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:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 8 |
-- [ Страница 1 ] --

ПАЛЕОНТОЛОГИЯ

И СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ

ГРАНИЦЫ

LVIII СЕССИЯ

ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКОГО ОБЩЕСТВА

Санкт-Петербург 2012

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ

НАУК

ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКОЕ ОБЩЕСТВО

ВСЕРОССИЙСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ им. А.П. КАРПИНСКОГО (ВСЕГЕИ)

ПАЛЕОНТОЛОГИЯ

И СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ

ГРАНИЦЫ

МАТЕРИАЛЫ LVIII СЕССИИ

ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКОГО

ОБЩЕСТВА

2 – 6 апреля 2012 г.

Санкт-Петербург 2012 1 УДК 56+551.7 Палеонтология и стратиграфические границы. Материалы LVIII сессии Палео нтологического общества при РАН (2-6 апреля 2012 г., Санкт-Петербург). – Санкт Петербург, 2012, 169 с.

LVIII сессия Палеонтологического общества посвящена теме «Палеонтология и стратиграфические границы». В докладах освещены вопросы типизации стратиграфиче ских границ как общих, так и региональных стратонов, использования палеонтологических данных при проведении и обосновании границ и роль реперных биостратиграфических уровней при межфациальной и межрегиональной корреляции отложений. В ряде докладов дается характеристика типов границ Международной стратиграфической шкалы, показано какие маркеры принимаются для закрепления границ и принципы проведения этих границ в каждом типе GSSP. Освещается соотношение границ МСШ и границ в региональных стратиграфических схемах. Показана история установления границ и их природа. В боль шинстве докладов приведена характеристика границ различного ранга (от границ между системами до границ свит и толщ) в докембрии и фанерозое в разных регионах России и ближнего зарубежья (Азербайджан, Беларусь, Грузия, Казахстан, Молдова, Монголия, Таджикистан, Украина). Для установления и обоснования этих границ используются со временные данные по фоссилиям докембрия, для фанерозоя – по граптолитам, конодон там, кораллам, криноидеям, моллюскам, остракодам, фораминиферам, млекопитающим, споре и пыльце, листовой флоре, диатомеям и силикофлагеллятам.

Сборник рассчитан на широкий круг геологов, стратиграфов и палеонтологов.

Редколлегия:

Богданова Т.Н. (ответственный редактор) Бугрова Э.М., Гаврилова В.А., Евдокимова И.О., Коссовая О.Л., Котляр Г.В., Олейников А.Н., Ошуркова М.В., Суяркова А.А., Толмачева Т.Ю.

© Российская Академия Наук ISBN 978-5-904247-42- Палеонтологическое общество при РАН Всероссийский научно-исслед. геол. ин-т им.

А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ) ЖИВАЯ СИСТЕМА ЗЕМЛИ (ГЕОМЕРИДА) И СТРАТИСФЕРА КАК БИОСТРАТОН ВЫСШЕГО ПОРЯДКА Вступительное слово Президента Палеонтологического общества академика Б.С. Соколова на LVIII сессии Дорогие друзья, Четыре года тому назад я счел необходимым привлечь ваше внимание к понятию Геомерида, как, считаю, одному из важнейших в биосферологии, в ее геоисторическом, а не только современном объеме. Мой этимологический акцент к термину – биогеомерида – возможно не очень нужен, т.к. и Геомерида выражает неисчислимое живое множество Земли. Термин Беклемишева оказался полузабытым и даже не вошел в фундаментальный «Биологический энциклопедический словарь» (1986). Его главный редактор М.С. Гиляров – выдающийся зоолог и почвенный эколог, конечно, был знаком с представ лениями Беклемишева, но, по всей вероятности, не считал нужным вводить в науку термин Геомерида при укрепившемся в языке понятии биосфера. Но в том-то и дело, что Геоме рида совсем не синоним биосферы, что и стремился показать Беклемишев, видя в живом особую развивающуюся систему, которая нуждалась, прежде всего, в биологическом ис толковании, как биологическое единство, а не как живое вещество или «живая функция»

самой Земли. Это единство имеет два измерения – хорологическое в его пространственном многообразии и хронологическое в палеонтологической истории органического мира. Хо рологический вектор Геомерида имеет и в геологическом прошлом: это ее историческая биогеография, отражающая этапность эволюции и меняющуюся во времени палеобиогео графическую структуру жизни.

Но главное заключается в хроностратиграфическом значении палеонтологической ле тописи Геомериды. Она оказалась удивительным образом упорядоченной в слоистой структу ре Земной коры. Стратисфера Земли – это каменное хранилище последовательно записанной биосферной эволюции («былые биосферы») от зарождения Геомериды на древней Земле до фантастического разнообразия Metazoa и Metaphyta в фанерозойских осадочных формациях и системах. Таким образом, стратисфера сложилась в биостратон высшего порядка. Он стер жень понимания всей геологической истории Земли от архея до ныне. Это ее реальная исто рия, изучаемая прямыми методами науки – физическими, химическими и биологическими.

Геохронометрические рамки этой истории не выходят за пределы 4.0–3.7 млрд лет. Но это лишь некоторое приближение к биологическому возрасту земной Геомериды. В стратисфере заключена вся энциклопедия жизни от ее молекулярных следов до следов археологической деятельности Человека. Это и рождает идею живой Земли – Геи (Ловлок, 1989) или особой живой системы, охватившей Землю с началом ее исторического развития. В.Н. Беклемишев принял для последней название Геомерида, оставив за биосферой только представление о биотопе. Это разделение понятий представляется очень важным.

Существует представление, что Геомерида и Гея это одно и то же, и что все это – биосфера. Как известно, Дж. Ловлок не был знаком с работами В.И. Вернадского, но, по знакомившись, усмотрел в них предвосхищение идеи живой Земли, т.е. Геи. Но так ли верны возникшие заключения? Задуматься об этом меня заставила недавно опубликован ная статья известного историка эволюционизма Ю.В. Чайковского (2011), связанная с его откликом на книгу Е.Б. Музруковой и А.В. Чесновой «Владимир Беклемишев – пророк ХХ века» (2009). Является ли «русская Гея» (так Юрий Владимирович называет Геомериду) эквивалентом Геи (Gaia) в представлениях Ловлока.

Он совершенно точно передает слова Беклемишева, что пространство, занятое био сферой, это «вместилище Геомериды», т.е. ее высший биотоп. Но как это представление должно рассматриваться в исторической геологии, ведь, однажды установившись на Зем ле, биосфера в своей истории никогда не прерывалась. Появление жизни означало и воз никновение биосферы. Значит Геомерида – понятие отнюдь не актуалистическое, а геоис торическое. Это важнейший акцент, который можно заметить и у Вернадского, писавшего о бактериях в докембрии, и у самого Беклемишева, лишь мельком упомянувшего докем брий в связи с Геомеридой. Но в выдающихся работах Вернадского о биосфере нет упоми наний имени Беклемишева, а в работах последнего – имени Вернадского, хотя первона чально он и хотел использовать термин биосфера для того, что назвал Геомеридой.

Большой заслугой Ю.В. Чайковского явилось то, что он разобрался с историей вхо ждения понятия Геомерида в биологию. Известная ссылка на К.Д. Старынкевича, как пер вого автора термина, мало что говорила по его выступлению в Таврическом университете (Симферополь) в 1919 году в смутные дни крымского междувластия. А его небольшая брошюра «Cтроение жизни» (1916), в которой впервые появился этот термин, использо ванный В.Н. Беклемишевым в 1927 году в докладе на III Всероссийском съезде зоологов в Ленинграде (реферат доклада Чайковский публикует), впервые увидела свет лишь в 1931 г.

(Старынкевич, 1931). Ее опубликовал в Праге Г.В. Вернадский – сын В.И. Вернадского.

Этим новым понятием таксономическое биоразнообразие жизни передавалось, как биоце нотическая целостность, подобная высшему организму: «живой мир моря и живой покров суши» – два ее проявления на Земле. Это был один из первых подходов к глобальной эко логии биосферы, что совершенно правильно давно отметил Э.Н. Мирзоян (1990). Далеко не сразу стало ясно, что новое понятие открыло совершенно новый подход и к представле нию об этапности эволюции (развития) органического мира. В этом уже была исключи тельная заслуга палеонтологии и исторической геологии.

Гипотеза «живой Земли», т.е. Геи, как и более ранние подобные идеи, наделявшие Землю в целом качествами живого организма при своем появлении, не несли этой пер спективы, и в настоящее время Гея скорее оборачивается Геомеридой. Волнующий смысл гипотезы Дж. Ловлока вытекал из его представления, что на вершине биосферной эволю ции оказался Человек, ставший сердцем и умом живой Земли. В.Е. Хаин (2007), весьма одобрительно отнесшийся к этой гипотезе, главное усмотрел, как и В.И. Вернадский, в геохимической активности биосферы на всем пути ее развития. Геомерида же, как само стоятельная материальная система Земли, такая же реальность как ее геофизические обо лочки, из которых она дала самый выразительный в геологии язык только литосфере своей естественной эволюцией и биохронологией. Палеонтологическая летопись сразу превра щает геологию в историческую науку и делает ее в естествознании такой же фундамен тальной как химия и физика. Именно поэтому историческая геология должна преподавать ся в школе наравне с ними.

Мы не знаем точного возраста Земли, как и самой нашей Вселенной, которую аст рофизики считают сейчас одной из множества. Но нам стал известен радиогенный возраст древнейших пород на Земле (Австралия, Гренландия). Он не абсолютен, но хронологиче ски конкретно привязан к началу формирования осадочного чехла Земли. Это не метриче ская выпись на день рождения планеты, но начало отсчета ее документированного сущест вования. Такая стратисфера обнаружена только на Земле и это имеет ключевое значение для понимания начала эволюции биосферы и этапности исторического развития ее уни кальной Геомериды. Эта этапность – биологическое лицо всех геологических систем и их подразделений, как и более крупных объединений, образующих, в своем своде, всю хроно стратиграфическую шкалу Земли. Стратисфера в целом, таким образом, выступает как ес тественный стратон высшего порядка, и он такая же уникальная целостность, как и Геомерида. В истории Земли они неразрывны, хотя и имеют совершенно разную природу.

