Палеозой России

МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО НЕДРОПОЛЬЗОВАНИЮ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ
«ВСЕРОССИЙСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ им. А. П. КАРПИНСКОГО»
Палеозой России:
региональная стратиграфия,
палеонтология,
гео- и биособытия
Материалы III Всероссийского совещания
24—28 сентября 2012 г.
ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург
Издательство ВСЕГЕИ
Санкт-Петербург  2012
Материалы III Всероссийского совещания
МЕЖВЕДОМСТВЕННЫЙ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЙ КОМИТЕТ РОССИИ
УДК 551.83.022.2 (470)
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео- и биособытия // Материалы III Всероссийского совещания «Верхний палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео- и биособытия», 24—28 сентября
2012 г., Санкт-Петербург / Отв. ред. А. И. Жамойда. — СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ,
2012. — 284 с.
ISBN 978-5-93761-191-8
Сборник содержит материалы III Всероссийского совещания «Верхний палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео- и биособытия».
В рамках совещания была проведена специальная секция по стратиграфии, палеогеографии и фациальному анализу нижнего палеозоя. Сборник посвящен
различным аспектам региональной геологии, биостратиграфии, палеонтологии,
литологии и геохимии осадочных отложений кембрия, ордовика, силура, девона,
карбона и перми территории России и сопредельных стран. Рассматриваются как
фундаментальные проблемы, так и прикладные вопросы геологического строения
и стратиграфии палеозоя, особенностей палеогеографии и эволюции фаунистических сообществ геологического прошлого.
Редакционная коллегия
Т. Ю. Толмачева, О. Л. Коссовая, И. О. Евдокимова, Г. В. Котляр,
А. О. Иванов
Ответственный редактор А. И. Жамойда
Совещание проведено при поддержке Федерального агентства
по недропользованию и Российского фонда фундаментальных
исследований, грант № 12-05-06069-г
ISBN 978-5-93761-191-8
© Федеральное агентство по недропользованию, 2012
© Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского, 2012
© Коллектив авторов, 2012
СОДЕРЖАНИЕ
7
9
11
14
18
20
22
25
27
30
33
35
37
40
41
42
45
46
49
Материалы III Всероссийского совещания
Предисловие . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Алберг П.Е., Гутак Я.М., Кундрат М., Перфильев Ю.А. Новое богатое местонахождение позвоночных
из отложений позднего девона реки Уруп (Минусинская впадина, Южная Сибирь) . . . . . . . . . . . . . Алексеев А.С., Горева Н.В., Исакова Т.Н., Коссовая О.Л. Касимовский ярус и его расчленение
в типовой местности . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Анищенко Л.А., Клименко С.С., Процько О.С., Мочалова И.Л. Фации и распределение органического
вещества в отложениях доманикового горизонта Тимано-Печорского бассейна . . . . . . . . . . . . . . . . Антошкина А.И. Отражение хирнантской фазы Гондванского оледенения в отложениях Приполярного
Урала . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Антропова Е.В. Представители строматопороидей отряда Сlathrodictyida в силуре Приполярного
Урала . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Анфимов А.Л. Этапы развития известковых водорослей раннего и среднего девона Урала . . . . . . . . . . . . Арефьев М.П., Кулешов В.Н. Корреляция пограничных пермо-триасовых отложений ВосточноЕвропейской платформы с разрезом Мейшань по изотопному составу углерода . . . . . . . . . . . . . . . . Артюшкова О.В., Маслов В.А. Корреляционный потенциал вспомогательных стратиграфических
подразделений вулканогенно-осадочных отложений девона Южного Урала . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Афанасьева М.С., Амон Э.О. Радиоляриевая шкала девона России . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Базаревская В.Г., Тарасова Т.И., Гибадуллина О.Г., Троицкая А.Н. Проблемы стратификации отложений карбонатного верхнедевонского комплекса на территории Приволжского федерального
округа . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Балабанов Ю.П. Палеомагнетизм пограничных отложений перми и триаса Московской синеклизы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Бахарев Н.К., Изох Н.Г., Язиков А.Ю. Новые данные и новые проблемы в стратиграфии нижнего
и среднего девона Салаира . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Безносов П.А., Чупров В.С., Лукшевич Э.В. Разрез покаямской свиты по реке Волонга (верхний девон,
Северный Тиман) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Бискэ Г.С., Алексеев Д.В., Дженчураева А.В., Гетман О.Ф. Корреляция событий позднего палеозоя
в Тянь-Шане: биостратиграфические критерии . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Бойко М.С. Кунгурские аммоноидеи Урала . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Бразаускас А. Особенности распространения венлокских (силур) конодонтов в разрезах Литвы . . . . . . Буланов В.В. Новые данные по морфологии, распространению и онтогенезу восточноевропейских
Кarpinskiosauridae (Tetrapoda, Seymouriamorpha) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Бухман Н.С. О каламитах из Ново-Кувакского местонахождения среднепермской палеофлоры
(казанский век) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Бяков А.С. Пермская биогеография двустворчатых моллюсков и проблема биполярного распространения фаун . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Бяков А.С., Ведерников И.Л. Фациально-седиментационная модель строения пермских отложений
Охотского и Аян-Юряхского бассейнов (Северо-Восток Азии) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ветлужских Л.И. Стратиграфия кембрия Саяно-Байкальской горной области . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Гаген-Торн О.Я. Строение пограничных вендско-кембрийских отложений глинтовой области южного
берега Финского залива . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ганелин В.Г. Поздний палеозой Северо-Востока Азии: основные черты био- и седиментогенеза . . . . . . Геккер М.Р. Основные проблемы корреляции турнейских и визейских отложений (нижний карбон)
Подмосковного и Донецкого бассейнов со стратотипической местностью (Бельгия) . . . . . . . . . . . . Глинский В.Н. Распространение живетских псаммостеид в восточной части Главного девонского
поля . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Голубев В.К. Границы верхнего отдела пермской системы на Восточно-Европейской платформе . . . . . . Гоманьков А.В. Костоватовский флористический комплекс и проблема казанско-уржумской границы
на Восточно-Европейской платформе . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Горева Н.В., Алексеев А.С. Положение нижней границы московского яруса каменноугольной
системы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Горожанин В.М., Горожанина Е.Н., Кулагина Е.И. Геологическая позиция разреза Верхняя Кардаиловка
(Южный Урал), кандидата в GSSP нижней границы серпуховского яруса . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50
53
55
58
60
63
65
68
70
72
75
3
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео4
Груздев Д.А., Журавлев А.В., Соболев Д.Б. Изотопы углерода и кислорода в разрезе верхнефаменских
отложений Пай-Хоя, река Силова . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Грунт Т.А. Пермское семейство Kaninospiriferidae Kalashnikov, 1996 (отряд Spiriferida, Brachiopoda)
в пермских бассейнах бореальной и нотальной климатических зон . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Данилова А.В. Применение палинофациального анализа для установления генезиса казанских
терригенных пород острова Колгуев . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Дронов А.В. Осадочные секвенции и эвстатические события в ордовикском бассейне Балтоскандии . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Дронов А.В., Каныгин А.В., Тимохин А.В., Гонта Т.В. Гео- и биособытия в ордовике Сибирской платформы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ермакова Ю.В., Реймерс А.Н., Алексеев А.С. Зональное расчленение пограничных отложений каси­
мовского и гжельского ярусов (верхний карбон) карьера Яблоневый овраг (Самарская лука)
по конодонтам . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Зайцев А.В., Покровский Б.Г. К литолого-геохимической характеристике Пестовской опорной скважины (предварительные данные) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Зайцева Е.Л., Фортунатова Н.К., Швец-Тэнэта-Гурий А.Г., Карцева О.А., Бушуева М.А., Баранова А.В.,
Агафонова Г.В., Михеева А.И., Рахимова Е.В. Проблемы стратиграфии верхнедевонских и нижнекаменноугольных отложений запада Волго-Уральской провинции . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Зверева А.В., Перегоедов Л.Г., Силантьев В.В. Неморские двустворчатые моллюски позднего палеозоя
Северо-Востока Тунгусской синеклизы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Зинатуллина И.П. Корреляция живетских отложений на юго-востоке Татарстана . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Иванов А.О. Эласмобранхии казанского яруса Европейской России . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Изох Н.Г., Обут О.Т., Суслова Е.А. Новые находки конодонтов в верхнем ордовике Алтае-Саянской
складчатой области . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Искюль Г.С. Литологические маркеры границ региональных горизонтов ордовика в скважине 10
(Лисино) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Исламов А.Ф., Хасанов Р.Р., Гафуров Ш.З. Особенности состава и условия образования позднепалеозойских углей Волго-Уральского региона . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Кирилишина Е.М., Карпова Е.В., Кононова Л.И. Конодонтовые биофации, карбонатные микрофации
и палеобатиметрический анализ верхнефранских и нижнефаменских отложений Воронежской
антеклизы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Киселев Г.Н. Исследования академиком Д.В. Наливкиным палеозойских цефалопод России . . . . . . . . . Коссовая О.Л., Исакова Т.Н., Хорошавин В.А., Евдокимова И.О., Леонтьев Д.И., Николаев А.И. Биостратиграфия отложений верхней части башкирского – московского ярусов восточной части Донбасса
(Ростовская область) по материалам бурения . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Котляр Г.В., Пискун П.П., Борисенков К.В. Нижняя граница кунгурского яруса в разрезах севера
Урала и Пай-Хоя . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Куриленко А.В. О необходимости актуализации стратиграфических схем девона Восточного
Забайкалья . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Кучева Н.А., Мизенс Л.И. Особенности распространения брахиопод в отложениях верхнего фамена –
нижнего визе юга Западной Сибири . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Леонова Т.Б. К вопросу о границе ранней и средней перми . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Лукшевич Э.В., Иванов А.О., Зупиньш И.А. Комплексы девонских позвоночных Андомской горы
