный комплекс встречен в слоях, от носимых по фораминиферам к нижней части тульского горизонта верхнего визе, и представлен Gnathodus texanus Roundy, Mestognathus beckmanni Bischoff, Pseudognathodus homopunctatus (Ziegler), P. symmutatus (Rhodes, Austin et Druce), Hindeodus scitulus (Hinde) и др. Вышележащая часть разреза до основания зоны L. ziegleri вскрыта шурфами и канавами на задернованном склоне, поэтому не охарактеризованными остались 6 м по мощности и точное положение кровли данной зоны не из вестно. Зона прослежена в отложениях радаевского, бобриковского и нижней части тульского горизонтов западного и восточного склонов Южного Урала.

2. Зона Gnathodus austini (сл. 19.1, 0,3 м) впервые была выделена в Польше [Belka, 1985] между зонами Gn. texanus и Gn. bilineatus bilineatus.

В данном разрезе содержится переходный обедненный комплекс этой зоны с единичными Gnathodus austini Belka, Gn. aff. austini Belka, Pseudognathodus homopunctatus. Экземпляры Gnathodus aff. austini характеризуют различные стадии эволюционной линии Gn. texanus – Gn. austini – Gn. girtyi girtyi. В Башкирском Приуралье комплекс этой зоны установлен в средней части тульского гори зонта в скважинах Кунгакской и Леузинской площадей. Между зонами Gnathodus austini и выше лежащей зоной Gn. bilineatus bilineatus 6,3 м не охарактеризовано информативными видами.

3. Зона Gnathodus bilineatus bilineatus (слои 19.4–21.5 — нижняя часть, мощн. 6,0 м) определе на по появлению Gnathodus bilineatus bilineatus (Roundy), Gn. girtyi girtyi Hass, Gn. girtyi collinsoni Rhodes, Austin et Druce, Lochriea commutata (Branson et Mehl). Присутствуют Geniculatus claviger Roundy, Pseudognathodus homopunctatus. В верхней части зоны появляются Gnathodus girtyi intermedius Globensky, Gn. girtyi soniae Rhodes, Austin et Druce, Mestognathus bipluti Higgins.


4. Зона Lochriea mononodosa (сл. 21.5 верхняя часть — 21.10, мощн. 1,5 м) определена по появлению вида-индекса. Встречены транзитные виды Gnathodus bilineatus bilineatus, Gn. girtyi girtyi, Lochriea commutata, Pseudognathodus homopunctatus.

5. Зона Lochriea nodosa определена по появлению Lochriea costata (Pazukhin et Nemirovskaya), L. monocostata (Pazukhin et Nemirovskaya), L. nodosa (Bischoff). Значительную часть комплекса составляют транзитные виды — Gnathodus bilineatus bilineatus, Gn. girtyi girtyi, Lochriea commutata, Pseudognathodus homopunctatus.

6. Зона Lochriea ziegleri характеризует косогорский и худолазовский (низы) горизонты (сл. 22 а.1 — нижняя часть сл. 24, мощн. 23,5 м). Нижняя граница определяется по появлению вида индекса. В этой зоне появляются Gnathodus girtyi simplex Dunn и G. aff. pseudosemiglaber Thomps. et Fell. Для комплекса зоны характерны Gnathodus bilineatus bilineatus, Gn. girtyi girtyi, Lochriea costata, L. monocostata, L. mononodosa, L. nodosa, L. ziegleri Nemirovskaya, Perret et Meischner и др.

7. Зона Gnathodus bilineatus bollandensis характеризует верхнюю часть худолазовского и чер нышевский горизонты (сл. 24–26, мощн. около 14 м). Нижняя граница зоны установлена по по явлению вида-индекса. Из транзитных видов присутствуют Gnathodus bilineatus bilineatus, Gn. girtyi simplex, Lochriea commutata, L. costata, L. cruciformis (Clarke), L. monocostata, L. mononodosa, L. nodosa, L. ziegleri. В зоне встречены несколько экземпляров переходных от Gn. girtyi simplex к D. noduliferus (Ellison et Graves).