Литосфера со всеми ее тектоносферными модификациями несет в себе последова тельную хронологическую информацию, прежде всего, через эволюцию Геомериды и изо топную геохронометрию. Ход этой эволюции неравномерен и находится в зависимости от динамических процессов в окружающей среде и в недрах Земли. Хотя энергия жизни ко лоссальна, не биосферный процесс является ведущей силой всего развития. Жизнь на Зем ле – явление вторичное при любом понимании ее происхождения и появления, даже если она пришла с аккрецией планеты. Прежде всего, она нуждалась в свободной воде, как био топе, и уже потом и очень быстро стала сама его формирующей силой, но все равно зави симой от геодинамики недр и экзогенных процессов глобального и космического характе ра. Прокариотная биосфера архея таксономически еще очень бедна, но весьма агрессивна и ей предстоит долгий путь эукариотизации.

Палеонтология докембрия всегда была «кунсткамерой», и только в последние 60 лет этот додарвиновский этап эволюции раскрылся в своем удивительном объеме и разнообра зии в венде, сделавшим окончательно палеонтологию одной из главнейших основ теорети ческой биологии. Ее общее значение состоит не только и, может быть, не столько в кон кретных филогенезах древа Жизни, хотя и они очень важны, а в открытии этапности эво люции. Стратиграфия литосферы ярче всего это показала в венде, как связующем этапе протерозойской эволюции с фанерозойской. И у нас нет более совершенной основы для понимания реального хода биологической эволюции, чем выработанная геологией иерар хическая система стратиграфических подразделений литосферы. В стратиграфической за писи она раскрывает неравномерность ее темпов, историческую палеобиогеографию ландшафтов Земли, время катастрофических ударов по биосфере эндогенного происхож дения и периодических флюктуаций климата, разномасштабно меняющих соотношения суши и Мирового океана, время региональных и глобальных биотических кризисов.

Границы стратиграфических подразделений поэтому – главный объект нашего вни мания. Они необходимая база для геологического картирования и прогнозных оценок недр Земли на поиски полезных ископаемых. Биохроностратиграфия достигла самых выдаю щихся успехов в этом направлении геологии, но относятся они только к классическому фанерозою и лишь отчасти к позднему протерозою. В настоящее время принято типизиро вать границы систем и их ярусных подразделений, но наиболее информативным группам остатков ископаемых организмов (виды и роды) в стратотипах подразделений по подошве биостратиграфической зоны, которая практически определяется в литостратиграфическом разрезе подошвой соответствующего пласта или их элементарной секвенции, обозначаю щих акт начала седиментации после некоторой паузы. В типовом разрезе (стратотипе) она должна быть минимальной и выражаться поверхностью перерыва на подстилающем стра тоне.

Этот перерыв всегда отражает какое-то физическое событие регионального или глобального характера, влекущего за собой и изменения в биоте. По сути дела, это экост ратиграфическое событие. Оно и является опорным при глобальной стратиграфической корреляции, при которой используется тот же палеонтологический метод, но включающий и корреляционный потенциал, сопутствующих групп организмов, экологически связанных с меняющейся фациальной обстановкой. Легко понять, что эта корреляция, в принципе, не может быть абсолютно точной, но только при ней достигается максимальное приближение к устойчивости хроностратиграфических границ, которые никогда не могут быть в межре гиональной корреляции изохронами, как не могут быть ими и потенциальные «изоспециа ты», т.е. линии, соединяющие точки нахождения в разрезах типового видового таксона.

Такой палеобиологической роскоши в довендских отложениях протерозоя нет, по этому Геомерида проявляет себя там лишь в крупных макротаксономических формах, чем докембрийская биосфера вообще принципиально отличается от венд-фанерозойской. По этому вряд ли справедливо утверждение сторонников гипотезы Геи, что условия сущест вования жизни на Земле существенно не изменились за 3.5 млрд лет. Современный тип биосферы начал устанавливаться лишь с конца неопротерозоя.

Дорогие друзья, В заключение я хочу добавить, что приближается 100-летие нашего Общества. Оно было основано в 1916 году в этом же здании Российского Геолкома и зарегистрировано в Петрограде. Эта дата должна быть отмечена Юбилейной сессией Палеонтологического общества. Оставшиеся 4 года – это совсем небольшой срок для серьезной подготовки сес сии. Мне думается, что мы уже сейчас должны принять некоторые решения по подготовке ее программы и организации. Открыться сессия, конечно, должна в Петербурге, а юбилей ные заседания – пройти и в Москве, и в Новосибирске.

Я надеюсь, что Президиум Академии Наук одобрит эту идею. Палеонтология зани мает видное место, как в Отделении наук о Земле, так и в Отделении общей биологии.

Но, прежде всего, необходимо наше обсуждение.

Благодарю вас за внимание.

ГРАНИЦЫ ПОДРАЗДЕЛЕНИЙ МЕЖДУНАРОДНОЙ СТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ШКАЛЫ ФАНЕРОЗОЯ А.С. Алексеев1, А.Ю. Розанов Московский государственный университет, aaleks@geol.msu.ru ПИН РАН, Москва Близится к завершению формирование международной стратиграфической шкалы (МСШ), которую лучше называть глобальной шкалой геологического времени. Основной принцип ее создания, вокруг которого концентрируются наиболее острые дискуссии, осо бенно в России – фиксация границ подразделений в виде стратотипов границ или точнее «глобальных стратотипических разрезов и точек» или GSSP. При этом закрепляется только нижняя граница подразделения, а его верхняя граница – подошва более молодого стратона.

Это позволяет избежать временных перекрытий или зияний в общей последовательности геологической истории. В соответствии с правилами установления GSSP, сначала осуще ствляется выбор маркера границы, а затем подбирается подходящий разрез, в котором и закрепляется «золотой гвоздь». На практике эти две задачи решаются чаще всего парал лельно. Также принято, что границы подразделений более высокого ранга должны совпа дать с границей одного из подразделений низшего ранга, каковым является ярус.

Первоначально единственным критерием границы считалось первое, наиболее ран нее эволюционное появление в единой филогенетической линии какого-либо таксона, обеспечивающего наиболее удаленную и наиболее надежную корреляцию. Позднее, из-за очевидной диахронности границ, выбранных на палеонтологической основе, особый при оритет стал отдаваться физическим маркерам границ – палеомагнитным, хемостратигра фическим и прочим.

На середину 2011 г. из 100 ярусов получили свои GSSP только 63, причем хуже всего ситуация с мезозоем, для которого Международным союзом геологических наук ратифици рованы только 12 границ из 30. Анализ этих GSSP позволяет выделить несколько их типов.

Биостратиграфические. Это наиболее распространенный тип, к нему относятся границы 50 ярусов – все в мезозое и почти все в палеозое. Согласно правилам, в качестве маркера должен выбираться вид в единой филогенетической последовательности в кон кретном разрезе на том уровне, где наличие переходных форм позволяет установить ис тинное первое появление. На практике это требование не всегда удается выполнить. Ис пользованы следующие группы: конодонты (17 границ, из них 1 в мезозое), граптолиты ( границ все в палеозое), аммоноидеи (10 границ, все в мезозое), фораминиферы (4 границы, по одной в палеозое и мезозое и 2 в кайнозое), трилобиты (3 границы в палеозое), извест ковый наннопланктон (2 границы в кайнозое), брахиоподы (1 граница в палеозое). Для нижней границы олигоцена вопреки правилам в качестве маркера выбрано не событие первого появления, а исчезновение планктонных фораминифер семейства Hantkeninidae.

Ихнологические. К этому типу принадлежит только одна граница – GSSP одновре менно основания фанерозоя, кембрия, его нижнего отдела и форчунского яруса. В качестве маркера этой границы в 1992 г. выбрано первое появление в разрезе на п-ове Ньюфаунд ленд в Канаде ихнофоссилии Trichophycus pedum. Это решение не согласуется с действую щими правилами выбора GSSP. Кроме того, эта граница могла бы быть зафиксирована био стратиграфически, так как ниже этого уровня уже появляются первые скелетные организмы.

Магнитостратиграфические. Границ, выбранных по смене намагниченности оса дочных толщ, всего 6 и все они кайнозойские. Это связано с тем, что магнитостратиграфи ческая шкала достигла необходимой точности только для наиболее молодого интервала геологической летописи. В частности, таким образом зафиксированы основание гелазского яруса (или четвертичной системы) на уровне в 1 м выше границы магнитозон Гаусс и Ма туяма, аквитанского яруса в подошве магнитозоны С6Сn.2n и танетского (подошва магни тозоны C26n). Считается, что физические границы не скользят во времени и могут про слеживаться глобально в толщах совершенно различного генезиса, но без биостратиграфи ческого контроля они не могут быть корректно идентифицированы.

Хемостратиграфические. Новый тип GSSP, который стал выделяться совсем не давно, включает рубежи ярусов, зафиксированные по аномалиям главным образом в изо топном составе кислорода и углерода биогенных карбонатов ( 18О и 13C). Таких GSSP пока только 3 и все в кайнозое. Во-первых, это нижняя граница серравальского яруса, во вторых, ипрского (по негативной аномалии в подошве слоя сапропелита, вызванной выде лением громадного количества метана из газогидратов) и зеландского.

Импактные. К этому типу относится лишь один GSSP – основание датского яруса или палеогена и кайнозоя. GSSP зафиксирован в Тунисе (разрез Эль-Кеф) по иридиевой аномалии в подошве пограничного глинистого горизонта, имеющего импактную природу.

Климатические. К рубежам, на которых фиксируются резкие климатические сдви ги, относятся GSSP двух наиболее молодых ярусов – голоценового (начало последнего по тепления, фиксируемого по сдвигу в содержании дейтерия в керне льда скважины, пробу ренной в Гренландии на уровне 11784±199 лет) и следующего за ним плейстоценового та рантского яруса на уровне морской изотопной подстадии 5е, тоже в керне скважины.

Таким образом, биостратиграфические GSSP доминируют в палеозое и мезозое, причем в основу положены группы с пелагическим образом жизни, единичные – бентос ные. Так, границы внутри девона кроме самого нижнего (лохковского) яруса выделены по конодонтам, а силура – по граптолитам (также за исключением одного). В кайнозое преоб ладают маркеры физической природы, а биостратиграфические занимают резко подчинен ное положение. Будет ли тенденция замены биостратиграфических границ на физические распространяться на мезозой, для которого утверждены лишь 40% границ, пока не ясно.

Ратифицированные GSSP находятся в 20 странах: Соединенное Королевство (9), Китай (9), Италия (8), США (7), Франция (6), Испания (4), Чехия (3), Канада, Марокко, Швеция (по 2), Австрия, Германия, Голландия, Гренландия, Египет, Казахстан, Мальта, Португалия, Тунис, Узбекистан (по 1). Распределение по странам часто отражает нацио нальную принадлежность председателя соответствующей подкомиссии.