и корреляция с разрезами Главного девонского поля . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Мавринская Т.М., Якупов Р.Р. Биостратиграфическая характеристика набиуллинской свиты (западный
склон Южного Урала) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Мадисон А.А. Особенности строения и микроструктуры первых строфоменид из ордовика Ленинградской области . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Макаренко С.Н., Родыгин С.А., Савина Н.И. Проблемы стратиграфии верхнего девона Западно-Сибирской плиты . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Малышева Е.Н. Сфинктозоа верхней перми Южного Приморья . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Манцурова В.Н. К вопросу о нижней границе франского яруса на Русской плите по палинологическим
данным . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Матвеев В.А. Строматолитовые постройки поднятия Чернова и западного склона Приполярного
Урала . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Матвеев В.П. Стратиграфия башкирского яруса острова Северный архипелага Новая Земля . . . . . . . . . 78
80
82
84
86
89
92
94
96
99
101
104
105
108
110
114
115
119
121
124
126
128
131
134
136
138
141
144
147
150
152
157
160
162
164
166
167
169
172
175
177
179
181
184
187
189
192
194
196
198
Материалы III Всероссийского совещания
Минина О.Р. Стратиграфическая основа региональной схемы среднепалеозойских отложений Западного
Забайкалья . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Миранцев Г.В., Кокорин А.И., Рожнов С.В. Иглокожие в морских сообществах верхнего палеозоя
(материалы по территории России и сопредельных стран) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Молошников С.В. Особенности развития антиарх (placodermi) в среднем-позднем девоне южных
областей России . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Морокова Ю.И., Шадрин А.Н. Тульские отложения реки Шаръю: литология и условия образования . . . Муравьев Ф.А., Балабанов Ю.П., Арефьев М.П. Магнетизм и палеопочвы приграничных отложений
перми и триаса разреза Жуков овраг в бассейне реки Клязьма . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Неберикутина Л.Н., Минина О.Р., Аристов В.А. Палиноморфы и конодонты в среднепалеозойских
отложениях Западного Забайкалья . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Обуховская В.Ю. Миоспоры рода Rhabdosporites, их стратиграфическое значение и роль в корреляции
среднедевонских (эмс-живетских) отложений Беларуси, Русской платформы и более удаленных
территорий . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Орлова О.А., Мамонтов Д.А., Снигиревский С.М. Поздневизейские растительные сообщества северо-западной части Московской синеклизы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Пазухин В.Н., Николаева С.В., Кулагина Е.И. Срединная граница карбона на Южном Урале и
в Приуралье . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Папин Ю.С., Устьянцева О.Ю. Ранг и структура палеозоя в Общей стратиграфической шкале . . . . . . . . Пегель Т.В., Сухов С.С., Шабанов Ю.Я. Биостратиграфические шкалы кембрия Сибирской платформы
как отражение биофациальной и биогеографической зональности ископаемых организмов . . . . . Пономарева Г.Ю. Bradyina (фораминиферы) как зональные виды-индексы визейского и серпуховского
ярусов нижнего карбона . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Пономаренко Е.С., Канева Н.А. Верхнефранские карбонатные отложения на реке Седъю (Южный Тиман,
юг Ухтинской антиклинали) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Пороховниченко Л.Г. О фитостратиграфии верхнепалеозойских отложений северо-западной части
Тунгусского бассейна . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Пухонто С.К. История развития палеоботаники в Печорском крае . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Пухонто C.К., Наугольных С.В. Флора из пермских отложений Приуралья и эволюция высших растений
в пермском периоде . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Радзевичюс С., Пашкевичюс И., Кояле А. Гелувский региональный ярус в силурийском Балтийском
бассейне . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ремизова С.Т. Эволюция и палеоэкология позднепалеозойских фораминифер . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Салдин В.А. Новые местные стратиграфические подразделения нижнепермских отложений северной
части западного склона Урала . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Саммет Э.Ю. Актуальные вопросы дальнейшего изучения отложений восточной части Главного
девонского поля . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Сандула А.Н. Осадконакопление в среднекаменноугольную эпоху в бассейне Верхней Печоры . . . . . . . Седаева К.М., Рябинкина Н.Н. Пограничный глинистый горизонт как отражение абиотического
и биотического событий на рубеже девона – карбона . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Сенников А.Г., Буланов В.В. Возникновение планирующего полета у позвоночных – условия и предпосылки . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Сенников Н.В., Айнсаар Л. Первые данные по изотопам углерода в отложениях хирнантского яруса
Горного Алтая . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Силантьев В.В. Пермские неморские двустворчатые моллюски рода Рalaeomutela Аmalitzky, 1891: эволюционное изменение замочного аппарата раковин . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Силантьев В.В., Пономарева Г.Ю. К палеонтологической характеристике каменноугольных отложений
южной части Усть-Черемшанского прогиба . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Спиридонов А. Количественная биостратиграфия венлока (силур) Литвы по конодонтам . . . . . . . . . . . . . Степанова Т.И. Корреляция отложений турне – нижнего визе юга Западной Сибири и смежных
регионов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Сунгатуллина Г.М. Конодонты рода idiognathodus на рубеже московского и касимовского веков . . . . . . Сухов С.С. Палеогеографические и седиментологические реконструкции как основа совершенство­
вания стратиграфического каркаса (о некоторых парадоксах и заблуждениях в региональной
стратиграфии кембрия Сибирской платформы) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Суяркова А.А. Новые данные по биостратиграфи и пограничных отложений лландовери – венлока
Калининградской области по граптолитам . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 200
203
205
207
210
211
213
216
219
221
5
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео6
Тагариева Р.Ч. Конодонтовая зональность нижнефаменских отложений разреза Большая Барма
(западный склон Южного Урала) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Танинская Н.В. Фациальные реконструкции силурийско-нижнедевонских отложений Тимано-Печорского палеобассейна . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Тарабукин В.П. Раннекаменноугольные конодонты из осадочных ксенолитов кимберлитовых трубок
северо-востока Сибирской платформы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Тарасенко А.Б. Стратиграфия франского яруса приильменской части Главного девонского поля . . . . . . Тельнова О.П., Ветошкина О.С. Палеонтологическая и геохимическая характеристики пограничных
средне-верхнедевонских отложений в стратотипическом разрезе устьярегской свиты Южного
Тимана . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Тимохин А.В. Стратиграфия верхнего ордовика Сибирской платформы . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Тимохина И.Г., Родина О.А. Уточнение возраста глубокинских известняков верхнего девона в разрезе
Риф северо-западной окраины Кузбасса . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Толмачева Т.Ю., Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В., Никитина О.И. Биогеографические особенности
конодонтов из раннеордовикских известняков маматской свиты Чингиз-Тарбагатайской зоны
Восточного Казахстана . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Толоконникова З.А. Значение мшанок в стратиграфии верхнедевонских отложений западной части
Алтае-Саянской складчатой области . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Улановская Т.Е., Калинин В.В., Зеленщиков Г.В. Палеозой складчатого фундамента Скифской плиты:
реальность или миф? . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Уразаева М.Н., Силантьев В.В. Ассоциации неморских двустворчатых моллюсков из пермских отложений острова Русский (Южное Приморье) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Устьянцева О.Ю. Выделение трансгрессивных и регрессивных фаций – основа ритмогенетического
анализа разрезов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Филимонова Т.В., Исакова Т.Н., Горожанина Е.Н. Фораминиферы артинского и кунгурского ярусов
(нижняя пермь) юго-восточной части Соль-Илецкого свода . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Хасанов Р.Р., Балабанов Ю.П. Палеогеография востока Восточно-Европейской платформы на рубеже
перми и триаса . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Хорачек М., Бяков А.С., Захаров Ю.Д., Рихоз C. Проблема границы перми и триаса в морских фациях
Сибири (в свете первых изотопно-углеродных данных по разрезу реки Сеторым, Южное
Верхоянье) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Цыганко В.С. Зональная биостратиграфия девона России по ругозам . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Цыганкова В.А. Литолого-фациальный анализ пашийских отложений Волгоградского Поволжья . . . . . Черных В.В., Чувашов Б.И. Конодонтовая стратиграфическая шкала верхнего карбона – нижней перми
Урала и задачи дальнейших стратиграфических исследований . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Чувашов Б.И., Черных В.В. Нижний отдел пермской системы: состояние изученности и задачи
будущего . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Шеболкин Д.Н. Новые данные по стратиграфии и литологии венлокских отложений на юге
гряды Чернышева . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Щеколдин Р.А. Новоземельский бассейн в конце среднего – начале позднего палеозоя . . . . . . . . . . . . . . Юрьева З.П. Пражские и эмсские отложения в северо-восточных разрезах Тимано-Североуральского
региона . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Язиков А.Ю., Бахарев Н.К. О смешении комплексов брахиопод шандинских и пестеревских известняков Салаира . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Список авторов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 224
227
228
230
232
234
236
238
240
242
246
248
250
254
256
258
260
262
266
269
272
273
276
278
Сборник содержит материалы �����������������������������������
III��������������������������������
Всероссийского совещания «Верхний палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, геои биособытия», которое проходило 24–28 сентября 2012 г. в СанктПетербурге, ВСЕГЕИ. Первая всероссийская конференция «Верхний
палеозой России: стратиграфия и палеогеография», посвященная памяти
известного ученого, одного из основоположников биостратиграфии по
конодонтам, В.Г. Халамбаджи, прошла в Казани 25–27 сентября 2007 г.