Рис. 3. Распространение аммоноидей, конодонтов, остракод и фораминифер в верхневизейских и серпуховских отложениях разреза Верхняя Кардаиловка 8. Зона Early Declinognathodus noduliferus (сл. 27, мощн. 0,2 м) определена по появлению единичных Declinognathodus inaequalis (Higgins) на фоне типично серпуховского комплекса коно донтов.

Граница визейского и серпуховского ярусов проводится в основании зоны Lochriea ziegleri.

Вид-индекс зоны является конечным членом эволюционной последовательности L. commutata – L. mononodosa – L. nodosa – L. ziegleri. Вид L. ziegleri появляется вблизи границы визейского и сер пуховского ярусов, как в западном, так и в восточном субрегионах Южного Урала. Он широко распространен в регионах Евразии. Его первое появление совпадает с основанием намюрского или серпуховского ярусов в разрезах Днепровско-Донецкой впадины и в Пиренейских горах. В разрезах Германии он отмечается ниже, в аммоноидной зоне Emstites schaelkensis [Skompski et al., 1995].

Аммоноидеи В визейском ярусе выделяются генозоны Beyrichoceras – Goniatites и Hypergoniatites – Ferganoceras.

Самый древний визейский комплекс аммоноидей, найденный в этом разрезе позволяет установить зону Beyrichoceras – Goniatites [Богословская, 1966;

Руженцев, Богословская, 1971] (обр. 2711/4 в 20–25 см выше по разрезу от 2711/2 в канаве 2). Комплекс содержит Goniatites sphaeroides Bogoslovskaya, 1966 и Goniatites crenifalcatus Bogoslovskaya, 1966, которые мы считаем разными видами (первоначально они были описаны как подвиды, см. [Богословская, 1966]). За пре делами Южного Урала эти таксоны достоверно не известны, но возможно их присутствие в Китае [Liang, Wang, 1991], поэтому речь может идти только о предположительной корреляции с интервалом от верхней части асбия до низов бригантия.

Более молодой визейский комплекс отвечает зоне Hypergoniatites – Ferganoceras (= Nm1a).

Этот комплекс найден в 1 м выше обр. 2711 в канаве 3. Аммоноидеи встречены в обр. 015/5, 015/ и 0.15. Комплекс содержит Neogoniatites milleri Ruzhencev et Bogoslovskaya, Prolecanites librovitchi Ruzhencev, ? Lyrogoniatites sp. и многочисленные неопределимые Prolecanitidae. В других разрезах (например, разрез Домбар в Актюбинской области) все перечисленные таксоны встречаются как в визейской генозоне Hypergoniatites – Ferganoceras, так и в серпуховской генозоне Uralopronorites – Cravenoceras [Руженцев, Богословская, 1971;

Nikolaeva, 2006], но в основном они приурочены к самым верхам визе (уровень Nm1a2 в генозоне Hypergoniatites – Ferganoceras). В обр. 015/5, 015/2 и 0. в разрезе Верхняя Кардаиловка не содержалось таксонов, приуроченных исключительно к генозоне Uralopronorites – Cravenoceras. Поэтому мы предположительно датируем слои с этим комплексом как поздний визе.

В серпуховском ярусе выделяются три последовательных комплекса аммоноидей.

Генозона Uralopronorites – Cravenoceras (= Nm1b) охватывает весь косогорский и нижнюю часть худолазовского горизонта.

Генозона Fayettevillea – Delepinoceras, нижняя часть (зона Nm1c1 или Pericleites uralicus).

Охватывает верхнюю часть худолазовского горизонта.

Генозона Fayettevillea – Delepinoceras, верхняя часть (зона Nm1c2 или Delepinoceras bressoni).