Существенное влияние на принятие решения о выборе GSSP оказывают субъектив ные факторы: национальные, личностные и корпоративные.

СХЕМА СТРАТИГРАФИИ ОЛИГОЦЕНА–НИЖНЕГО МИОЦЕНА РОССИЙСКОЙ ЧАСТИ ЧЕРНОГО МОРЯ И ПРИЛЕЖАЩЕЙ СУШИ ПО ФОРАМИНИФЕРАМ В.М. Андреев ГНЦ «Южморгеология», Геленджик, andreev@ymg.ru Майкопская серия олигоцена–нижнего миоцена известна в Туапсинском прогибе и на валу Шатского по материалам морской сейсморазведки (Рис.), а в Новороссийском синклинории она не изучалась. Литология этих отложений описана только в Адлерской депрессии (Геология СССР, 1968 и др.).

При составлении Госгеолкарты–200 автор получил около 100 бороздовых проб май копских пород из разрезов побережья и 60 проб, отобранных грунтовой трубкой с матери кового склона РФ. Результаты определений микрофауны скоррелированы с данными сейсморазведки (Андреев, 2010). На побережье установлено отсутствие олигоцена и широ кое развитие сакараульского яруса миоцена: 70 родов, 184 вида (Табл.).

Напомним, что раннемиоценовая фауна, в том числе зональный вид Globigerinoides trilobus, уже давно найдена в нижней свите адлерского майкопа – мацестинской, а также в относимой к эоцену навагинской свите на р. Мамайка (Келлер, Меннер, 1945).

Рис. Тектоническая схема российского сектора Черного моря и прилежащей суши.

На бровке шельфа у пос. Аше найдена Saccammina zuramakensis – вид коцахурского яруса, неизвестный на южном склоне Кавказа (Зональная стратиграфия…, 2006). Из май копских фораминифер Северного Кавказа присутствуют один планктонный и не менее бентосных видов (из них 60% песчаные).

Планктон (33 вида) и 60% бентосных фораминифер всех трех рассматриваемых тек тонических зон известны из миоцена Карпат (Субботина и др., 1960;

Грузман, 1983) и Средиземноморья (Крашенинников, 1971). При этом карпатских и средиземноморских ви дов примерно по 70;

общих же у них – 36 (Табл.). Приводимый в таблице список бентоса включает 10 видов из сакараула Грузии, не распространенных на Северном Кавказе. В то же время в нижнем миоцене Средиземноморья отмечается не менее 5 видов, характерных для Северного Кавказа и 5 – для Грузии (Крашенинников, 1971).

Приводимый сакараульский комплекс фораминифер открытого морского бассейна до сих пор на Кавказе не выделялся (Неогеновая система, 1986;

Невесская и др., 2003).

БИОСТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ГРАНИЦЫ ДОКЕМБРИЯ САЯНО-БАЙКАЛЬСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ С.А. Анисимова1, А.Ю.Анисимов Институт земной коры СО РАН, Иркутск, svetanisimova@crust.irk.ru Санкт-Петербургский гос. горный университет В разрезах докембрия исследуемого региона изучены все органические остатки и созданы биостратиграфические схемы, в которых выделено четыре биостратиграфических рубежа. Они характеризуют четыре горизонта комплексного обоснования, баллаганахский, дальнетайгинский, жуинский и юдомский. По строматолитам и микрофитолитам (фитоли ты) выделяются более дробные подразделения – подгоризонты (Дольник и др., 2000).

Что касается информативности различных групп органических остатков, нам пред ставляется необходимым использовать все немногочисленные группы, имеющиеся в от ложениях докембрия – строматолиты, микрофитолиты, микрофоссилии, водоросли, следы илоедов и остатки мягкотелых организмов.

В рассматриваемом регионе изучено 96 форм строматолитов, основу комплексов и подкомплексов составляют 53 формы.

Микрофитолиты Саяно-Байкальской горной области (СБГО) объединены в формы, из которых 60 форм включены в состав региональных комплексов и подкомплек сов (Журавлева,1964;

Дольник и др., 1990).

Существующие разногласия в корреляции региональной биостратиграфической шкалы СБГО и Учуро-Майского региона (сибирский гипостратотип рифея) обусловлены в какой-то мере тем, что осадочные отложения разрезов СБГО были подвержены сильной тектоно-магматической активизации и лишены радиохронологических данных.

В последние годы были получены весьма противоречивые геохронологические и палеомагнитные данные баллаганахского, дальнетайгинского и жуинского горизонтов (Хабаров и др., 2005;

Кузнецов и др., 2003, 2011;

Подковыров и др., 2011;

Шацилло и др., 2006, 2011), которые указывают на поздневендский возраст дальнетайгинского и жуинско го горизонтов, что возвращает нас в 60-ые годы прошлого столетия, когда байкальский комплекс дальнетайгинского горизонта считался вендом–кембрием (Вологдин и др., 1962;

Королюк, 1960, 1962;

Титоренко и др., 1972).

Впоследствии, при крупномасштабных геологосъёмочных и тематических работах на основании полученных литолого-фациальных, петрографических и палеонтологических данных, эти отложения стали считаться рифеем (Дольник и др., 1972, 1982;

Воронцова и др., 1975;

Хоментовский и др., 1972;

Шенфиль и др., 1991;

Крылов, 1975;

Комар, 1990).

Независимо от мнения об ослабевающей биостратиграфической роли строматолитов и микрофитолитов докембрия, необходимо учитывать, что с эволюцией организмов строматолитообразователей и формальные таксономические признаки фитолитовых по строек также менялись во времени (Анисимова и др., 2011).

В разрезах докембрия СБГО в настоящее время найдены, выделены и прослежены биостратиграфические рубежи с фитолитами (Дольник и др., Анисимова, 2005), трубчато спиральными образованиями Obruchevella (Городничев, Дробкова, 1991), микрофоссилия ми (Станевич и др., 2006), отпечатками мягкотелых и следами илоедов (Соколов и др., 1975, 2008). Выше по разрезам четко прослеживаются нижнекембрийские биостратигра фические слои с водорослями Renalcis, Epiphyton, мелкораковинной фауной, археоциатами и трилобитами (Огиенко и др., 2003).

Стратиграфическая схема основывается на совместном использовании результатов всех методов – историко-геологического, биостратиграфического и геохронологического.

Уверенное применение этого комплексного подхода возможно в случае, если результаты всех трех методов совпадают. При несовпадении результатов различные исследователи отдают предпочтение тому методу, который им кажется более надежным.

ДИАТОМОВЫЕ ВОДОРОСЛИ И СИЛИКОФЛАГЕЛЛЯТЫ В ЭОЦЕНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ РОСТОВСКОЙ ОБЛАСТИ Н.И. Афанасьева ФГУП «ЦНИИгеолнеруд», Казань, root@geolnerud.net Диатомовые водоросли позднего эоцена на территории Европейской части России описаны из разрезов Курской и Воронежской областей А.П. Жузе (1949) и Ю.М. Успен ской (1948), Белгородской области – Э.П. Радионовой, Т.В. Орешкиной (1994), в Волго градской области описан небогатый комплекс Т.В. Орешкиной (Александрова, Бенья мовский и др., 2011).

Пробы для изучения видового состава диатомовой флоры, определения возраста и генетической принадлежности толщи были предоставлены автору В.И. Седлецким. Это диатомиты из скв. 26 Песковатско-Лопатинского месторождения, находящегося в Ростов ской области, на территории Верхне-Донского района. Харьковские кварцевые и кварц глауконитовые пески (1,3 м) вниз по разрезу сменяются толщей серых и серо-зеленых ки евских диатомитов, залегающих в виде линзообразного тела, вытянутого в широтном на правлении. Мощность диатомита свыше 11 м.

В результате микроскопического изучения диатомитов в них установлена богатая, хорошей сохранности и разнообразная в видовом отношении диатомовая флора (свыше видов) и гораздо менее разнообразные в видовом отношении (определено 14 видов) крем нистые жгутиковые водоросли – силикофлагелляты.

Обилие и разнообразие диатомей и силикофлагеллят в комплексе свидетельствует о высокой продуктивности вод.

Большую часть выделенных диатомовых водорослей составляют широко распро страненные и долгоживущие, главным образом, неритические виды, однако встречены и океанические. Присутствие силикофлагеллят и океанических видов свидетельствует об от крытом характере бассейна осадконакопления.

Для комплекса характерна высокая родовая и видовая численность: Lisitzinia incons picua var. trilobata Gleser, Coscinodiscus decrescens A.S., C. moelleri var. macroporus Grun., Hemiaulus polycystinorum Ehrenberg, H. polimorphus var. charkovianus Jous, Paralia oamaru ensis (Gr. et St.) Gles., Pyxilla gracilis Tempre et Forti, Trinacria excavata Heiberg, Trinacria subcapitata Grev., Melosira architecturalis Brun., Pseudostictodiscus angulatus Grun., Bipalla oamaruensis (Grove et Sturt) Gleser, Biddulphia tuomei (Bail.) Roper., Pseudopodosira westii (W.S.) Sheshuk. et Gleser. Многочисленны (с оценкой очень часто и часто) Paralia ornata Grun., P. sulcata var. crenulata Grun., P. sulcata var. biseriata Grun., Рyxidicula turris (Grev. et Arnott) Streln. et Nikolaev. В единичных экземплярах присутствуют Craspedodiscus oblon gus (Greville) Hanna, Coscinodiscus argus Ehrenberg, Asteromphalus oligocenicus Schrader et Fenner, Diploneis poretzkii Tscherem, Goniothecium tenue Brun, Navicula uspenskiana Gles. et Sheshuk, Trinacria excavata Heib.

Комплекс отличается доминированием таких эоценовых видов как Lisitzinia incons picua var. trilobata Gleser, Pyxilla gracilis Tempre et Forti, Hemiaulus polimorphus var. char kovianus Jous. Близкие комплексы установлены в Кроноцком заливе восточной Камчатки (Цой, 2003), в средней части киевской свиты северо-восточного борта Днепровско Донецкой впадины (Радионова, Орешкина и др., 1994), в шолайской свите Прикаспийской впадины (Глезер, 1996). Рассматриваемый комплекс имеет общие элементы с комплексом зоны Craspedodiscus oblongus (Greville) Hanna, выделенным в среднеэоценовых отложени ях Норвежского моря (Dzinoridze et al., 1978).