Местом проведения второй конференции, посвященной 175-летию со
дня рождения Н.А. Головкинского, была также Казань (27–30 сентября
2009 г.). Основной целью совещаний, проходивших под эгидой Межведомственного стратиграфического комитета России и его постоянных
комиссий по девонской, каменноугольной и пермской системам, было
обсуждение новой информации по стратиграфии, фациальному анализу
и палеогеографии, накопленной за последние годы в различных регионах
страны. Опубликованные сборники статей продемонстрировали большой
объем новых данных по биостратиграфии, успешное применение новых
методов изотопной и хемостратиграфии для расчленения разрезов и активную работу постоянных комиссий по системам Межведомственного
стратиграфического комитета России (МСК) по совершенствованию Общей стратиграфической шкалы.
Тематика совещания «Верхний палеозой России: региональная
стратиграфия, палеонтология, гео- и биособытия» (ВСЕГЕИ, СанктПетербург, 2012) несколько расширена по сравнению с предыдущими
за счет включения секции по проблемам стратиграфии, палеогеографии
и фациального анализа отложений нижнего палеозоя России.
Актуальность периодических стратиграфических совещаний по
различным системам определяется в первую очередь целенаправленными исследованиями комиссий по системам по усовершенствованию
Международной и Общей стратиграфических шкал и их корреляции.
Своевременная публикация полученных данных призвана способствовать внедрению изменений ОСШ в практику картосоставительских работ различного масштаба.
Статьи сборника охватывают различные аспекты стратиграфии и
палеонтологии палеозоя, такие как проблемы стратиграфии кембрийской, ордовикской, силурийской, девонской, каменноугольной и пермской систем, региональной стратиграфии палеозоя; палеонтологии; зональной биостратиграфии; геологических и биотических событий; палеогеографии и фациального анализа осадочных бассейнов. Материалы
представлены специалистами из различных геологических организаций России, включая специалистов институтов Роснедра, Минприроды и экологии РФ, различных научных и производственных организаций, университетов основных регионов России. В совещании приняли ­у частие зарубежные коллеги из Эстонии, Латвии, Литвы, Швеции
Материалы III Всероссийского совещания
ПРЕДИСЛОВИЕ
7
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео8
и Австрии. Сборник сопровождается списком авторов и организаций
(более 40). Статьи включают информацию по стратиграфии палеозоя
территории России и сопредельных регионов: Восточно-Европейской
платформы, Донецкого бассейна, Салаира, Тимано-Печорской провинции, Урала, Северо-Востока, Дальнего Востока, Тянь-Шаня, Литвы, Западной и Восточной Сибири, Алтая и Шпицбергена. Приводятся данные по использованию различных групп органических остатков
при датировке и расчленении разрезов: конодонтов, брахиопод, фузулинид, фораминифер, кораллов, строматопороидей, мшанок, остракод
и др. Часть статей посвящена работам международных рабочих групп
по обоснованию границ в разрезах, предложенных в качестве стратотипов границ ярусов Международной стратиграфической шкалы. В ряде
статей изложены новые предложения по актуализации и детализации
региональных стратиграфических схем. Представленные доклады по
изотопной геохимии, литофациальному анализу разрезов свидетельствуют о необходимости интеграции различных методов стратиграфии. Несколько статей посвящено аспектам филогении и эволюции
различных групп. Материалы, представленные в сборнике, базируются
на новых данных, полученных с помощью современных методов и оборудования.
Подготовка и проведение совещания были осуществлены Всероссийским научно-исследовательским геологическим институтом
им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ) и Межведомственным стратиграфическим комитетом России.
Редколлегия
НОВОЕ БОГАТОЕ МЕСТОНАХОЖДЕНИЕ ПОЗВОНОЧНЫХ
ИЗ ОТЛОЖЕНИЙ ПОЗДНЕГО ДЕВОНА реки УРУП
(МИНУСИНСКАЯ ВПАДИНА, ЮЖНАЯ СИБИРЬ)
О находках фрагментов ископаемых рыб из отложений верхнего девона по р. Уруп (левый
приток р. Чулым, граница Кемеровской области и Красноярского края) известно с шестидесятых годов прошлого столетия. Именно тогда геологами Западно-Сибирского геологического
управления в ходе проведения гидрогеологической съемки листа N-45-V из обнажения пород
кохайской свиты в правом борту реки ниже пос. Ивановка были отобраны образцы с остатками
ископаемых рыб. В комплексе окаменелостей И.В. Лебедев определил Bothriolepis sibirica Obr.,
Megistolepis klemensi Obr., Dipterus sp. (Ю.Б. Файнер, 1967).
В начале 90-х годов повторные сборы из этого местонахождения в ходе работ по составлению Госгеолкарты-200/2 (серия Кузбасская) выполнили геологи ФГУП «Запсибгеолсъемка» В.С. Дубский и А.В. Уваров. В собранной коллекции, по заключению А.О. Иванова, присутствуют представители Bothriolepis, Ptyctodontida, Acanthodidae, Haplacantus, Onychodontidae,
Glyptolepis, Dipteridae, Osteolepididae, Megistolepis, Palaeonisci.
Среди перечисленных представителей ископаемой ихтиофауны наибольший интерес представляет присутствие остатков кистеперых рыб Megistolepis klemensi Obr. Этот вид, описанный
Д.В. Обручевым (1955) по остаткам чешуй и затем более детально рассмотренный в работе
Э.И. Воробьевой (1977), до настоящего времени остается одним из наименее изученных представителей кистеперых рыб девонского периода. Восстановление его внешнего вида и анатомических деталей чрезвычайно важно для понимания развития рыб при переходе к первым
Положение разреза Ивановка
Материалы III Всероссийского совещания
П.Е. Алберг, Я.М. Гутак, М. Кундрат, Ю.А. Перфильев
9
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео10
т­ етраподам. Достоверные находки последних происходят из фран-фаменских отложений многих ­регионов мира, но в Сибири до настоящего времени не найдены. Это послужило основанием для постановки на Ивановском местонахождении детальных палеонтологических исследований. На первом этапе в 2010 г. на местонахождении силами палеонтологического отряда
КузГПА были выполнены рекогносцировочные работы с целью определить параметры костеносного слоя и наличия в нем крупных скелетных фрагментов. В результате работ в пределах
слоя с остатками ихтиофауны был выявлен участок, содержащий многочисленные фрагменты
челюстей Megistolepis и его черепа. Кроме этого, были обнаружены разрозненные кости двоякодышащих рыб и очень редкие фрагменты плакодерм. Последнее выглядело парадоксально,
поскольку представители рода Bothriolepis практически всегда присутствуют в отложениях данного возраста. В ходе работ был обнаружен также один фрагмент челюсти, имеющий сходство
с челюстями тетрапод (Гутак и др., 2010). В 2011 г. работы на Ивановском местонахождении
были продолжены силами интернационального отряда. В ходе этих работ выше слоя с остатками кистеперых был обнаружен еще один слой с остатками рыб, среди которых доминируют
плакодермы.
Географические координаты местонахождения составляют: N 55°35′, E 88°49′. Обнажение
расположено в крутом скальном борту правого берега р. Уруп, в 1,5 км ниже по течению от
пос. Ивановка. В обнажении вскрывается фрагмент разреза кохайской свиты (верхний фран),
представленный переслаиванием мелкозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов. Породы в нижней части видимого разреза окрашены в зеленые тона, в верхней доминирует красноцветная окраска. Общая мощность вскрытого разреза немногим превышает первые два десятка метров. Отложения пресного водоема Минусинской озерной палеосистемы, существовавшей
в замкнутых котловинах южной части Сибири на протяжении всего верхнего девона.
Основная часть собранной коллекции костных остатков происходит из одного слоя мощностью около 15 см, расположенного у границы зеленоцветной и красноцветной пачки. Практически по всей протяженности слоя имеются многочисленные чешуи кистеперых рыб Megistolepis
klementsi Obr., однако захоронения скелетных фрагментов в пределах слоя приурочены к небольшой (около 5 м) линзе, расположенной в средней части обнажения. Здесь фиксируются тысячи
отдельных костей и чешуй вместе с более крупными элементами: полная нижняя челюсть и
части черепа, которые громоздятся друг на друга в несколько слоев (2–4 см в толщину). Сохранность отдельных элементов отличная, но, поскольку они перемешаны в плотной породе
(алевролит), то ни одна кость не может быть освобождена от породы без разрушения многих
окружающих костей. Это создает значительные трудности в обработке коллекции. Однако уже
сейчас можно утверждать о присутствии в комплексе позвоночных скелетных фрагментов кистеперых рыб Megistolepis klementsi Obr., двоякодышащих, а также тетрапод. Последние представлены нижней челюстью и фрагментами черепа. По мнению Пьера Алберга, они принадлежат новому роду ранних тетрапод. Если этот вывод подтвердится, то это будет первая находка
тетрапод в пределах древнего Сибирского континента. В изученном комплексе доминируют
представители хищников. Плакодермы, обычно широко представленные в отложениях этого
возраста остатками Bothriolepis, встречены только в одном небольшом образце в виде очень маленького фрагмента крыши черепа. По всей видимости, в данном местонахождении захоронена
стая хищных рыб и тетрапод. Скорее всего, плакодермы служили пищей для хищников, и этим
объясняется их отсутствие в захоронении. Этот вывод подтверждается анализом ассоциации
позвоночных с другого местонахождения Ивановского разреза.
Местонахождение-2 расположено в верхней части видимого разреза в дальней (вниз по
течению реки) части обнажения в 60 м от описанного. Здесь окаменелости локализованы в
10-метровом слое зеленоватых окремненных аргиллитов среди мощной пачки красноцветных
пород. В захоронении преобладают крупные фрагменты панцирей плакодерм Bothriolepis. Находки чешуй кистеперых очень редки, только в единичных образцах фиксируются фрагменты
челюсти и зубы Megistolepis. Скорее всего, здесь мы имеем дело с экологической нишой очень
мелкого илистого водоема, куда был затруднен доступ крупных хищников.