Самые нижние находки аммоноидей генозоны Uralopronorites – Cravenoceras приурочены к обр. 0.15, в 1,2 м выше последних находок аммоноидей генозоны Hypergoniatites – Ferganoceras (обр. 012/3). Этот же комплекс встречен выше по разрезу (верхи слоя 21, слои 22–24;

общей мощ ностью 25,7 м;

обр. 011, 010, 09, 08, 03), т. е. распространен по всему косогорскому горизонту и в нижней части худолазовского. В сообществе доминирует Dombarites tectus, впервые появляющийся в обр. 011. Этот комплекс, скорее всего, отвечает верхней части генозоны Uralopronorites – Cravenoceras (= Nm1b2). Другие аммоноидеи в этой части разреза являются широко распространенными ураль скими формами, приуроченными к генозоне Uralopronorites – Cravenoceras. Двухметровый интервал между образцами 015 и 011, не содержащий аммоноидей, возможно, соответствует низами генозоны Uralopronorites – Cravenoceras (= Nm1b1). Эта часть разреза только предположительно коррелируется с пендлейским ярусом Великобритании [Bisat, 1924, 1928] и нижним намюром Германии [Horn, 1960;

Korn, Horn, 1997], поскольку в западно-европейских разрезах отсутствует Dombarites;

а основание Рис. 4. Зональные и характерные виды фауны пендлейского яруса проводится по видам Edmooroceras pseudocoronula и Cravenoceras leion (виды, не встреченные на Южном Урале), хотя нужно отметить, что вид Cravenoceras leionoides Ruzhencev et Bogoslovskaya очень схож с Cravenoceras leion [см. Bisat, 1930]. Находка Tumulites eurinus в сл. (обр. 03) подтверждает заключение о возрасте, поскольку присутствие Tumulites позволяет прово дить корреляцию с Западной Европой и Северной Америкой (Арканзас) [Gordon, 1965;

Saunders et al., 1977]. До недавнего времени вид Tumulites eurinus на Южном Урале был найден только в более мо лодых слоях (Fayettevillea – Delepinoceras Genozone), в то время как в Западной Европе первые пред ставители этого рода появляются в зоне Tumulites angustus, примерно в средней части пендлейского яруса (зона E1) [Moore, 1946]. На основании находки Tumulites eurinus вместе с Cravenoceras leionoides можно предположить, что интервал от верхней части слоя 21 до слоя 24 (Uralopronorites – Cravenoceras Genozone), соответствует зоне Е1 Западной Европы. На основании присутствия Tumulites в слое 24, можно предположить, что зона Nm1b2 в этом разрезе примерно соответствует низам североамери канской зоны T. varians. В типовом разрезе серпуховского яруса в Заборье аммоноидеи этого воз раста (в основном род Cravenoceras) указывались из тарусского и стешевского горизонтов.

Фораминиферы В пограничном визе-серпуховском интервале фации мало благоприятны для фораминифер, поэтому в верхней части визейского яруса выделяются местные слои с фауной, а в основании серпу ховского яруса субрегиональная зона [Стратиграфические схемы …, 1993]. Находки фораминифер в верхнесерпуховской части разреза позволили выделить хронозоны общей шкалы России [Поста новления МСК …, 2003;

Kулагина, Гибшман, 2005].

Визейский ярус. Слои с Endostaffella asymmetrica (сл. 21.8–21.12–22 а низы, 3 м) содержат много численные мелкие раковины (обр. 015/2, 015): Pseudoammodiscus sp. Planoendothyra sp., Omphalotis sp., Mediocris breviscula Ganelina, Endostaffella delicata Rosovskaya, End. asymmetrica Rosovskaya (рис. 3, фиг. 1), Priscella sp., единичные Pseudoammodiscus sp., Paraarchaediscus koktjubensis (Rauser), Archaediscus ex gr. timanicus (Reitlinger), Asteroarchaediscus rugosus (Rauser), A. parvus (Rauser).