Несмотря на присутствие в разрезах Ростовской области видов-индексов океаниче ских зон по диатомовым, установить какую-либо из них в этом районе довольно трудно из за различий систематического состав комплексов.

Наиболее близким по систематическому составу является комплекс зоны Lisitzinia inconspicua var. trilobata, выделенной в формации Bateque в Калифорнии и датируемой поздним средним эоценом (McLean, Barron, 1988). Датировка комплекса из формации Ba teque, данная на основе известкового наннопланктона (СР14) – поздний средний эоцен.

В диатомитах Песковатинско-Лопатинского месторождения силикофлагелляты представлены видами Corbisema apiculata (Lemmermann) Hanna, C. geometrica Hanna, C.

triacanha (Ehrenberg) Bukry et Foster, Dictiocha hexacantha Schulz, Dictiocha triacanta Ehren berg, Mesocena apiculata (Schulz), M. cf. elliptica Ehrenberg, Naviculopsis foliaceae Defladre, N. constricta (Schulz) Frenguelli, Ebriopsis antiqua Schulz., составляя комплекс зоны Dictio cha hexacantha. По Д. Бакри (Bakry, 1981) границы этой зоны определяются появлением и исчезновением вида-индекса, остальные виды являются транзитными. Зона занимает стра тиграфический интервал, соответствующий нанопланктонным зонам NP16–NP18. В нашем комплексе еще в достаточном количестве присутствует вид-индекс из нижележащей зоны, следовательно, можно заключить, что комплекс приурочен к нанопланктонной зоне NP16.

Таким образом, комплексы как диатомовых водорослей, так и силикофлагеллят можно уверенно коррелировать с нанопланктонной зоной NP16, а возраст диатомита счи тать бартонским, то есть поздней фазой среднего эоцена.

К ВОПРОСУ О ВЕРХНЕМЕЛОВЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ ГОРНОГО АЛТАЯ Е.Ю. Барабошкин1, В.С. Зыкин2, Н.К. Лебедева3, С.В. Парначев4, Б.Н. Шурыгин3, В.Н. Беньямовский5, В.А. Маринов3, Т.Н. Смирнова1, А.Ю. Гужиков Московский государственный университет, ejbaraboshkin@mail.ru ИГМ СО РАН, Новосибирск;

3ИНГГ СО РАН, Новосибирск;

4ОАО «ТомскНИПИнефть»

ГИН РАН, Москва;

6Саратовский государственный университет В 1999 г. было опубликовано сообщение об открытии в Чуйской впадине Горного Алтая морских верхнемеловых отложений (Зыкин и др., 1999). Это выглядело невероят ным на фоне традиционных представлений о геологии данного региона, поэтому данное известие было встречено с большим скепсисом (Новиков, 2001, 2004;

Новиков и др., 2004).

Последовавшая дискуссия побудила авторов открытия опубликовать более полные данные и изображение некоторых макрофоссилий (Зыкин и др., 2008), однако четкого представле ния о строении разреза, условиях его формирования, его взаимоотношении с окружающи ми породами дано не было. Для решения этих проблем был организован научный проект, поддержанный РФФИ, и в 2010-2011 гг., проведены полевые работы и получены новые сведения об отложениях этого местонахождения.

Строение разреза. Разрез изучен в двух обнажениях, расположенных в параллель ных овражках на левом борту долины реки Кызыл-Чин, в 500 м выше устья ручья Корум кешу, на высоте 1840-1850 м;

выходы приурочены к зоне Чарышско-Теректинского разло ма. Породы, по всей видимости, находятся в тектоническом блоке, где с севера они отде лены зоной разрыва от девонских отложений, содержащих брахиопод Spinatrypa Coop., Anathyrella Khal., Gras., Sinch., Kul., Keprina Struve, ?Mimatrypa Struve. На юге породы ухо дят под покров верхнеплейстоценовых и голоценовых отложений. Залегание пластов варь ирует от опрокинутого 32080 на севере до субвертикального 130-14080-85 на юге;

внутри толщи наблюдаются мелкие разрывы.

Разрезы внешне отличаются друг от друга. Западный разрез находится в зоне разви тия олигоценовой коры выветривания, в нем породы сильно изменены, осветлены, в них присутствуют конкреционные прослои гидроокислов железа, залегающие субгоризонталь но;

верхняя часть обнажения окрашена в красные цвета. Восточный разрез изменен мень ше, имеет зеленоватую и буроватую окраску, напоминая отложения девона. Несмотря на различия, разрезы дублируют друг друга, и отдельные пласты песчаников прослеживаются из одного разреза в другой. Последовательность представлена переслаиванием пачек алев ритистых аргиллитов (метры–десятки метров) и пачек чередования аргиллитов с мелко зернистыми песчаниками и алевролитами (первые метры). Породы горизонтально слоистые, реже – с текстурой ряби волнения, градационной или биотурбационной. В верх ней части разреза присутствуют карбонатные конкреции со структурой cone-in-cone. Ви димая мощность около 110 м.

Седиментология. Изученные терригенные разрезы имеют мелководный облик;

пре обладание горизонтальной слоистости и редкость ряби волнения свидетельствуют об осадко накоплении ниже- или на уровне базиса волн (40-50 м). Биотурбации слабо развиты и в отно сительно большом количестве встречены там же, где и редкие остатки двустворок, брахиопод и криноидей. Сравнительно бедный комплекс ихнофауны включает ихнороды Taenidium isp., Palaeophycus isp., Planolites isp., Chondrites isp., ?Treptichnus isp., ?Cosmorhaphe isp., Thalassi noides isp., не имеющие биостратиграфического значения, и встречающиеся в широком спек тре морских условий. Комплекс макрофауны угнетенный: раковины мелкие и редкие, но при сутствие брахиопод, мшанок и криноидей указывает на нормальную соленость.

Палеомагнетизм. Разрез оказался перемагничен, но в заведомо девонской части, наряду со вторичной намагниченностью, выделена доскладчатая характеристическая ком понента, совпадающая с направлением, полученным для девона Алтае-Салаирского блока (Печерский, Диденко, 1995;

Казанский, 2002).

Магнито-минералогический анализ показал, что полное перемагничивание связано с наиболее интенсивными гипергенными изменениями: девонским образцам свойственна минимальная остаточная коэрцитивная сила (Hcr=33.7-35.9 мТл), типичная для слабоокис ленных магнитомягких минералов группы титаномагнетита, а для остальных пород харак терны более высокие значения Hcr (до 47.7 мТл), связанные с большей степенью окислен ности ферромагнитных зерен. Это наблюдение лучше согласуется с гипотезой о принад лежности разреза к девону, хотя и не исключает возможности мелового возраста пород.

Палеонтология. Для обоих разрезов была получена микро- и макропалеонтологи ческая характеристика. Палинокомплексы, определенные Н.К. Лебедевой, оказались суще ственно беднее, чем при предыдущем исследовании (Зыкин и др., 1999, 2008). Были опре делены споры: Gleicheniidites sp., пыльца голосеменных: Ginkgocycadophytus sp., Pinuspollenites minimus (Couper) Kemp, P. sp., Alisporites sp., Phyllocladidites sp., Eucommiidites sp., Clasopollis sp., Cedripites sp.;

пыльца покрытосеменных Tricolporopolle nites sp., Tricolpites sp., Kuprianipollis sp.;

диноцисты: Alterbidinium sp., Circulodinium sp., Cleistosphaeridium sp., Apteodinium aff. maculatum Eisenack et Cookson, Kallosphaeridium sp., зигнемовые водоросли Schizosporis sp., Ovoidites sp., акритархи: Micrhystridium sp., Veryhachium reductum (Deunff) Jernowsky, празинофиты: Tasmanites sp., Leiosphaeridia sp.

Многие из перечисленных таксонов имеют широкий стратиграфический диапазон, однако совместное присутствие двухмешковой пыльцы хвойных, покрытосеменных и диноцист Alterbidinium sp., Kallosphaeridium sp., Circulodinium sp., Cleistosphaeridium sp. свидетельст вует о позднемеловом возрасте отложений, что подтверждает выводы прежних исследова телей. Отметим, что диноцисты Chatangiella chetiensis (Vozzhennikova) Lentin et Williams, определенные ранее (Зыкин и др., 1999, 2008), в новых сборах не встречены.

Новых находок микрофауны сделано не было, но в одной пробе были встречены эо ценовые фораминиферы и радиолярии хорошей сохранности. К этим данным мы пока от носимся с осторожностью.

Комплекс макрофауны близок к опубликованному (Зыкин и др., 2008). Среди дву створок Б.Н. Шурыгиным определены: Trigonoarca moutoniana (d'Orb.), Dianchora ex gr.

striata J. Sow. sp. juv., Cyprimeria ex gr. faba (J. et J. de C. Sow.), Nanonavis cf. carinata (J.

Sow.), Panopea ex gr. mandibula (J. et J. de C. Sow.), P. ex gr. gurgitis (Brongniart), Lima sp.

ind., Lucina ex gr. dawnesi Woods, Aphrodina ex gr. orbignyi Sob., Chlamys sp. juv., Inoceramus sp. juv. Некоторые из них известны из верхнего сеномана–турона. Стоит отме тить, что большинство двустворок мелкие, имеют не очень хорошую сохранность.

Список брахиопод, определенных Т.Н. Смирновой на основе морфологии раковины (Зыкин и др., 2008), включал сеноман-туронских Gemmarcula cf. auriculata Katz, Malwir hynchia cf. sigma (Schloth.), Urbanirhynchia crassicostata Katz и был пополнен находками Malwirhynchia sp., Urbanirhynchia ex gr. implicata Katz и Urbanirhynchia sp.

В настоящее время для одной раковины из невыветрелого блока, определенной как Malwirhynchia sp., были проведены томографические исследования и выявлен ручной ап парат спирального типа, по предварительному заключению Т.Н. Смирновой, очень похо жий на надсемейство Retzioidea Waagen, 1883 (силур–триас).

Полученные данные ставят новые вопросы о структуре и строении разреза, взаимо отношении палеозойских и предполагаемых меловых толщ, и нуждающихся в дальнейшем изучении комплексов макрофауны и различных групп микробиоты.

Авторы признательны В.С. Вишневской, Г.Э. Козловой, Г.Т. Ушатинской, А.П. Рас ницыну, П. Сартенеру, А.С. Алексееву за помощь в определении микро- и макрофауны, а также Д.В. Коросту за проведение томографических исследований Мы благодарим РФФИ (грант № 10-05-00308a) за финансовую поддержку.