К настоящему времени мы каталогизировали весь полученный материал (187 образцов).
Коллекция хранится в геологическом музее СибГИУ (г. Новокузнецк) и готовится к изучению методом глубинной томографии в центре ESRF (Гренобль, Франция). После их изучения
мы сможем получить изображения многочисленных костей в пределах отдельных увязанных
между собой монолитов, а также реконструировать трехмерную модель внутреннего строения
челюсти и черепа без каких-либо разрушительных механических воздействий на блоки. Это
позволит установить новый технический стандарт для изучения костных залежей в кислотостойких породах. Конкретные научные цели включают в себя: 1) реконструкцию строения
Воробьёва Э.И. Морфология и особенности эволюции кистеперых рыб. – М.: Наука, 1977. – 240 с.
Гутак Я.М., Лекарева Н.С., Антонова В.А. Ивановское местонахождение кистеперых рыб (поздний
девон, Минусинская котловина) // Природа и экономика Кузбасса и сопредельных территорий: Материалы Всерос. науч. конф. «Природно-ресурсный потенциал Кемеровской области и сопредельных
территорий» 22–23 декабря 2010 г., Новокузнецк. Т. 1: Геология, география, геоэкология. – Новокузнецк:
РИО КузГПА, 2010. – С. 26–29.
Обручев Д.В. Девонские рыбы Минусинской котловины // Полевой атлас характерных комплексов
фауны и флоры девонских отложений Минусинской котловины / Под ред. М.А. Ржонсницкой, В.С. Мелещенко. – М.: ГНТИ Лит. по геол. и охране недр, 1955. – С. 45–47.
А.С. Алексеев, Н.В. Горева, Т.Н. Исакова, О.Л. Коссовая
КАСИМОВСКИЙ ЯРУС
И ЕГО РАСЧЛЕНЕНИЕ В ТИПОВОЙ МЕСТНОСТИ
Международная стратиграфическая шкала каменноугольной системы с ее делением на подсистемы, отделы и ярусы была ратифицирована Международным союзом геологических наук
и приобрела официальный статус (Gradstein et al., 2004). Российские ярусные подразделения
среднего и верхнего карбона (или пенсильванской подсистемы) закреплены в глобальной шкале
каменноугольной системы, хотя стратотипы их границ до сих пор еще не зафиксированы. Один
из семи входящих в эту шкалу ярусов – касимовский.
Касимовский ярус в стратиграфической последовательности карбона Подмосковья был
установлен одним из последних (Теодорович, 1949). Несмотря на название яруса, его типовая
местность – это нижнее течение р. Москвы в районе г. Воскресенск. Этот район послужил
А.П. Иванову (1926) эталоном для выделения тегулиферового (затем тегулиферинового) горизонта, с которого он начинал верхний отдел карбона. В качестве палеонтологической характеристики горизонтов среднего и верхнего карбона А.П. Иванов использовал смену комплексов
брахиопод. Позднее Б.М. Даньшин (1947) заменил название «тегулифериновый» на «касимовский», а Г.И. Теодорович (1949) предложил поднять ранг касимовского горизонта до яруса без
пересмотра его границ и подразделений.
Исследования Е.А. Ивановой и И.В. Хворовой (1955) позволили кардинально ревизовать
номенклатуру касимовского яруса путем объединения попарно известняковых и глинистых
пачек в единые горизонты, сохранившие названия, данные по карбонатным толщам в Москве
Б.М. Даньшиным.
Касимовский ярус в типовой местности имеет мощность около 45–50 м и характеризуется
циклическим строением с отчетливым чередованием, с одной стороны, пачек микрозернистых
известняков, бедных органическими остатками, и пестроцветных мергелей, глин и глинистых
доломитов с тонкими прослоями известняков, обогащенных разнообразными фоссилиями,
с другой. Основу литостратиграфического расчленения яруса в южной части Московской
Материалы III Всероссийского совещания
парных плавников Megistolepis, наиболее распространенного в коллекции и близкого родственника четвероногих; 2) изучение остатков тетрапод, из которых в коллекции имеется фрагмент
нижней челюсти (в настоящее время видно только несколько сантиметров); 3) изучение двоякодышащих рыб, представленых многочисленными, но сильно фрагментарными костями;
4) проведение инвентаризации самых маленьких костей коллекции. Последняя категория,
элементы в диапазоне размеров 5–15 мм, практически не изучаются, потому что они очень
трудно извлекаются.
Собранная нами коллекция представляет новый комплекс фауны, который включает также
ранее неизвестные кости известных таксонов позвоночных из позднего девона Сибири. Этот
регион (в позднем девоне небольшой отдельный континент) очень плохо изучен, и наши результаты будут способствовать существенному улучшению знаний о глобальной картине девона,
его биогеографии и эволюции фауны.
После изучения и последующей публикации материалов полученные данные будут храниться в архиве общественного доступа ESRF. Это будет гарантировать доступность материала для
изучения палеонтологами всего мира. Сами образцы будут храниться в Новокузнецке, в геологическом музее СибГИУ.
11
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео12
Расчленение касимовского яруса в типовой местности
А – традиционное положение нижней границы; Б – обсуждаемое положение нижней границы; В – тра­
диционное положение верхней границы; Г – положение границы на уровне первого появления конодонтов I. simulator
с­ инеклизы заложили публикации Б.М. Даньшина и Л.А. Головиной (1934), Б.М. Даньшина
(1947), Е.А. Ивановой и И.В. Хворовой (1955), С.Я. Гоффеншефер (1971) и М.Х. Махлиной
и др. (1979).
Разработка подъярусного и стандартного зонального деления касимовского яруса, проведенная в последние годы, обеспечивает максимально возможно удаленные корреляции и позволяет наполнить ярус внутренним историко-геологическим содержанием. В унифицированной
стратиграфической схеме (Решение…, 1990) касимовский ярус подразделяется на три горизонта – кревякинский, хамовнический и дорогомиловский. Стратотипом кревякинского горизонта
считается разрез ныне не существующего карьера у д. Суворово, находившегося в 5–6 км к
юго-востоку от г. Воскресенск, близ станции Цемгигант. Также ныне утрачены стратотипы свит
хамовнического горизонта, выделенные в том же районе – ратмировской (д. Ратмирово) и неверовской (д. Неверово). Стратотип дорогомиловского горизонта располагался у д. Дорогомилово
(ныне территория Москвы) и тоже не сохранился.
Разрез Афанасьевского карьера цементного сырья ОАО «Воскресенскцемент», расположенный в 5 км к юго-западу от Воскресенска на правом берегу р. Москва у д. Ратмирово, – единственный в настоящее время, где можно изучать отложения кревякинского и хамовнического
горизонтов. Этот разрез предложен в качестве неостратотипа касимовского яруса, кревякин-
Алексеев А.С., Горева Н.В., Реймерс А.Н. Новая местная схема стратиграфического расчленения касимовского яруса верхнего карбона Московского региона // Бюлл. РМСК по центру и югу Русской платформы. Вып. 4. – М.: РАЕН, 2009. – C. 50–60.
Горева Н.В., Алексеев А.С. Конодонтовые зоны верхнего карбона России и их глобальная корреляция
// Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 6. – С. 35–48.
Гоффеншефер С.Я. Каменноугольная система. Верхний отдел // Геология СССР. Т. 4. Центр Европейской части СССР. Кн. 1. Геологическое описание. – М.: Недра, 1971. – С. 291–299.
Даньшин Б.М. Геологическое строение и полезные ископаемые Москвы и ее окрестностей (пригородная зона). – М.: Изд-во МОИП, 1947. – 308 с.
Даньшин Б.М., Головина Е.В. Москва. Геологическое строение. – М.–Л.: ОНТИ, 1934. Вып. 10/6. 95 с.
(Труды Ин-та геол. и минер. и Моск. геолого-гидрогеодез. треста).
Иванов А.П. Средне- и верхнекаменноугольные отложения Московской губернии // Бюлл. МОИП.
Отд. геол. 1926. Т. 4. Вып. 1–2. – С. 133–180.
Иванова Е.А., Хворова И.В. Стратиграфия среднего и верхнего карбона западной части Московской
синеклизы. – М.: Изд-во АН СССР, 1955. Т. 53. – 279 с. (Труды ПИН АН СССР).
Материалы III Всероссийского совещания
ского горизонта и двух его составляющих свит (суворовской и воскресенской), а также ратмировской и неверовской свит хамовнического горизонта (Махлина и др., 2001). Исследования
последних лет позволили получить комплексную биостратиграфическую характеристику разреза Афанасьево по конодонтам, фузулинидам и макрофауне и дать зональное расчленение по
разным группам фауны (Alekseev et al., 2009; Goreva et al., 2009 и др.).
Для получения более полной характеристики пограничных московско-касимовских отложений и выбора стратотипа границы между ними были также переизучены как наиболее полные
и доступные разрезы карьеров Домодедово и Мячково (Тураево). Также изучено распространение конодонтов и частично фузулинид в опорных скважинах, пробуренных в Москве (1832 на
пр. Сахарова и 21 в Серебряническом пер.), ревизовано распространение микрофауны в ранее
исследованных опорных скважинах (6К Гжель, 7КН Казнево, 21 Дорофеево и др.). Описан разрез в котловане центрального ядра Москва-Сити.