Приведеный комплекс имеет очень мало общего с комплексами фораминифер верхнего визе кораллово-брахиоподовых фаций из разрезов Большой Кизил и Худолаз [Степанова, Кучева, 2006], расположенных на восточном склоне. Верхневизейский возраст слоев определяется по виду A. parvus, описанному из каменноугольных отложений Подмосковного бассейна, где он появляется К рис. 4. Фораминиферы: 1. Endostaffella asymmetrica Rosovskaya, 1963, 100, экз. 121/1105, обр. 014/1(1), сл. 21, визейский ярус, веневский горизонт. В скобках номер шлифа. 2. Eolasiodiscus muradymicus Kulagina, 1992, 100, экз. 121/1119, обр. 2668(4), 22 а, серпуховский ярус, косогорский горизонт. 3. Neoarchaediscus sp., 100, экз. 121/1038, обр. 08(10), сл. 22 б, серпуховский ярус, косогорский горизонт. 4. Eostaffellina paraprotvae (Rauser, 1948), 80, экз. 121/765, обр. 2727 а(3), сл. 22 в, серпуховский ярус, худолазовский горизонт (из работы Е.И. Кулагиной и др. [1992, табл. 2, фиг. 11]). 5. Monotaxinoides transitorius Brazhnikova et Jarzeva, 1956, 100, экз. 121/744, обр. 2745 б(1), серпуховский ярус, чернышевский горизонт (из работы Е.И. Кулагиной и др. [1992, табл. 5, фиг. 13]). Остракоды: 6. Cribroconcha magna N. Kotchetova, 25, экз. 66–63, обр. 2732, серпуховский ярус, худолазовский горизонт. 7. Pseudoparaparchites celsus N. Kotchetova, 30, экз.

66–49, обр. 2740, серпухов ский ярус, худолазовский горизонт (верхи). 8. Aurigerites solitarius N. Kotchetova, 30, экз. 66–115, обр. 2743, серпуховский ярус, чернышевский горизонт. Конодонты: 9. Gnathodus bilineatus bilineatus (Roundy), 50, экз. 104/699, сл. 21.2, обр. 2711/2, верхневизейский подъярус. 10. Lochriea mononodosa (Rhodes, Austin et Druce), 40, экз. 104/681, сл. 21.5, обр. 015/4, верхневизейский подъярус. 11. Lochriea nodosa (Bischoff), 40, экз. 104/685, сл. 21.12, обр. 014/1, верхневизейский подъярус, веневский горизонт. 12. Lochriea ziegleri Nemirovskaya, Perret et Meischner, 40, экз. 104/700, обр. 012/1, сл. 22 а, серпуховский ярус, косогорский горизонт. 13. Gnathodus bilineatus bollandensis Higgins et Bouckaert, 40, экз. 104/687, сл. 26, обр. 2741, серпуховский ярус, чернышевский горизонт. 14. Declinognathodus inaequalis (Higgins), 40, экз. 104/692, сл. 27, обр. 2747, нижнебашкирский подъярус, сюранский горизонт (нижняя часть). Аммоноидеи: 15. Fayettevillea orientalis Ruzhencev et Bogoslovskaya;

голотип № 455/33842, 0,5, сл. 26, обр. 2742;

серпуховский ярус, генозона Fayettevillea – Delepinoceras.

16. Delepinoceras bressoni Ruzhencev, 1958;

экз. 4920/7, 1, сл. 26, обр. 2742;

возраст тот же. 17. Pericleites uralicus (Librovitch, 1941);

экз. 455/28054, 0,5, сл. 25, обр. 2738;

серпуховский ярус, генозона Uralopronorites – Cravenoceras. 18. Tumulites eurinus Ruzhencev et Bogoslovskaya, 1971;

экз. 4920/6, 1, сл. 24, обр. 03;

возраст тот же. 19. Cravenoceras leionoides Ruzhencev et Bogoslovskaya, 1971;

экз. 4920/4, 0,75, сл. 24, обр. 03;

возраст тот же. 20. Goniatites sphaeroides Bogoslovskaya, 1966, экз. 4920/2, 0,5, сл. 21, между обр. 2710 и 2711, визейский ярус, генозона Beyrichoceras – Goniatites. Кораллы: 21. Caninia sp., 0,8 натуральной величины, обр. 015, верхневизейский подъярус в верхней части михайловского горизонта и распространен по всему серпуховскому ярусу [Раузер Черноусова, 1948].

Серпуховский ярус. Зона Eolasiodiscus donbassicus (слои 22 а без низов и 22 б, 15,5 м) выделена по появлению в разрезе вида Eolasiodiscus muradymicus Kulagina (обр. 2668, см. рис. 4, фиг. 2), в 1,4 м выше основания слоя 22 а. Похожая форма обнаружена и в обр. 2722, где встречен еще Monotaxinoides (?) sp., Planospirodiscus sp. (обр. 2722) и очень мелкий Neoarchaediscus sp. В 7 м выше основания слоя 22 а, в его средней части (обр. 2724) появляется Neoarchaediscus postrugosus (Reitlinger), зональный вид нижнесерпуховской зоны. В зоне E. donbassicus численность фораминифер значительно сокра щается по сравнению с нижележащей зоной.