ГЛАВНЫЕ РЕПЕРЫ МЕЖРЕГИОНАЛЬНОЙ КОРРЕЛЯЦИИ ВЕРХНЕПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЧЕРНОГО И КАСПИЙСКОГО МОРЕЙ Барг И.М.

Днепропетровский национальный университет, Днепропетровск, Украина На протяжении геологической истории происходило неоднократное соединение Черного и Каспийского морей, обусловленное как тектоническими процессами, так и эв статическими колебаниями Мирового океана. Связь Каспийского и Азово-Черноморского бассейнов по Маныческому проливу наметилось ещё в понтический век, однако наиболее интенсивные соединения связаны с позднеплейстоценовым временем, когда этот пролив соединился с Керченским (Попов, 1970).

Главными реперами соединения проливов явилось появление в Азово Черноморской акватории бассейнов с опресненной каспийской фауной. По данным иссле дователей, изучавших Каспийский бассейн (Попов, Свиточ, Янина, Федоров), последняя позднеплейстоценовая трансгрессия по Манычскому проливу произошла в новоэвксинское время, когда в Черноморский бассейн через Керченский пролив проникли многочисленные дрейсены и дидакны. Проведённые нами детальные исследования Азовского моря, Кер ченского пролива и Черного моря показали, что новоэвксинская трансгрессия распростра нялась не со стороны Каспия, а со стороны Черного моря (Барг, 2011). На этот факт указы вают многочисленные разрезы новоэвксинских отложений, имеющие тройное трансгрес сивное строение, где в основании залегают аллювиальные осадки, сменяющиеся вверх по разрезу лиманно-морскими и морскими. А.Д. Архангельский и Н.М. Страхов неоднократ но подчёркивали: где бы не производилось опробование черноморских отложений, под ними неизменно вскрывались новоэвкcинские (1938, стр. 179). Этот же факт установлен Е.Ф. Шнюковым (1972), утверждающим, что морские новоэвксинские отложения протяги ваются в Азовском море до Таганрогского залива, имея мощность до 35 м., в то же время в Керченском проливе их мощность достигает 16 м.

В результате новоэвксинской трансгрессии устье пра-Дона сместилось в сторону Азовского моря, в котором увеличилось количество морской солоноватоводной фауны Черноморского типа. Таким образом, приведенные данные четко указывают на ход ново эвксинской трансгрессии со стороны Черноморского региона. Все исследователи четвер тичных отложений связывают новоэвксинскую трансгрессию с позднеледниковой холод ной эпохой. Однако, как свидетельствуют многочисленные литературные данные, в ледни ковые периоды не происходили трансгрессии, для них были характерны исключительно регрессивные фазы развития. Факт несомненного прохождения новоэвксинской трансгрес сии со стороны Черного моря противоречит указанной закономерности и может быть объ яснен только тектоническими причинами, что обусловило наличие многочисленных пла стов с новоэвксинскими дрейсенами и другой сопутствующей фауной в глубоких морских скважинах Восточного Крыма на глубине 1,5-2 км. По данным В.Н. Семененко (1973), возраст новоэвксинских дрейсен оценивается в 13 тыс. лет, а амплитуды опускания черно морского шельфа оценены московскими геологами в 1,5-2 дм/год (Заузелков, Несмеянова, Рыжова и др., 1989).

В конце плейстоцена территория, примыкающая к будущему Азовскому морю и Керченскому проливу располагалась на более низких отметках, чем Восточный Крым, что привело к её искусственному затоплению с образованием Азовского моря и Керченского пролива. Возникает естественный вопрос: если новоэвксинская трансгрессия происходила не со стороны Манычского пролива Каспия, откуда тогда в Чёрном море появилась опрес ненная фауна дрейсен и дидакн? Вряд ли эта фауна могла пережить мощную послекаран гатскую регрессию. Этот факт был объясним нами ранее (Барг и др., 1990).

Установление в геологических разрезах Северо-Западного и Центрального Азова азово-хвалынского горизонта (тарханкутские слои), в отложениях которого содержится фауна моллюсков: Dreissena polymorpha Pall., Monodacna caspia (Eichw.), Didacna ebersini Fed., D. caspia (Eichw.), D. sulcatillas sulcatillus Popov, Lithogliphus naticoides (Pfeif) Valvata sp., Micromelania caspia linta (Mil), Theodoxus pallassi Lind, Cerastoderma edule (L), Abra ovata (Phill), Ceritium sp.

Анализ приведённых фаунистических сообществ моллюсков, показывает, что Di dacna ebersini Ted и Didacna sulsatullus sulcatuelus Popov., характерны для нижнее- и верх нехвалынских слоев Прикаспия. Хвалынская трансгрессия является наиболее крупной в области Каспийского моря и её продолжительность охватывает промежуток времени от верхнего плейстоцена до голоцена. Таким образом, слои, занимающие определенное стра тиграфическое положение в разрезах между карангатскими и новоэвксинскими, выделены нами в азово-хвалынские. Этим названием подчёркивается смешанный характер фауны в этих слоях: с одной стороны азовской, а с другой – каспийской. Очевидно, эти слои обра зовались в результате хвалынской трансгрессии через Манычский пролив. Этот факт объ ясняет то, что новоэвксинские дрейсены Черного моря произошли от азово-хвалынских дрейсен (Табл.).

Каспийское Азово-Черноморский бассейн море Система Раздел Звено Горизонт Слои Керчен Манычский Азовское ский про- Черное море пролив море лив Джеметин Джеметинские ские Ново- Ново Черноморский азовские азовские Каламит Современное Каламитские ские Голоцен Витязев Витязевские ские Древне- Древне Четвертичная азовские азовские Бугазские Бугазские Новоэвк- Новоэвк- Новоэвк- Новоэвк- Новоэвксин синский синские синские синские ские Плейстоцен Верхнехва Азово- Азово- Азово Верхнее лынские Тарханкут хвалын- хвалын- хвалын- Тарханкутские ские Нижнехва ский ские ские лынские Карангат- Карангат- Карангат- Карангат- Карангат Карангатские ский ские ские ские ские Таблица. Схема сопоставления морских верхнеплейстоценовых отложений Каспийского и Азово-Черноморского бассейнов.

ФРАНСКИЕ БРАХИОПОДЫ РОДА THEODOSSIA NAL. НОВОЙ ЗЕМЛИ И ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ Д.В. Безгодова Санкт-Петербургский гос. горный университет, BezgodovaDaria@yandex.ru Род Theodossia Nal. – один из наиболее характерных франских родов спириферид. В разрезах Главного девонского поля виды этого рода впервые появляются в нижней части семилукского горизонта среднего франа и становятся одной из господствующих групп спириферид в верхнефранских отложениях всей Восточно-Европейской платформы (ВЕП) и Урала. Находки брахиопод этого рода имеются так же и в Сибири.

На Новой Земле представители рода Theodossia Nal. распространены в интервале от верхов жандровского (верхняя часть зоны M. asymmetricus региональной конодонтовой шкалы) до верхов меньшиковского горизонта (зона Pa. gigas). Средне- и верхнефранские отложения юга Новой Земли представлены монотонными карбонатными и терригенно карбонатными толщами, формировавшимися в относительно стабильных условиях откры того мелководья, благоприятных для брахиопод. В этих разрезах виды рода Theodossia Nal.

сменяют друг друга практически непрерывно. Таким образом, в серии разрезов на южной оконечности Новой Земли и даже в одном разрезе (разрез на мысе Меньшикова) можно проследить развитие рода от первого появления в среднем фране до его исчезновения на рубеже франского и фаменского веков. Это отличает новоземельские разрезы от одновоз растных отложений ВЕП, где представители рассматриваемого рода немногочисленны в верхней части среднего и основании верхнего франа, а в некоторых районах и вовсе отсут ствуют на этих уровнях.

Во франских разрезах на Новой Земле встречаются как виды известные на террито рии ВЕП, так и местные формы. Наибольшее сходство наблюдается с Главным и Цен тральным девонскими полями.

Первый представитель рода – Th. svinordensis Nal. встречается в разрезах Главного девонского поля в порховских и свинордских слоях. Так же, по данным бурения, этот вид присутствует в нерасчлененных отложениях рудкинского надгоризонта Казанлинско Арчединской впадины (Волго-Уральская область).

На Новой Земле вид Th. svinordensis Nal.. встречается в верхней части жандровского горизонта (этот уровень соответствует среднему франу).

На Главном девонском поле в верхней части семилукского горизонта (ильменских и бурегских слоях) и в снежских слоях теодоссиины отсутствуют.

В разрезах юга Новой Земли в самых верхних слоях жандровского горизонта вид Th. svinordensis Nal. сменяется двумя местными формами, которые встречаются в одном стратиграфическом интервале в соседних разрезах. Эти формы наследуют некоторые ха рактерные черты Th. svinordensis Nal.: максимальная выпуклость их брюшной створки также приурочена к примакушечной части, макушка удлиненная, кроме того, одна из форм сходна с видом-предшественником узким синусом и уплощенной спинной створкой. Од нако отличие по комплексу признаков (степень развитости, форма сечения и характер ог раничения синуса, характер скульптуры, очертания брюшной створки) и отсутствие пере ходных форм позволяют различать эти две формы как самостоятельные виды.

Вновь род Theodossia Nal. в разрезах Главного девонского поля появляется только в нижневоронежских отложениях, где он представлен видом Th. uchtensis Nal. Начиная с этого уровня представителей данного рода находят в других областях ВЕП и на Урале.

Th. uchtensis Nal. в верхневоронежском горизонте сменяется формой Th. tanaica Nal. – од ним из самых распространенных видов этого уровня на территории ВЕП.

На Новой Земле, в нижней части меньшиковского горизонта (интервал от верхней части семилукского горизонта до основания фаменского яруса по ринхонеллидам и коно донтам), вслед за эпизодическим появлением Th. uchtensis Nal. широко распространен вид Th. tanaica Nal., на время вытеснивший здесь местные виды.

Стратиграфически выше в разрезе на Новой Земле вновь появляется местный вид, сохраняющий наиболее характерную для местных форм черту: хорошо развитую прима кушечную область.

Для верхних уровней франского яруса, как на ВЕП, так и на Новой Земле, характе рен вид Th. evlanensis Nal.