На основе полученных новых материалов модернизирована местная схема стратиграфического расчленения касимовского яруса Московского региона (Алексеев и др., 2009; Постановления МСК…, 2012). В составе дорогомиловского горизонта касимовского яруса выделены (снизу
вверх): пресненская, садовая и мясницкая свиты, составляющие среднюю его часть, ранее называвшуюся в Москве перхуровской подсвитой или толщей. Стратотип дорогомиловского горизонта охватывает верхнюю часть мясницкой свиты (известняки), трошковскую свиту (глины)
и основание первой пачки русавкинской свиты речицкого горизонта гжельского яруса в его
историческом понимании. Русавкинская свита содержит внутри несколько, вероятно, значительных перерывов и должна быть разделена в дальнейшем на ряд самостоятельных стратонов.
В результате, касимовский ярус в типовой местности получил уточненную характеристику
по конодонтам и фузулинидам (рисунок). Установлено восемь зон по конодонтам: subexcelsus,
makhlinae, sagittalis, cancellosus, mestsherensis, toretzianus, firmus и zethus, и пять зон по фузулинидам: Obsoletes sp. – Fusiella lancetiformis, Protriticites subschwagerinoides – O. obsoletus, Montiparus
paramontiparus – Montiparus montiparus, Triticites quasiarcticus – Shwageriniformis mosquensis,
T. irregularis – T. acutus (Alekseev et al., 2004; Исакова, 2008).
Положение нижней границы яруса, впервые установленной А.И. Ивановым по брахиоподам
в подошве слоя «шарша» кревякинского горизонта, в типовой местности неоднократно пересматривалось (Махлина и др., 2001). С этим рубежом, с некоторой долей условности, совмещалось основание фузулинидовой зоны Protriticites pseudomontiparus – Obsoletes obsoletus, традиционно принимающейся в качестве нижней зоны верхнего карбона. Такое положение границы
в качестве корреляционного уровня международной глобальной шкалы вызывает разногласия и
продолжает обсуждаться как российскими, так и зарубежными исследователями. В настоящее
время Международной подкомиссией по каменноугольной стратиграфии в качестве глобального маркера предлагается более высокий уровень, отвечающий первому появлению конодонтов
Idiognathodus sagittalis Kozitskaya или I. turbatus Rosscow et Barrick и фузулинид рода Montiparus.
В терминах современной отечественной шкалы этот уровень расположен в средней части хамовнического горизонта Подмосковья.
В декабре 2007 г. Международная подкомиссия приняла решение о закреплении нижней
границы гжельского яруса на уровне первого появления конодонтов Idiognathodus simulator
­(Ellison) (Heckel et al., 2009). В Подмосковье это событие установлено в верхней части русавкинской свиты добрятинского горизонта, в 5–6 м выше традиционной границы касимовского
и гжельского ярусов (Горева, Алексеев, 2010).
Работа поддержана проектами РФФИ 06-05-64783 и 12-05-00106.
13
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео14
Исакова Т.Н. Фузулиниды типовых разрезов касимовского яруса в московском регионе // Новости палеонтологии и стратиграфии. Вып. 10–11. Приложение к журналу «Геология и геофизика». 2008.
Т. 49. – С. 124–126.
Махлина М.Х., Куликова А.М., Никитина Т.А. Строение, биостратиграфия и палеогеография верхнего
карбона Московской синеклизы // Стратиграфия, палеонтология и палеогеография карбона Московской
синеклизы. – М.: Геол. фонд РСФСР, 1979. – С. 25–69.
Махлина М.Х., Алексеев А.С., Горева Н.В. и др. Средний карбон Московской синеклизы (южная часть).
Т. 1. Стратиграфия. – М.: ПИН РАН, 2001. 244 с.
Постановления МСК и его постоянных комиссий. Вып. 34 / ред. А.И. Жамойда. – СПб.: ВСЕГЕИ,
2003. – С. 6–9.
Постановления МСК и его постоянных комиссий. Вып. 41 / ред. А.И. Жамойда. – СПб.: ВСЕГЕИ,
2012. – С. 20–24.
Решение Межведомственного регионального совещания по среднему и верхнему палеозою Русской
платформы с региональными стратиграфическими схемами. Каменноугольная система. Ленинград,
1988 г. – Л.: ВСЕГЕИ, 1990. – 41 с.
Теодорович Г.И. О подразделении верхнего карбона на ярусы // ДАН СССР. 1949. Т. 67. № 3. – С. 537–
540.
Alekseev A.S., Goreva N.V., Isakova T.N., Makhlina M.Kh. Biostratigraphy of the Carboniferous in the Moscow
Syneclise, Russia // Newsletter on Carboniferous Stratigraphy. 2004. Vol. 22. – P. 28–35.
Alekseev A.S., Goreva N.V., Isakova T.N., Kossovaya O.L. Afanasievo section. Neostratotype of Kasimovian
Stage // Type and reference Carboniferous sections in the South part of the Moscow Basin: Field trip guidebook
of International Field Meeting of the I.U.G.S. Subcommission on Carboniferous Stratigraphy “The historical type
sections, proposed and potential GSSP of the Carboniferous in Russia”. Moscow, August 11–13, 2009. – Moscow:
Borissiak Paleontological Institute of RAS, 2009. – P. 91–114.
Goreva N.V., Alekseev A.S., Isakova T.N., Kossovaya O.L. Afanasievo section – neostratotype of Kasimovian
Stage (Upper Pennsylvanian Series), Moscow Basin, central Russia // Newsletter on Carboniferous Stratigraphy.
2007. Vol. 25. – P. 8–14.
Goreva N., Alekseev A., Isakova T., Kossovaya O. Biostratigraphical analysis of the Moscovian /Kasimovian
transition in the neostratotype of Kasimovian Stage (Afanasievo section, Moscow Basin, Russia) // Palaeworld.
2009. Vol. 18. – P. 102–113.
Gradstein F.M., Ogg O., Smith A.G. A Geologic Time Scale 2004: Cambrige University Press. 2004. – 589 p.
Heckel P.H., Alekseev A.S., Barrick J.E. et al. Choice of conodont Idiognathodus simulator [sensu stricto] as
the event marker for the base of the global Gzhelian Stage (Upper Pennsylvanian Series, Carboniferous System)
// Episodes. 2008. Vol. 31. N 3. – P. 319–325.
Л.А. Анищенко, С.С. Клименко, О.С. Процько, И.Л. Мочалова
ФАЦИИ И РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА
В ОТЛОЖЕНИЯХ ДОМАНИКОВОГО ГОРИЗОНТА
ТИМАНО-ПЕЧОРСКОГО БАССЕЙНА
В отложениях доманикового горизонта распространены разнообразные по нефтегазоматеринскому потенциалу породы (рис. 1), в которых концентрация Сорг колеблется от 0,2 до 29 %,
а водородный индекс (HI) варьирует в пределах от 30–40 до 800–900 мг УВ/г Сорг. Изменения
геохимических показателей зависят от литофациальных условий осадконакопления, от степени
катагенетического преобразования органического вещества (ОВ), от интенсивных эрозионных
процессов на регрессивных этапах развития бассейна осадконакопления.
В палеобассейне доманикового времени на территории Тимано-Печорского бассейна существовали различные области осадконакопления: прибрежно-морских приливно-отливных
мелководных условий; предрифовых мелководно-морских условий; рифообразования; межрифового осадконакопления и зарифовые с депрессионным и нормальным осадконакоплением.
Области прибрежно-морских приливно-отливных условий осадконакопления характеризуются терригенно-карбонатными породами с преобладанием обломочного материала алевритопесчаной размерности. В преимущественно псаммитовой матрице в незначительных количествах накапливается ОВ инертинитового состава (Сорг < 0,5 %, HI << 200 мг УВ/г Сорг). В шлифах
этот тип встречается преимущественно в форме детрита (рис. 2, Б).
В предрифовых мелководных условиях формировались глинисто-карбонатные осадки с
большой долей алевритового материала. В этих зонах в цикле осадконакопления чередуются
алевролиты, алевритистые аргиллиты, глинистые известняки с соответствующей ­концентрацией
Материалы III Всероссийского совещания
Рис. 1. Карта-схема
распределения Сорг (%)
в породах доманиковых
отложений Тимано-Печорского
бассейна
15
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео16
Рис. 2. Включения растительного
детрита в породах
доманикового горизонта
и составом ОВ (от 0,3 в алевролитах до 1,7–2 % в глинистых алевролитах, до 3 % в серых
глинистых известняках). Углеводородный (УВ) потенциал всех типов пород не превышает
350 мг УВ/г Сорг и соответствует сапропелево-гумусовуму типу (рис. 2, А). Более низким HI характеризуются рифогенные образования. В органогенных карбонатах Сорг не превышает 0,5 %,
HI – 100–150 мг УВ/г Сорг, что является отражением активной жизнедеятельности биоты.
В межрифовых условиях накапливаются глинисто-карбонатные осадки с заметной сульфатной примесью и средней и редко повышенной УВ генерационной способностью (Сорг 1–3
редко до 5 %, HI – 200–500 мг УВ/г Сорг). Аномально богатые нефтегазоматеринские породы –
горючие сланцы — приурочены к отдельным доманиковым депрессионным впадинам зарифовых областей осадконакопления. Они не имеют регионального распространения, локально
выделяются на фоне глубоководного зарифового шельфа. В зарифовых условиях формируются
глинисто-карбонатные толщи с бактериально-водорослевым и микроводорослевым ОВ, обеспечивающие богатый и очень богатый УВ потенциал пород.
Литологическая характеристика пород и их насыщенность органическим веществом и
УВ хорошо коррелируется с γ-активностью пород. Карта-схема распространения средней
γ-активности пород доманикового возраста четко оконтуривает депрессионные впадины
(рис. 3).