Зона Eostaffellina paraprotvae (слои 22 в–25, 15,2 м) определяется по появлению вида–индекса (см. рис. 4, фиг. 4), а также E. decurta (Rauser), E. actuosa Reitlinger, Eostaffella mirifica Brazhnikova (обр. 2727, 2727 а). Выше по разрезу, через 4,8 м (обр. 2731) появляется E. postproikensis Vdovenko.

Изменения в комплексе фораминифер вызваны в большей степени сменой фациальных условий, связанных с уменьшением глубины бассейна, поэтому фиксируется резкое увеличение таксономи ческого разнообразия фораминифер. Присутствие вида Eostaffellina paraprotvae (Rauser) позволяет коррелировать рассматриваемые отложения со средней частью стешевского горизонта и протвин ским горизонтом Подмосковья [Гибшман, 2003]. Вид E. actuosa характеризует аналоги протвинского горизонта в разрезах Зилаирского мегасинклинория. Встречены единичные экземпляры Plectostaffella primitiva Rumjanzeva и Monotaxinoides cf. priscus (Brazhnikova et Jarzeva), которые свидетельствуют о позднесерпуховском возрасте отложений [Айзенверг и др., 1983]. Кроме того, наблюдается «воз врат» поздневизейских видов E. ikensis Vissarionova, E. mosquensis Vissarionova, Endothyranopsis ex gr.

crassa (Brady) и других, что характерно для протвинских отложений Русской платформы и Урала [Иванова, 1973].

Зона Monotaxinoides transitorius (слой 26, 4,8 м). Фораминиферы встречены в прослоях криноидно-мшанковых известняков (обр. 2741, 2745). Здесь значительно сокращается количество таксонов, появившихся еще в позднем визе. Наблюдается расцвет рода Monotaxinoides, который помимо вида-индекса представлен пятью видами, обычными для серпуховских отложений Урала и Донбасса [Айзенверг и др., 1983]. Встречен экземпляр Pseudoendothyra propinqua magna Fomina, описанной из пестовской толщи Подмосковного бассейна [Фомина, 1977].

Остракоды Пограничные отложения визейского и серпуховского ярусов содержат индифферентный комплекс остракод. Верхневизейские (сл. 21) и вышележащие серпуховские слои (самые низы сл.

22 а) содержат преимущественно транзитные виды, обычные для визейских отложений северо западных районов Башкирии [Кочеткова, Кириллина, 1974], Подмосковной котловины [Познер, 1951], Московской синеклизы [Самойлова, 1979], Кузнецкого бассейна [Бушмина, 1968] и других регионов: Shivaella longa Tschigova, Shishaella porrecta (Zanina), Shish. cf. subsymmetrica Kotschetkova, Microcheilinella aff. subcorbuloides (Jones et Kirkby), Bairdia recta Buschmina, Acratia deloi Geis, Bohlenatia banffensis (Green). Однако отмечено первое появление некоторых видов остракод, в изобилии встречающихся выше в серпуховском ярусе.

В серпуховских отложениях происходит значительное увеличение родового и видового разно образия, а также численности остракод, что позволяет выделить зональные подразделения.

Слои с Cribroconcha magna (сл. 22 а–в, 23, 24;

рис. 4) соответствуют косогорскому и нижней части худолазовского горизонта. Слои выделяются по появлению вида-индекса совместно со скульптированными бэрдиями.

Слои с Pseudoparaparchites celsus соответствуют верхней части худолазовского горизонта (сл. 25, рис. 4). Характерными для этих слоев являются Pseudoparaparchites celsus N. Kotchetova в ассоциации с довольно частыми Carbonita ? subquadrata N. Kotchetova. Комплекс обеднен по срав нению с предшествующим, разнообразнее становятся лишь ректонариды.