Наличие общих видов во франских отложениях ВЕП и юга Новой Земли свидетель ствует об опосредованной связи этих палеобассейнов. Опираясь на данные корреляции по ринхонеллидам и конодонтам можно также предполагать, что некоторые формы могли появиться на Новой Земле раньше, чем в бассейнах Восточно-Европейской платформы.

ГРАНИЦА И ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ ВЕРХНЕГО ОРДОВИКА И НИЖНЕГО СИЛУРА НА ЗАПАДНОМ СКЛОНЕ ПРИПОЛЯРНОГО УРАЛА Т.М. Безносова1, П. Мянник ИГ КомиНЦ УрО РАН, Сыктывкар, beznosova@geo.komisc.ru Институт геологии Таллиннского технического университета, Таллин, Эстония В результате изучения уникального разреза Кожым-108 на Западном склоне Урала, являющегося в настоящее время единственным на территории Европейского Северо Востока, в котором в непрерывной последовательности вскрываются отложения верхнего ордовика и нижнего силура, выделены новые региональные подразделения: яптикнырд ская свита и юнкошорские слои (Безносова и др., 2011).

На основе установленной последовательной смены комплексов конодонтов и бра хиопод и по результатам анализа изотопного состава углерода 13С осуществлено датиро вание толщ, слагающих пограничный интервал ордовика и силура. Впервые на Приполяр ном Урале граница ордовика и силура подтверждена палеонтологическими данными и оп ределен рубеж между этими системами (Безносова, Мянник, 2002;

Безносова и др., 2011).

Граница систем установлена в основании слоев с конодонтами Oulodus? сf. nathani и Walliserodus cf. сurvatus. Этот уровень границы подтверждается результатами геохимиче ских исследований. В самых верхах ордовика выявлен интервал значительного увеличения значений изотопов 13С.

Яптикнырдская свита, выделенная в верхнем ордовике, трансгрессивно залегает на малотавротинской свите и перекрывается яренейской свитой нижнего силура. Граница ор довика и силура установлена по контакту яптикнырдской и яренейской свит. Яптикнырд ская свита, включающая яптикшорские и юнкошорские слои, коррелируется с верхами го ризонта пиргу и с горизонтом поркуни Эстонии. Юнкошорские слои отвечают хирнант скому ярусу глобальной стратиграфической шкалы и горизонту поркуни. Сопоставление седиментационной последовательности в разрезе Кожым-108 и в разрезах одновозрастных отложений Балтийского бассейна показывает полное совпадение выделенных эвстатиче ских рубежей, подтверждающее их глобальный характер.

Полученные результаты изменили представление о строении разреза верхнего ордо вика и нижнего силура на западном склоне Приполярного Урала (Рис.) и дают основание для пересмотра существующей корреляции верхнеордовикских толщ в бассейне р. Кожым со стратотипическим разрезом кырьинского горизонта (Анцыгин и др., 1970;

Объясни тельная записка…, 1994). В описании стратотипа кырьинского горизонта, расположенного в северной части Улсовско-Билимбаевского моноклинория (р. Кырья), указано, что сла гающие горизонт толщи «…с брахиоподами Norgium munsteri мощностью до 83 м, пере крываются … серыми массивными доломитами лландоверийского возраста, содержащими Stricklandia cf. lens (Sowerby)» (Анцыгин и др., 1970, с. 5). Далее отмечается, что в южной части Улсовско-Билимбаевского моноклинория «…нижняя часть силура вместе с кырьин ским горизонтом выпадает из разреза. С севера на юг наблюдается постепенное увеличе ние глубины перерыва между ордовиком и силуром» (Анцыгин и др., 1970, с. 6). Опираясь на результаты наших исследований, можно предположить, что и в разрезе р. Кырья суще ствует скрытый перерыв, разделяющий отложения ордовика и силура. Возможно, продол жительность этого перерыва соответствует времени формирования юнкошорских слоев.

Рис. Изменение представлений о положении границы ордовика и силура на Приполярном Урале.

Работа выполнена при поддержке Программы Президиума РАН № 28 «Проблемы происхождения жизни и становления биосферы» (Проект № 12-П-5-1015).

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СОБЫТИЯ ГЛОБАЛЬНОГО ВЫМИРАНИЯ ФОРАМИНИФЕР ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ НИЖНЕЙ ГРАНИЦЫ ЭОЦЕНА В.Н. Беньямовский ГИН РАН, Москва, vnben@mail.ru Многочисленные данные по изменениям состава бентосных и планктонных фора минифер на рубеже палеоцена и эоцена были получены по разрезам Средиземноморской, Крымско-Кавказской, Европейской областей, а также по скважинам в Атлантическом океане (Tjalsma, Lohman, 1983;

Speijer, 1994;

Oritz, 1995;

Kaiho et al., 1996;

Музылев и др., 1996;

Molina et al., 1999;

Thomas, 2003;

Alegret et al., 2005;

Gebhardt et al., 2010 и др.). Уста новлена катастрофическая перестройка в комплексах бентосных фораминифер на границе палеоцена и эоцена, выражавшаяся в глобальном массовом вымирании прежде всего бати альных и абиссальных форм, а также в кардинальной смене среди неритических бентосных фораминифер. Это событие получило наименование BFE (benthic foraminifera extiction).

Массовое вымирание бентосных фораминифер по оценкам некоторых микропалеонтоло гов было самым крупным за последние 90 млн лет, поскольку исчезло от 30 до 50% палео ценовых видов (Kennet, Stott, 1991). Этот процесс был кратковременным – около 100- тыс. лет (Speijer, Schmitz, 2000). В изученных разрезах BFE совпадает с изотопным экскур сом углерода (CIE), который принят за подошву эоцена (Aubry et al., 2007). Следует упо мянуть работы по фораминиферам из сапропелитового горизонта на границе палеоцена и эоцена в опорных разрезах Северного Кавказа и Средней Азии (Музылев и др., 1989, 1996;

Speijer et al., 1997;

Beniamovskii et al., 1999;

Bolle et al., 2000;

Ступин, Музылев, 2001;

Сту пин, 2004, 2008). Интерес к разрезам сапропелитового горизонта в Северо-Восточном Пе ритетисе возник у отечественных и зарубежных коллег в связи с необходимостью сравнить сценарии развития микробиоты и осадконакопления в акваториях Северо-Восточного Пе ритетиса с таковыми в Центральном Тетисе, а также к северу и к югу от него, поскольку этот горизонт наблюдается почти во всех разрезах.

В шельфовых разрезах профиля от Таджикской депрессии до Полярного Предура лья отчетливо прослеживается уровень массового вымирания (BFE) и кардинального пре образования комплексов бентосных фораминифер.

В разрезе Курпаи в окрестности Душанбе катастрофическое изменение среди фора минифер наблюдается в подошве горючих сланцев каратагского горизонта ипра: исчезают как все бентосные фораминиферы палеоцена мидвейского типа, так и все планктонные фораминиферы верхнетанетской подзоны Acarinina soldadoensis.

Cходная картина прослеживается и в разрезе к югу от г. Кустанай (Соколовский карьер), в зоне перехода Тургайского прогиба в Западно-Сибирской плиту. Здесь в терми нальной части карбонатных песков Соколовской толщи, охарактеризованной танетским наннопланктоном зоны NP8, полностью исчезают бентосные фораминиферы шельфовой мидвейской зоны Cibicidoides lectus–Reussella paleocenica, комплексы которой распростра нены в палеоцене Европейской периферии Тетиса (Левина и др., 2005).

В скважине 228, пробуренной в Заполярной части Предуральского прогиба (бассейн р. Лемва правого притока р. Уса), в опоково-глинисто-песчанистой кишорской свите про слежен комплекс бентосных фораминифер с многочисленными Reticulophragmium arcticum и R. cf. borealis. Примечательно, что и в верхнепалеоценовой части разреза скважины М0004А на хр. Ломоносова (в Полярной Арктике) установлен комплекс бентосных фора минифер, характерной чертой которого также является присутствие видов рода Reticuloph ragmium: R. ministicoogmium, R. articum и R. borealis. По их присутствию этот комплекс получил название «Reticulophragmium assemblage» (Backman et al., 2006). Уместно отме тить, что событие «Reticulophragmium» характеризует поздний палеоцен Бореального поя са (Kaminski, Gradstein, 2005). В скважине 228 позднепалеоценовый возраст слоев с Reticu lophragmium arcticum подтверждается присутствием диноцист танетской зоны Apectodi nium augustum (Iakovleva et al., 2000). В терминальной части кишорской свиты комплекс резко меняется – исчезают ретикулофрагмиумы и другие сопутствующие фораминиферы, ассоциация обедняется, в ней преобладают вернеулиноидесы, гломоспиреллы, реофаксы и саккаммины. Эоценовый возраст устанавливается по массовому развитию диноцист рода Apectodinium, среди которых присутствует зональный вид A. augustum (Iakovleva et al., 2000). В полярной скважине М0004А в низах эоцена отмечен такой же комплекс форами нифер (с вернулинами, реофаксами и саккамминами).

В разрезах Северного Кавказа (Малый Зеленчук, Баксан, Хеу), Закавказья (Медани в Западной Грузии) и Западного Копет-Дага (Торенглы) на границе палеоценовой и эоцено вой части отчетливо прослеживается сапропелитовый прослой (СП). В подошве СП отме чается массовое исчезновение (BFE) космополитных бентосных фораминифер батиальной зоны Stensioeina (Gavelinella) beccariiformis–Nuttallides truempyi, представляющий батиаль абиссальную фауну типа «веласко» палеоцена (Morkhoven et al., 1986). В СП распростра нена очень обедненная бентосная инфауна, представленная дизоксическими и субоксиче скими секрецирующими булиминами, нодозариями, а также агглютинирующими формами простого строения.

Таким образом, на рубеже палеоцена и эоцена в бассейне Крымско-Кавказской об ласти произошла резкая смена трофности придонной водной массы, обусловившая смену разнообразного олиготрофного сообщества на резко эвтрофно-мезотрофную обедненную ассоциацию. Комплексы бентосных фораминифер в отложениях, залегающих над СП, представлены также в основном субоксическими и дизоксическими видами, что свиде тельствует об мезотрофности и гипоксии придонной обстановки и нерезкости выхода из стрессового состояния.