Катагенетические изменения ОВ горючих сланцев в условиях Тимано-Печорского палеобассейна проходят от стадий ПК3–МК1 (Ухтинский район) до стадий МК3–МК4 (Предуральский прогиб) и МК5–АК1 (Урал, р. Кожим). При катагенезе ОВ углеводородный потенциал
падает, снижается общее содержание Сорг. Содержание общего нереакционного Сорг сохраняется
в горючих сланцах на уровне аномальных значений материнских толщ, сохраняется и высокая
γ-активность пород. Данные показатели могут быть использованы для прослеживания былых
очагов генерации УВ.
Материалы III Всероссийского совещания
Рис. 3. Карта-схема
распределения средней
γ-активности в породах
доманиковых отложений
Тимано-Печорского бассейна
17
А.И. Антошкина
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
ОТРАЖЕНИЕ ХИРНАНТСКОЙ ФАЗЫ ГОНДВАНСКОГО
ОЛЕДЕНЕНИЯ В ОТЛОЖЕНИЯХ ПРИПОЛЯРНОГО УРАЛА
На Приполярном Урале в бассейне р. Кожым нижнепалеозойские отложения вскрываются
на протяжении около 80 км. Литолого-геохимические исследования верхнеордовикско-нижнесилурийских отложений в районе устьев р. Балбанью и руч. Бадъяшор позволили уточнить
не только положение границы ордовика и силура (Antoshkina, 2008), но и выявить седиментационный индикатор завершающей хирнантской фазы позднеордовикского Гондванского оледенения. Разрез хирнанта представлен толщей вторичных доломитов мощностью 120–160 м,
заключенной между верхнекатийской яптикшорской свитой и рудданско-нижнеаэронской ручейной свитой, развитой на правом и левом берегах р. Кожым. В составе хирнантского яруса
были выделены бадъяшорская и каменнобабская свиты (Антошкина, 2010), отличные не только
по составу, но и по условиям образования.
Бадъяшорская свита мощностью до 60 м сложена серыми, до темно-серых, доломитовыми
брекчиями массивно-слоистого сложения. Свита выделяется резкой неоднородностью строения
и внешне сходным с подстилающими породами составом обломочного материала. Нижняя неровная (эрозионного типа) граница бадъяшорской свиты с яптикшорской осложнена трещиноватостью и брекчированием. Граница с вышележащей каменнобабской свитой имеет эрозионный характер с карманами глубиной до 12–15 см (рисунок, А). Литологические исследования
нижнехирнантских седиментационно-диагенетических доломитовых брекчий бадъяшорской
свиты показали, что их формирование шло в несколько этапов (Антошкина, 2011). Размер обломков в брекчиях колеблется от первых сантиметров до нескольких десятков сантиметров
(рисунок, В). Отмечается новообразованный морской вадозный цемент, характеризующий суба-
Типы пород хирнантского яруса, Приполярный Урал, р. Кожым, район руч. Бадъяшор
18
А – эрозионная граница брекчий бадъяшорской свиты и массивных доломитов каменнобабской свиты, обн. 74, правый берег; Б – граница светло-серых массивных доломитов каменнобабской свиты (фации отмели) и темно-серых
доломитов рудданского яруса силура (фации глубокой сублиторали), там же; В – выходы седиментационно-диагенетических брекчий в основании каменнобабской свиты, обн. 76, левый берег; Г – разнокристаллический доломит
со скоплениями несортированных фрагментов мшанок, подчеркнутых черным органическим веществом, обн. 74
Материалы III Всероссийского совещания
эрально-супралиторальные обстановки, что может свидетельствовать о формировании брекчий
в условиях крайнего обмеления. Проведенные спектроскопические исследования показали, что
в поздних генерациях цемента, наряду с привносом ионов железа и марганца, обнаруживается
частичное наследование примесных составов катионной и анионной подрешеток карбонатов.
Полученные данные говорят об автохтонном образовании карбонатных брекчий, их неодиагенетической цементации в относительно мелководных условиях, где воздействие континентального
сноса весьма ощутимо, а также о последовательности неоморфных преобразований.
Перекрывающие серые и светло-серые массивные доломиты каменнобабской свиты мощностью до 60 м сложены грубо-слоистыми доломитами с комковато-бугристой отдельностью и
пятнистыми текстурами. Развиты теневые биогермные (микробиальные, строматолитоподобные, микробиально-коралловые), биоморфные (коралловые) и биокластовые структуры (рисунок, Г). Обломочные разности наблюдаются в виде разной формы участков и линзовидных
скоплений. Практически чисто карбонатный состав (н.о. от 0,7 до 1,76 %) вместе с цветом, массивностью и присутствием биогермных разностей доломитов свидетельствует о формировании
этих отложений в условиях отмели на окраине шельфа. В верхних слоях свиты разрез характеризуется отчетливо выраженной массивной плитчатостью и распространением поверхностей
размывов с карманами, заполненными мелким обломочным материалом. Резкая трансгрессивная граница с илово-мелкобиокластовыми доломитами свидетельствует о фациях глубокой
сублиторали в условиях карбонатной рампы (рисунок, Б).
Наличие теневых биокластовых, микробиальных, сгустковых, комковатых и обломочных
структур в доломитах бадъяшорской и каменнобабской свит является признаком наложенной
доломитизации. Примазки черного органического вещества в межзерновом пространстве всех
компонентов пород и в парастилолитах говорят о его приуроченности к более поздним тектоническим процессам, связанным с формированием складчатого сооружения Урала. Наложенные
тектонические процессы отчетливо выражены в разнонаправленной трещиноватости, присутствии участков брекчирования слоев и в почти вертикальном залегании пород.
Известно, что значения изотопного состава углерода и кислорода несут в себе информацию
об условиях формирования осадочной породы. Изотопные исследования карбонатов в бадъяшорских брекчиях проводились в пробах из обломков разного состава, заполнителя и цемента. Полученные данные показали резкие вариации отношений изотопов не только в разных
компонентах одной породы, но и между одними компонентами в разных образцах по разрезу.
Колебания изотопного состава углерода в обломках колеблется от –2,6 до 1,8 ‰, в заполнителе – от 0,8 до 1,9 ‰, в цементах от –0,2 до 1,8 ‰, а кислорода, соответственно 21,4–25,7,
22,3–25,1 и 18,4–26,1 ‰.
Во многих случаях по разрезу отмечаются закономерные изменения изотопного состава
углерода и кислорода, которые выражены в синхронных экскурсах величин δ13C и δ18O как в
положительную, так и в отрицательную стороны. В этом отношении наиболее значимое событие приурочено к границе катийского и хирнантского ярусов. На этом рубеже отмечается
существенное облегчение изотопного состава углерода (от 0,3 до –2,6 ‰) и кислорода (от 26,1
до 23,5 ‰), т. е. верхнекатийские (яптикшорские) отложения в целом характеризуются более
тяжелым изотопным составом углерода и кислорода по сравнению с вышележащими нижнехирнантскими (бадъяшорскими брекчиями). Вероятнее всего, это обусловлено резкой сменой
условий седиментации, которые отразились на изотопном составе и выразились в составе пород.
Глинисто-карбонатные отложения глубокой сублиторали (в условиях гумидизации климата) с
морскими условиями седиментации сменились преимущественно крайне мелководным карбонатным осадконакоплением (в раннем хирнанте на фоне, видимо, общего похолодания и
региональной аридизации климата).
Изменения литологического и изотопного состава в хирнантских разрезах из разных регионов мира иногда существенно различаются (Brenchley, 2004). Изменение литофаций и изотопные данные от основания до кровли хирнанта в хорошо изученных пограничных ордовикско-силурийских отложениях в Копенгагенском Каньоне, Неваде, США свидетельствуют об
углублении в верхней части зоны persculptus. Напротив, самый верхний горизонт Эллис Бэй
формации на о. Антикости, Квебек характеризуется обмелением до конца хирнанта, как и в
горизонте поркуни в Эстонии (Kaljo et al., 2004). Разрез хирнантской формации Косов в Баррандиенском бассейне Чехии начинается с резкой регрессии, сменяющей фации сублиторали
в позднем катии, и характеризуется появлением наиболее ранней хирнантской фауны, отражающей похолодание (Mergl, 2011).
Седиментационные данные по хирнантским отложениям свидетельствуют об изменении
уровня моря, которое существенно отличается в разных регионах. Так, в разрезах Припо-
19
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео20
лярного Урала наблюдается отчетливая регрессия в раннем хирнанте, сменяющаяся повышением уровня моря в позднем. Для самых пограничных с силуром отложений характерно
отчетливое обмеление, которое сменяется резкой силурийской трансгрессией. Согласно Baarli
et al. (2003), все области шельфов на палеоконтиненте Балтика были затронуты рудданским
повышением уровня моря после отступления последних ордовикских ледников в Сев. Африке
и Юж. Америке. Подобно разрезам Приполярного Урала, в Большом Бассейне США выше
эрозионной границы ордовика–силура накапливались руддан-аэронские рамповые осадки
(Harris, Sheehan, 1996).
Антошкина А.И. Генетические типы карбонатных псефитолитов нижнего палеозоя севера Урала:
II. Типы, модели и особенности формирования // Литосфера. 2011. № 3. – С. 39–49.
Антошкина А.И. Сохранение разрезов палеозоя р. Кожым на Приполярном Урале как объекта Всемирного геологического наследия // Современное состояние и перспективы развития особо охраняемых
территорий европейского Севера и Урала: Материалы докл. на Всерос. конф. – Сыктывкар: Коми НЦ
УрО РАН, 2011. – С. 15–19.
Antoshkina A. Late Ordovician-Early Silurian facies development and environmental changes in the Subpolar
Urals // Lethaia. 2008. Vol. 41. – Р. 163–171.