Слои с Aurigerites solitarius соответствуют чернышевскому горизонту (сл. 26, рис. 4). Комплекс состоит в основном из видов, переходящих из нижележащих отложений, за исключением присут ствия немногочисленных Shivaella evidens Kotschetkova, Microcoeloenella orbiculata Kotschetkova, Dorsoobliquella ovalis Kotschetkova, Bairdia chudolasensis Kotschetkova, Basslerella subcrassa Kotschetkova, Polycope ? rugosa Kotschetkova, впервые описанных Н.М. Кочетковой [1983] из нижнебашкирских отложений Южного Урала, а также известных из одновозрастных отложений Среднего Тянь-Шаня [Кулагина и др., 1992].

По всему стратиграфическому интервалу, начиная от верхней части верхнего визе до низов башкирского яруса, в виде единичных экземпляров или разрозненных створок встречаются Bairdia recta Buschmina, Bairdia adiposa Zanina, Microcheilinella extuberata Samoilova et Smirnova, Scrobicula scrobiculata (Jones, Kirkby et Brady), известные из визейских отложений, а также Chamishaella exiqua (Cooper), Basslerella firma (Kellett), Polycope perminuta (Kellett), Roundyella simplicissima (Knight), Macrocypris lenticularis Cooper, тождественные типичным пенсильванским формам, широко рас пространенным в нижнекаменноугольных отложениях Южного Урала. Интерес представляет на ходка Ectodemites planus Cooper и E. cf. tumidus Cooper, известных из честера Северной Америки.

Аналогичная последовательность смены остракодовых ассоциаций наблюдается и в других раз резах Южного Урала (Кия, Шолак-Сай, Мурадымово, Богдановка), где серпуховские отложения также содержат аммоноидеи.

Выводы Вид Lochriea ziegleri имеет значительное преимущество как маркер границы визейского и серпуховского ярусов по сравнению с другими видами конодонтов и другой фауны.

Lochriea ziegleri является конечным членом эволюционной последовательности L. commutata – L. mononodosa – L. nodosa – L. ziegleri. Вид L. ziegleri появляется вблизи границы визейского и серпухов ского ярусов, как в западном, так и в восточном субрегионах Южного Урала. Он широко распространен в регионах Евразии. Его первое появление совпадает с основанием намюрского или серпуховского яру сов в разрезах Днепровско-Донецкой впадины Украины и в Пиренейских горах Франции.

В разрезе Верхняя Кардаиловка первое появление Lochriea ziegleri зафиксировано выше уров ня с аммоноидеями Goniatites sphaeroides и G. crenifalcatus и ниже первого появления Dombarites tectus, и немного выше появления аммоноидей Neogoniatites milleri (зона Hypergoniatites – Ferganoceras), немного ниже появления фораминифер рода Eolasiodiscus. Граница визе и серпухова по появлению L. ziegleri распознается во многих разрезах мира вблизи появления аммоноидей видов Cravenoceras leion и Edmooroceras pseudocoronula [Bisat, 1950] — в основании пендлейского яруса Великобритании, намюра Германии, Польши Украины [Skompski et al., 1995 и др.], то есть вблизи традиционной границы визе и намюра. Этот уровень был зафиксирован в разрезе Заборье (типовой разрез серпу ховского яруса) и в других разрезах Подмосковья, где вблизи этого уровня Н.Б. Гибшман [Gibshman, 2001, 2003] указала на появление «Millerella» tortula в сочетании с Neoarchaediscus postrugosus, что дает возможности коррелировать основание тарусского горизонта в Заборье с основанием извест няка Глен Дин (средний честер) в Кентукки. Принятие границы по появлению Lochriea ziegleri не приведет к коренному пересмотру объемов основных стратиграфических единиц карбона (визей ского и серпуховского ярусов), но в то же время эта граница будет отвечать основным требованиям, предъявляемым к границам такого ранга.

Литература Айзенверг Д.Е., Астахова Т.В., Берченко О.И. и др. Верхнесерпуховский подъярус Донецкого бассейна. Киев:

Наукова Думка, 1983. 273 с.

Богословская М.Ф. Род Goniatites и его представители на Южном Урале // Палеонтологический журнал. 1966.

№ 1. С. 38–46.

Бушмина Л.С. Раннекаменноугольные остракоды Кузнецкого бассейна. М.: Наука, 1968. 54 с.



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