Планктонные фораминиферы также указывают на значительную перестройку эко системы поверхностных водных масс в переходном от палеоцена к эоцену интервале. По явление морозовелл и увеличение числа акаринин являются отражением повышения тем пературы водной массы во время глобального пограничного палеоцен–эоценового темпе ратурного оптимума – PETM (Палеоцен–Эоценовый Термальный Максимум). В сапропеле видных прослоях фиксируется появление и увеличение численности тепловодных морозо велл (Morozovella acuta, M. aequa, M. velascoensis) и акаринин (Acarina soldadoensis, A. wil coxensis, A. coalingensis). Крымско-Кавказские перестройки ассоциаций планктонных фо раминифер близки к тетисным (Molina et al., 1999;


Speijer, Schmitz, 2000). Они позволяют детализировать традиционную крымско-кавказскую зону Acarinina acarinata, переходный от палеоцена к эоцену интервал, на три подзоны – нижнюю Acarinina soldadoensis (терми нального палеоцена), среднюю Morozovella aequa и верхнюю Subbotina patagonica– Acarinina coalingensis низов эоцена (Беньямовский, 2001, 2006, 2009).

Таким образом, уровень массового исчезновения бентосных фораминифер (BFE) и значительная перестройка ассоциаций планктонных фораминифер (резкое увеличение теп ловодных акаринин и морозовелл) представляет собой корреляционный маркер (биогори зонт) нижней границы эоцена, отчетливо прослеживаемый в палеогеновых разрезах как Ев ропейской, Западно-Сибирской и Приарктической России и так и сопредельных территорий.

Работы выполнены при поддержке гранта РФФИ № 11-05-00431, госконтракта № 16.740.11.0050.

УСТАНОВЛЕНИЕ ГРАНИЦ МЕСТНЫХ ЗОН ПО БЕНТОСНЫМ ФОРАМИНИФЕРАМ В НЕОГЕНЕ ВОСТОЧНОЙ КАМЧАТКИ С.И. Бордунов ГИН РАН, Москва, sib-msu@mail.ru На Камчатке основой для построения местных и региональных стратиграфических шкал, наряду с диатомовыми водорослями, служат бентосные организмы (моллюски и фо раминиферы), при этом детальность и дробность подразделений по бентосу иногда выше, чем по планктону (Гладенков, 2010). Это позволяет подойти к созданию более дробных стратиграфических шкал.

Восточная Камчатка с геологической точки зрения является одной из наименее изу ченных частей полуострова. В этом районе среди разрезов неогена наиболее полным и па леонтологически охарактеризованным является опорный разрез о-ва Карагинский, в кото ром практически непрерывная последовательность морских толщ неогена достигает мощ ности около 2 км.

С целью детализации схемы неогена были послойно изучены фораминиферы из пе строцветной свиты (нижнийсредний миоцен), свиты мыса Плоского, юнюньваямской, лимимтэваямской и усть-лимимтэваямской свит (средний миоценплиоцен), а также из тусатуваямских слоев (верхний плиоцен).

Анализ комплексов фораминифер из вышеперечисленных свит позволил выявить четкую последовательную их смену и на этом основании выделить биостратиграфические подразделения в ранге слоев с фауной.

Нижняя граница каждого подразделения обычно устанавливалась по появлению нескольких новых видов, обусловленному определенной перестройкой качественной и количественной структуры комплексов фораминифер. Границы слоев с фораминиферами чаще всего смыкаются в разрезе. Если отложения между соседними слоями не содержали раковин фораминифер, то они выделялись как интерслои. За виды индексы в названии слоев обычно принимались два вида: один, характерный для этого слоя, и второй, доминирующий в нем, как правило, с достаточно определенным стратиграфическим положением и широким географическим распространением.

В отложениях неогена Восточной Камчатки были выделены 25 таких подразделе ний. Все слои с фауной занимают определенное место в литологических пачках или в их час тях (Гладенков и др., 1992). Они сопоставлены с существующими схемами деления по мол люскам и диатомовым водорослям. Использование результатов физических методов по зволило более обоснованно подойти к датированию изучаемых толщ. Полученные данные по фораминиферам показали хорошую «сходимость» с данными по другим группам фауны и флоры, а также с результатами физических методов.

Анализ состава и стратиграфического распространения фораминифер в разрезах по зволил наметить этапность в развитии неогеновой микрофауны в бассейнах Восточной Камчатки, что выражается в определенной общности систематического состава и количест венных соотношений таксонов в группах слоев с фауной. Смена комплексов бентосных фора минифер соответствует, с одной стороны, эволюционному развитию фораминифер, а с дру гой изменению палеообстановок в пришельфовом палеобассейне Восточной Камчатки (глубина бассейна, температура вод, колебания уровня моря). Группы слоев по палеонтоло гическому и стратиграфическому критериям выделяются как комплексные биостратигра фические зоны, которые по масштабу их распространения являются местными и провин циальными (Стратиграфический..., 2006). В неогене Карагинского разреза выделяется таких зон, некоторые из них прослеживаются и в смежных регионах (Восточная Камчатка, Сахалин, Северная Япония, Корякское нагорье, северо-западное побережье и прилегаю щий шельф Америки).

I. Зона Pseudoelphidiella subcarinata (слой 1). Выделяется в толще 10 пестроцветной свиты. Нижняя граница устанавливается по появлению вида-индекса. Нижний миоцен.

II. Зона Spirosigmoilinella compressa (слои 2-3). Выделяется в пределах толщ 11- пестроцветной свиты. Нижняя граница устанавливается по появлению вида-индекса и со путствующих новых видов агглютинирующих фораминифер. На данный интервал прихо дится начало климатического оптимума конца раннего–начала среднего миоцена.

III. Зона Plectina nipponica (слои 4-7). Зона выделяется в пределах толщ 1-2 свиты мыса Плоского. Нижняя граница устанавливается по появлению вида-индекса и ряда глу боководных агглютинирующих видов над базальной грубообломочной толщей с секреци онными фораминиферами. Средний миоцен.

IV. Зона Budashevaella laevigata (слои 8). Зона выделяется в пределах толщ 3-4 сви ты мыса Плоского. Нижняя граница устанавливается по появлению вида-индекса. Средний миоцен–верхний миоцен.

V. Зона Cyclammina praecancellata (слои 9-12). Зона выделяется в пределах толщ 5- свиты мыса Плоского и толщ 7-8 юнюньваямской свиты. Нижняя граница устанавливается по последнему нахождению в разрезе вида-индекса предыдущей зоны. Верхний миоцен.

VI. Зона Cribroelphidium vulgare (слой 13). Выделяется в пределах толщи 9 юнюнь вамской свиты. Нижняя граница устанавливается по появлению вида-индекса. Верхний миоцен.

VII. Зона Elphidiella oregonensis (слои 14, 15). Выделяется в пределах толщи 10 ли мимтэвамской свиты. Нижняя граница устанавливается по появлению вида-индекса. Ниж ний плиоцен.

VIII. Зона Retroelphidium clavatum (слои 16-21). Выделяется в пределах толщ 11- лимимтэваямской свиты, толщи 13 усть-лимимтэваямской свиты и толщи 14 тусатуваямских слоев. Нижняя граница устанавливается по появлению вида-индекса. Верхний плиоцен.

Характер изменений количественных взаимоотношений видов в зональных комплек сах местных зон по бентосным фораминиферам показал, что намеченная этапность нашла отражение и в соотношении вымерших и современных видов. Количество вымерших видов постепенно уменьшалось в течение неогена от 85% в раннем миоцене до 8% в позднем плиоцене. Резкие изменения произошли на границе среднего и позднего миоцена, когда ко личество вымерших видов уменьшилось с 76% до 58%, а также на границе позднего миоце на и плиоцена, когда количество вымерших видов уменьшилось с 50% до 13%.

Количество появляющихся видов в зональных комплексах колеблется от 36% до 100%, оставаясь постоянно высоким 67-100% в большинстве комплексов. Относительно небольшое количество (36%) появляющихся видов в IV и V зонах, вероятно, связано с от носительно стабильными палеогеографическими условиями.

ПОЛОЖЕНИЕ ГРАНИЦ ЯРУСОВ МСШ В РЕГИОНАЛЬНЫХ СХЕМАХ ПАЛЕОГЕНА СНГ И РОЛЬ ЗОНАЛЬНОСТИ ПО ФОРАМИНИФЕРАМ В ИХ УТОЧНЕНИИ Э.М. Бугрова ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, Eleonora_Bugrova@vsegei.ru Обновление Международной стратиграфической шкалы (МСШ-2004, 2008) вызвало пересмотр региональных схем палеогена России и актуализацию серийных легенд (СЛ) ГГК. Основными единицами стратиграфии палеогеновой системы являются ярусы. В оте чественной стратиграфии они рассматривались как отражение геолого-исторических про цессов, традиционно выделялись с помощью биостратиграфического метода, а их объемы определялись региональными зонами. Общая стратиграфическая шкала палеогена СНГ включала биозональность по наннопланктону (НП), планктонным (ПФ) и бентосным (БФ) фораминиферам (Постановления МСК…, 1989;

Биостратиграфические разработки…, 2000;

Ахметьев, Беньямовский, 2003;

Зональная стратиграфия…, 1991, 2006 и др.). Эталоном зо нальности выбран разрез по р. Хеу на Северном Кавказе (Леонов, Алимарина, 1964;

Бугрова и др., 1988). Эта зональность принята в Легенде Скифской (Южно-Российской) серии ГГК 1000/3, утвержденной НРС МПР РФ, в Легендах ГГК-200, в стратиграфии Украины, Сред ней Азии и Казахстана. И сейчас «…зоны сохраняют свое значение как наиболее легко и уверенно выделяемые дробные подразделения», а «эволюционный момент не утратил своего значения при установлении зон» (Меннер, 1980, с. 5).

В МСШ использована иная концепция проведения границ: общих стратиграфиче ских подразделений – по «точкам глобального стратотипа границы» (GSSP), а в «глобаль ных зональных стандартах» по НП и ПФ – по появлению индекс-таксона. Зоны не опреде ляют объем большинства ярусов, поскольку рубежи последних проходят внутри зон. В связи с этим при актуализации Региональных стратиграфических схем палеогена России возник ряд проблем, в частности, при использовании ПФ. Общие закономерности развития группы в суб- и глобальном масштабе свидетельствуют об эволюционной природе ее под разделений. Но зональность МСШ основана на фауне приэкваториальных широт и не мо жет быть полностью распространена на разрезы широт более высоких из-за отсутствия (не космополитных) видов-индексов, иного набора видов ПФ (часто долгоживущих), асин хронности появления характерных таксонов в разрезах (например, видов тетических родов Clavigerinella, Hantkenina, Guembelitrioides), разной продолжительности биозон таксонов и их тейльзон и т.д. Уровень первого появления видов в разрезах регионов реально зависит от древних фаций и сохранности материала. Поэтому за пределами лимитотипов границы ярусов могут оказаться асинхронными. Проверка физическими методами в настоящее вре мя в России весьма ограничена и не всегда надежна. В результате положение границ об щих стратиграфических подразделений в схемах оказалось спорным или неопределенным.