Baarli B.G., Johnson M.E., Antoshkina A.I. Silurian Stratigraphy and Paleogeography of Baltica / Landing E.,
Johnson M.E. (eds) // Silurian Lands and Seas. Paleogeography Outside of Laurentia. – New York State Museum
Bulletin, 2003. Vol. 493. – P. 3–35.
Brenchley P.J. Chapter 9. End Ordovician Glaciation / Webby B.D., Paris F., Droser M.L., Percival I.G.
(eds) // The Great Ordovician Biodiversification Event. New York: Columbia University Press, 2004. – P. 81–83.
Harris M.T., Sheehan P.M. Upper Ordovician-Lower Silurian depositional sequences determinated from
middle shelf sections, Barn Hills and Lakeside Mountains, eastern Great Basin // Geological Society of America,
Special Paper. 1996. Vol. 306. – P. 161–176.
Kaljo D., Hints L., Martma T. et al. Late Ordovician carbon isotope trend in Estonia, its significance in
stratigraphy and environmental analysis // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2004. Vol. 210. –
P. 165–185.
Mergl M. Earliest occurrence of the Hirnantia Fauna in the Prague Basin (Czech Republic) // Bulletin of
Geosciences. 2011. Vol. 86 (1). – P. 63–70.
Е.В. Антропова
ПРЕДСТАВИТЕЛИ СТРОМАТОПОРОИДЕЙ ОТРЯДА
CLATHRODICTYIDA В СИЛУРЕ ПРИПОЛЯРНОГО УРАЛА
Начало изучения палеозойских строматопороидей на Урале положено работами В.Н. Рябинина (1939) и В.И. Яворского (1965), которыми было описано значительное количество видов
и родов из силурийских отложений. Дальнейшие изучения, проводимые О.В. Богоявленской
(1965, 1973), показали, что строматопороидеи широко распространены в силурийских отложениях Урала и нередко являются породообразующими.
На Приполярном Урале из всех отрядов строматопороидей наиболее распространены представители отряда Clathrodictyida, которые в силуре имеют широкое стратиграфическое и географическое распространение. Например, в количественном отношении строматопороидеи
отряда Clathrodictyida на Приполярном Урале составляют до 90 % отобранных силурийских
образцов (Антропова, 2011). Строматопороидеи, принадлежащие к отряду Clathrodictyida, отличаются, прежде всего, ламинарным строением. Ламины – их основные горизонтальные элементы. Это тонкие, параллельные друг другу и концентрические пластинки. Строение ламин в
скелетных постройках представителей разных родов значительно отличается. Например, у родов
Ecclimadictyon и Plexodictyon ламины шевронообразно изогнуты, образуют каркасные этажи.
У рода Clathrodictyon ламины ровные, прямые, но, в свою очередь, могут быть мелкоизогнутыми, мелковолокнистыми.
Отряд Clathrodictyida включает пять семейств: Clathrodictyidae, Actinodictyidae,
Gerronostromatidae, Atelodyctyidae, Tienodictyidae. Из них в силуре Приполярного Урала широко
распространены только первые два, которые рассматриваются ниже. Здесь и далее применяется
классификация строматопроидей, разработанная К. Стирном, Б. Уэбби, Х. Нестором, К. Стокком в 1999 г. (Stearn et al., 1999).
Распространение видов строматопороидей отряда Clathrodictyida в силуре Приполярного Урала
Материалы III Всероссийского совещания
Семейство Clathrodictyidae Kuhn 1939, род Clathrodictyon Nicholson et Murie, 1878.
Ценостеумы массивные, пластинчатые. Внутренняя структура пузырчато-ламинарного
строения. Скелет сложен инфлексионами, выпуклыми или уплощенными. Галереи иногда с
диссептиментами. Астроризы чаще всего рассеянные, редко группируются в вертикальные системы. Род представлен четырьмя видами: Clathrodictyon variolare (Rosen) (граница лландовери и
венлока), С. tschusovensis Yavorsky (венлок), C. lennuki Nestor (лландовери) и C. mohicanum Nestor
(верхний лудлов).
Семейство Clathrodictyidae Kuhn 1939, род Stelodictyon Bogoyavlenskaya, 1969.
Ценостеумы массивные. Каркас образован выпрямленными инфлексионными ламинами.
Инфлексоны полые с заостренным основанием, в процессе роста расширяются кверху. Астроризы со слабым развитием боковых каналов. Род Slelodictyon представлен пятью видами: Slelodictyon
prodigale Bogoyavl. (верхи лландовери), S. moieroense Nestor (венлок), S. crassum Bogoyavl. (низы
лудлова), S. arcuatum Bogoyavl. (низы лудлова) и S.inguum Bogoyavl. (низы лудлова).
Семейство Actinodictyidae Khalfina et Yavorsky, 1973, род Actinodictyon Parks 1909.
Ценостеумы массивные, пластинчатые. Скелет состоит из субвезикулярных пластинок или
инфлексионных ламин, которые пересекаются столбиками второго порядка. Астроризальные
образования редуцированные. Род Actinodictyon представлен двумя видами: Actinodictyon neptuni
Parks (венлок, низы лудлова) и A. crispatum Petryk (венлок).
Семейство Actinodictyidae Khalfina et Yavorsky, 1973, род Ecclimadictyon Nestor, 1964.
Ценостеумы уплощенной, пластинчатой, иногда цилиндрической формы. Скелет представляет собой сложный каркас, образованный шевронообразными ламинами без образования столбиков. Астроризальные системы небольшие, астроризы часто рассеянного типа. Род
Ecclimadictyon наиболее представителен в силуре Приполярного Урала и включает 15 видов:
Ecclimadictyon geniculatum Bogoyavl., E. robustum Nestor (верх. венлок, ниж. лудлов), E. magnum
21
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео22
Nestor (венлок), E. porkuni (Riabinin) (лландовери), E. nikitini (Riabinin) (низы лландовери),
E. explanatum Bogoyavl. (венлок), E. fastigiatum (Riabinin), E. quasifastigiatum Bogoyavl. (верх. лудлов, пржидол), E. nikiforovae (Riabinin) (венлок и основание лудлова), E. plumatum Bogoyavl.
(верхи лландовери), E. microvesiculosum (Riabinin) (лландовери), E. tchernovi (Riabinin) (верхний
венлок), E. faveolatum Antropova (граница венлока и лудлова), E. kirgisicum (Riabinin), (верх. венлок, слои с Megalomus), E. cylindriforme (Riabinin) (лудлов, пржидол).
Семейство Actinodictyidae Khalfina et Yavorsky, 1973, род Plexodictyon Nestor, 1966.
Ценостеумы массивные. Скелет сложен шевронообразно изогнутыми ламинами, образующими диагональный каркас. Каждые несколько структурных этажей пересекаются прямыми
дополнительными элементами – параламинами, которые могут выклиниваться. Астроризальные образования развиты слабо, в ряде случаев и вовсе отсутствуют. Род Plexodictyon представлен несколькими широко распространенными видами: Plexodictyon vaigatsghense (Yavorsky)
(верхний силур), P. savaliense (Riabinin) (верхняя часть лудлова), P. latilaminatum (Bogoyavl.)
(лудлов).
Стратиграфическое распространение рассмотренных видов указано на рисунке.
Таким образом, представители отряда характеризуют в разной степени весь разрез силура
Приполярного Урала.
До настоящего времени остается нерешенным вопрос о географическом распространении и
толерантности к условиям окружающей среды строматопороидей ламинарного строения. Отряд
Clathrodictyida отличается от других строматопороидей ярко выраженной эврифациальностью.
Именно клатродиктииды первыми осваивали пригодные для жизни территории бассейна после глобальных событий и выживали после биоценотических перестроек (Богоявленская, 1965;
Большакова, 1973).
Существенное отличие ламинарных строматопороидей состоит в длительном периоде их
существования с минимальными изменениями морфологического строения. Видовые группы
отряда Clathrodictyida эврифациальны, что дает возможность использовать их для целей стратиграфии, чему способствует также их космополитичность.
Антропова Е. В. Закономерности развития строматопороидей силура севера Урала // Биогеология,
эволюция и биоразнообразие в геологической истории Тимано-Североуральского региона, моделирование палеоэкосистем, палеонтологические и стратиграфические корреляции. – Сыктывкар: Геопринт,
2011. – С. 29–41.
Богоявленская О. В. Представители строматопор из Clathrodictiidae и Аctinostromatidae в силуре и
девоне Урала // Палеонтологический журнал. 1965. № 1. – С. 39–43.
Богоявленская О. В. Силурийские строматопороидеи Урала. – М.: Наука, 1973. – 98 с.
Большакова Л. Н. Строматопороидеи силура и нижнего девона Подолии. – М.: Наука, 1973. – 135 с.
Рябинин В. Н. Палеозойские строматопороидеи Печорского края и Приуралья. – Л.–Архангельск–М.,
1939. – 85 с.
Яворский В. И. Некоторые силурийские и девонские строматопороидеи Печорского бассейна // Биостратиграфический сб. Вып. 1. – Л., 1965. – С. 218–248. (Тр. ВСЕГЕИ. Нов. серия. Т. 15).
Stearn C. W., Webby B. D., Nestor H., Stock C. W. Revised classification and terminology of Palaeozoic
stromatoporoids // Acta palaentologica polonica. 1999. Vol. 44. No. 1. – P. 1–70.