Актуализация СЛ для ГГК РФ предполагает и детализацию биостратиграфической основы. В последние годы предложены различающиеся между собой варианты детализа ции шкалы по ПФ (Беньямовский, 1997-2011), однако трудно согласиться с тем, что зо нальность эпиконтинентальных разрезов «по своей детальности … не только не уступает международному стандарту (Atlas…, 2006), но и превосходит его» (Беньямовский, 2011, с. 29). Корреляционный потенциал шкалы при возрастании ее детальности снижается, так что степень детализации должна быть такой, чтобы реально служить для уточнения воз раста картографируемых подразделений и их корреляции. В ходе проводимых во ВСЕГЕИ работ по актуализации СЛ выявлено, что асинхронность границ региональных зон по ПФ и НР часто несущественна для установления геологического возраста стратонов, границы картируемых стратонов могут быть условно совмещены с зональными по близости их рас положения в разрезах (Черных, 2002).

Датский ярус в его полном зональном объеме по ПФ (Berggren et al., 1995) досто верно выделен в СНГ только на Западном Копетдаге (Невзорова, 1971) и на Керченском полуострове Крыма (Мiнтузова, 2008). На территории России отсутствует нижняя зона да ния МСШ, и выделяется более молодая региональная зона Eoglobigerina taurica. Две сле дующие зоны распространены шире, кровля верхней из них служит границей с зоной Mo rozovella angulata s.l. (Р3а) зеландского яруса. Подошва танетского яруса – основание Chron 26n и верхи зоны NP6 – не имеет четкого положения в наших схемах, граница про водится в середине зоны Igorina djanensis с «переходным» комплексом ПФ и частично БФ, так что требуется ее уточнение.

Положение границы палеоцен/эоцен изначально дискуссионно, что связано с неяс ностью статуса и положения «зоны» Morozovella aequa (Шуцкая и др., 1963;

Шуцкая, 1970;

Палеогеновая система СССР, 1975). В страторегионе (Крым) она была выделена выше го ризонта с палеоценовыми моллюсками как нижняя зона эоцена, но на Северном Кавказе помещена ее автором (Шуцкая, 1970) в верхи абазинской свиты палеоцена без изменения возраста и индексации последней в схемах. Позднее в разрезе Хеу в палеоценовой зоне Acarinina acarinata выделяется подзона M. aequa, поделенная на слои (Беньямовский, 2001), имеющие скорее фациальную, а не эволюционную природу. На наших материалах такое деление не подтвердилось, а в разрезах закаспийской территории вид M. аequa встречается лишь в низах эоцена (Палеоген Туркмении, 1975;

Давидзон и др., 1982;

Бугрова, и др.). По нашим данным (Крым, страторегион сел. Танковое) вид-индекс, появляясь в единичных экземплярах в палеоцене (зоны NP9 и Acarinina acarinata), распространен в зоне NP10 (опр. И.П. Табачниковой) вместе с ПФ и БФ эоцена. На Северном Кавказе в разрезе по р. Кубань нижние границы зон эоцена СР9 (= NP10, 11) и M. subbotinae по ПФ практи чески совпадают с подошвой георгиевского горизонта (как и принято сейчас в схемах). В разрезе по р. Хеу границу с непреодолимой погрешностью можно провести внутри подзоны СР8 b Campylosphaera eodela (верхи зоны NP9), т.е. близко к положению в МСШ (Зональная стратиграфия…, 2006), однако нахождение ее синхронного положения в других разрезах проблематично. В практике работ границу картируемых стратонов целесообразно совместить по их близости в разрезах с кровлей зоны Karreriella zolkaensis (БФ), отражающей биособытие позднего палеоцена. Она распознается и при обеднении ПФ на Северном Кавказе, в Предкавказье, Индоло-Кубанском прогибе, Южных Ергенях, на Скифской плите, в Прикас пийской впадине и Заволжье, в Туркмении (Бугрова, 2009), в Таджикистане (Давидзон и др., 1982;

Старшинин, 1997), в Восточных Кызылкумах (Н.В. Авербург, С.И. Бляхова и др.).

Весьма дискуссионна граница лютетского и бартонского ярусов. В МСШ она про водится вблизи кровли зон Р12 Morozovella lehneri и NP16 (т.е. имеется элемент неопреде ленности), а выше бартонский ярус характеризуется зоной NP17. Еще больше осложнилась проблема после обнаружения M. lehneri в среднем бартоне стратотипа и предложения оп ределять объем яруса тремя зонами – Р12-14 – по ПФ: (Беньямовский, 1997), а также выде ления на разных уровнях зоны Hantkenina australis (Beniamovskii et al., 1999;

Беньямовский, 2008, там же с. 446, прим. рецензента). В Унифицированной стратиграфической схеме Се верного Кавказа небольшая по мощности зона H. alabamensis соответствует зонам NP15 и NP16 (частично), таким образом, граница лютета и бартона намечается внутри этой зоны.

Зона NP17 (бартона) и региональная зона S. turcmenica характерны для кумского горизон та, к которому приурочено биособытие вымирания фауны, хорошо выраженное в разрезах юга СНГ. По согласованию исследователей границей лютета и бартона можно было бы считать подошву кумского горизонта и его аналогов (Бугрова и др., 2008;

Бугрова, Пись менная, 2009;

Бугрова, 2009), поскольку, более определенных критериев синхронного ее положения в регионах пока нет. Данный горизонт следует относить к бартонскому ярусу, не опуская его частично в лютет (Ахметьев, Беньямовский, 2006) и не включая в приабон (Beniamovskii et al., 1999).

Объем приабонского яруса определяется по НП и БФ. Граница эоцена и олигоцена на территории СНГ совпадает с уровнем проявления глобального предолигоценового со бытия (Геологические события…, 1996, 1998);

на Северном Кавказе (Хеу) известен и мар кер МСШ – исчезновение ПФ рода Hantkenina (Бугрова, 2001). Для расчленения и корре ляции олигоценовых разрезов, не содержащих ПФ, используется шкала по БФ.

Таким образом, 1. – несмотря на спорные вопросы, биостратиграфическая шкала палеогена России (Зональная стратиграфия…, 2006) без конструктивной ее «детализации»

обеспечивает расчленение разрезов палеогена СНГ, межрегиональную корреляцию и со поставление с ярусами МСШ. Незначительные подвижки границ, не всегда достаточно обоснованные, следует принимать осторожно, имея в виду изменение индексов литостра тонов. 2. – Региональные стратиграфические шкалы палеогена, при некоторой их актуали зации, явятся основой составления СЛ для листов ГГК-200/2 и 1000/3. По объективным причинам зональный стандарт МСШ по ПФ может быть использован лишь частично. 3. – Комплексные зоны региональных схем дают более точное представление о фауне бассей нов и границах стратонов, чем «датировочные уровни». Точность биостратиграфии во многом зависит от единообразного понимания исследователями видов, что еще не достиг нуто, тем более на международном уровне;

для повышения этой точности требуются про ведение монографических исследований фауны и публикация палеонтологических работ.

ГРАПТОЛИТОВАЯ ЗОНА EXPANSOGRAPTUS HIRUNDO (ДАПИНГИАН, ОРДОВИК) В РАЗРЕЗАХ ЗАПАДНОЙ И СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТЕЙ ГОРНОГО АЛТАЯ Е.В. Буколова ИНГГ СО РАН, Новосибирск, BukolovaEV@ipgg.nsc.ru В 70-х годах прошлого века благодаря детальным сборам ордовикских граптолитов из разрезов северо-восточной части Горного Алтая был собран богатый комплекс, который по зволил впервые выделить непрерывную последовательность граптолитовых зон, в том числе и для аренига (Обут, Сенников, 1978). В западной части Горного Алтая в воскресенской сви те, в северо-восточной части – в тулойской свите была установлена зона hirundo. Однако со временная зона hirundo верхнего аренига в то время выделялась как верхняя подзона зоны gibberulus с комплексом граптолитов: Expansograptus hirundo (Salter), E. suecicus suecicus (Tullberg), E. taimyrensis Obut et Sobolevskaya, Tetragraptus ex. gr. еxtensus (J. Hall), Isograptus forcipiformis forcipiformis (Ruedemann), Isograptus gibberulus (Nicholson) и др. В настоящее время эта зона известна и в других регионах, таких как Балтоскандия (Webby et al., eds, 2004), Великобритания (Gradstein et al., eds, 2004), Испания (Gutierrez-Marco et al., 2002).

Позднее при анализе стратиграфического распространения видов граптолитов в раз резе Маралиха (западная часть Горного Алтая) подзона hirundo была переведена в ранг зо ны по появлению вида-индекса Expansograptus hirundo (Salter) и подразделена на две под зоны: Isograptus caduceus imitatus и Cardiograptus sinodentatus (Sennikov et al., 2008).

Разрез Маралиха располагается в западной части Горного Алтая, в районе с. Мара лиха, в правом борту долины р. Чарыш. Породы верхней части воскресенской свиты, ха рактеризующие здесь зону hirundo, представлены чередованием аргиллитов и полимикто вых мелкозернистых песчаников. Мощность отложений, относящихся к зоне, составляет 50 м. В этом интервале установлено 6 уровней с граптолитами, среди которых определено 9 родов и 10 видов: Isograptus caduceus imitatus Harris, Acrograptus cognatus (Harris et Tho mas), Glossograptus ex. gr. acanthus Elles et Wood, Loganograptus logani (J. Hall), Expanso graptus extensus (J. Hall), E. hirundo (Salter), E. suecicus suecicus (Tullberg), E. taimyrensis Obut et Sobolevskaya, Pseudotrigonograptus angustus Mu et Lee, Undulograptus sinodentatus (Mu et Lee), Cardiograptus sp., Glossograptus sp., Pseudoclimacograptus sp. В большом коли честве присутствует только вид Undulograptus sinodentatus (Mu et Lee) (12 экземпляров), остальные таксоны преимущественно единичны (1-2 экземпляра).

Зона hirundo с делением на подзоны была выделена еще в нескольких разрезах, опорными среди которых являются разрезы Тулой и Придорожный.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 8 |
 





 
© 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.