А.Л. Анфимов
ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ ИЗВЕСТКОВЫХ ВОДОРОСЛЕЙ
РАННЕГО И СРЕДНЕГО ДЕВОНА УРАЛА
Состав известковой раннедевонской альгофлоры в наиболее полных разрезах нижнего
девона на восточном склоне Северного Урала не отличается большим разнообразием. В известняках сарайнинского горизонта лохковского яруса здесь распространены цианобактерии
Renalcis Vologdin, Izhella Antrop., Girvanella Nicholson et Etheridge, Rothpletzella Wood, Hedstroemia
Rothpletz., известные и в более древних силурийских породах (Лучинина, 1987; Чувашов, Шуйский, 1988). В карбонатных породах вышележащего саумского горизонта помимо упомянутых
цианобактерий появляются редкие зеленые водоросли Lancicula Maslov, Scasyporella Shuysky,
сем. Lanciculaceae Shuysky, Praelitania Shuysky, Ampulipora Shuysky сем. Dimorphosiphonaceae
Материалы III Всероссийского совещания
Сводная стратиграфическая колонка девонских пород Ивдельского района. Составлена
с использованием материалов из Стратиграфических схем Урала, 1993
Shuysky, Thibia Shuysky, Wetheredella Wood, сем. Seletonellaceae Korde и Wetheredellaceae Vashard
(Шуйский, 1987). Этот этап можно назвать началом массового развития зеленых водорослей.
В нижней части пражского яруса в известняках вижайского горизонта встречаются многочисленные зеленые водоросли сем. Lanciculaceae Shuysky (Lepidolancicula Shuysky, Quasilancicula
Shuysky, Lanciculella Shuysky) и Dasycladaceae (Kuizing) (Issinella Reitlinger, Scasyporella Shuysky,
Dasyporella Stolley, Litopora Johnson), менее развиты представители сем. Dimorphosiphonaceae
23
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео24
Shuysky (Стратиграфические схемы Урала, 1993). Одновременно появляются красные водоросли Paralancicula Shuysky и Demidella Shuysky сем. Demidellaceae Tchuvashov (Чувашов, 1987).
Помимо разрезов Восточного склона Северного Урала, богатый комплекс одновозрастной альгофлоры известен в разрезе на р. Серга, западный склон Среднего Урала (Шуйский, 1973). Этот
этап соответствует расцвету зеленых водорослей.
Карбонатные породы верхней части пражского яруса (тошемский горизонт) характеризуются стабилизацией видового и родового разнообразия известковой альгофлоры; темпы появления
новых видов замедляются, более того, наблюдается вымирание ряда цианобактерий и красных
водорослей. В разрезах Североуральского и Ивдельского районов в это время отмечен стратиграфический перерыв, фиксируемый в разрезах залежами бокситов (рисунок).
Эмсская трансгрессия во второй половине раннего девона привела к ускорению темпов родо- и видообразования. В карпинское время во многих разрезах распространяются
пред­ставители зеленых водорослей сем. Dasycladacea (Kutzing): Parmiella Schirschova, Ulocladia
Shuysky et Schirschova, Ivdelipora Shuysky et Schirschova, Rotella Shuysky et Schirschova. Появляются и новые рода сем. Lanciculaceae Shuysky: Bijagodella Tchuvashov, Botryella Shuysky, Circella
Schirschova. Так же, как и в тошемское время, наблюдается вымирание ряда цианобактерий
(Flabelia ufensis, F. basifixa), зеленых водорослей семейства Lanciculaceae Shuysky (Lancicula
Maslov, Quasilancicula Shuysky), красных водорослей (Paralancicula Shuysky). В разрезах Севе­
роуральского района впервые появляются харовые водоросли (Sycidium Sand.) и зеленые сегментированные водоросли сем. Palaeoberesellaceae Mamet et Roux (Palaeoberesella Mamet et
Roux).
Максимум эмсской трансгрессии, приходящийся на тальтийское время, оказался неблагоприятным для развития известковой альгофлоры Урала. Исчезают 4 рода зеленых водорослей сем. Lanciculaceae Shuysky, 5 родов сем. Lanciculaceae Shuysky, 8 родов сем. Dasycladaceae
(Kuizing), 2 рода цианобактерий. В это время появляется небольшое количество новых форм
зеленых водорослей: Funiculus venosus, Rhabdoporella digitula, Kamaena ex. gr. delicata. Последний
из упомянутых видов относится к сегментированным зеленым водорослям, преобладающим в
составе зеленых водорослей в фаменский век.
В среднем девоне на западном склоне Среднего и Южного Урала проявились предафонинский и предпашийский перерывы в осадконакоплении, на восточном склоне Северного и
Среднего Урала – синхронные предлангурский и предбродовский стратиграфические перерывы,
что явилось следствием регрессии морского бассейна, снижения скорости карбонатного осадконакопления и соответственно сокращения мощностей карбонатных пород в разрезах (рисунок).
В составе эйфельской известковой альгофлоры наблюдается снижение видового разнообразия
водорослей в 4–5 раз; количественно преобладают зеленые водоросли сем. Dimorphosiphonaceae
Shuysky (Parabacella subrina, Dimorphosiphon remotus, Funiculus venosus), а также сифонокладовые водоросли сем. Beresellaceae Maslov et Kulik (Calcicaulis vesiculosum, Catenella curvata) и сем.
Palaeoberesellaceae Mamet et Roux (Kamaena ex. gr. delicate). Крайне немногочисленны в разрезах ранее широко распространенные зеленые водоросли сем. Dasycladaceae (Kutzing), красные
водоросли и цианобактерии.
В известняках высотинского горизонта живетского яруса уже не наблюдаются зеленые водоросли Praelitanaia anulata, Parabacella subrina, Funiculus venosus, Rhabdoporella digitula. Здесь
отмечены редкие цианобактерии Girvanella maslovi, Rothpletzella devonica, зеленая сегментированная водоросль Kamaena ex. gr. delicata. В конце среднего девона регрессия морского бассейна достигает максимума, карбонатное осадконакопление сменяется терригенным и карбонатно-терригенным (пашийский горизонт), имеет место широко проявившийся предпашийский
перерыв. Это привело к отсутствию в разрезах ранее упомянутых водорослей, за исключением
гирванелл и ротплетцелл, и широкому распространению остатков харовых водорослей Umbella
bella, Planoumbella effusa, Kusiella fruticosa, Sycidium sp.
Исследования выполнены при финансовой поддержке инициативного проекта УрО РАН
№ 12-У-5-1021 и совместного проекта УрО РАН 12-С-1032.
Лучинина В.А. Сине-зеленые водоросли (Cyanophyta) // Ископаемые известковые водоросли. – Новосибирск: Наука, 1987. – С. 12–37. (Труды Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. Вып. 674).
Стратиграфические схемы Урала (докембрий, палеозой). Девон. Западный склон Урала: Лист 1-14.
Восточный склон Урала: Лист 1-16. Западный склон Урала: Лист 1-14. Восточный склон Урала: Лист
1-16. – Екатеринбург: Уралгеолком, 1993.
Чувашов Б.И. Красные водоросли (Rhodophyta). – Новосибирск, 1987. – С. 109–139. (Труды Ин-та
геологии и геофизики СО АН СССР. Вып. 674).
Чувашов Б.И., Шуйский В.П. Стратиграфические и фациальные комплексы известковых водорослей
палеозоя Урала // Известковые водоросли и строматолиты (систематика, биостратиграфия, фациальный
анализ). – Новосибирск: Наука, 1988. – С. 98–125.
Шуйский В.П. Зеленые водоросли (Chlorophyta). – Новосибирск, 1987. – С. 38–108. (Труды Ин-та
геологии и геофизики СО АН СССР. Вып. 674).
Шуйский В.П. Известковые рифообразующие водоросли нижнего девона Урала. – М.: Наука, 1973. –
156 с.
М.П. Арефьев, В.Н. Кулешов
Негативный экскурс δ13С вблизи границы перми и триаса используется в настоящее время
как маркер позднепермского биотического события (Takahashi et al., 2010; Hermann et al., 2010
и др.). В ряде разрезов по нему проводится граница перми и триаса как в морских, так и в континентальных сериях (Retallack et al., 2005). При этом в международном стратотипе границы
перми и триаса в разрезе Мейшань негативный экскурс δ13С установлен ниже подошвы триаса,
которая проведена по появлению конодонтов Hindeodus parvus (Hongfu et al., 2001).
На территории Восточно-Европейской платформы изучение изотопного состава углерода и
кислорода карбонатов на рубеже перми и триаса до последнего времени почти не проводились.
Системные исследования авторов настоящего сообщения охватили всю территорию Московской синеклизы и стратиграфический интервал от средней части северодвинского яруса до верхнего оленека. Пермская часть разреза в регионе представлена алевро-пелитовыми отложениями с крупными песчаными линзами аллювиального генезиса и маломощными карбонатными
пачками. Триасовая часть, за исключением раннеоленекских морских оолитовых известняков в
западной части региона, сложена исключительно алевро-пелитовыми и песчаными породами.
В изученных разрезах были проанализированы разные типы карбонатов и карбонатных
пород: осадочные, почвенные, карбонат раковин остракод и моллюсков. Наиболее отчетливые
изотопные тренды в разрезах были выявлены по остракодам и почвенным карбонатам.
В основной части пермского разреза изотопный состав углерода в раковинах остракод показал колебания значений δ13С от –0,4 до 1,9 ‰ (рисунок). На уровне терминальной перми
в вязниковских отложениях было зафиксировано резкое снижение этих величин до –7,4 ‰.
Негативный экскурс был выявлен в разрезе Соковка под г. Вязники (обр. 143/1-2) и во флороносной линзе в районе Окского съезда в г. Н. Новгород (обр. 204, Карасев и др., 2012). Точных данных, указывающих на стратиграфический возраст данной флороносной линзы, нет. Но
ясно, что она расположена между тетраподовыми зонами Chroniosuchus paradoxus и Archosaurus
rossicus и может соответствовать вязниковскому уровню.
Остракоды вохминской свиты от недубровских до краснобаковских слоев показали колебания значений δ13С от –6,7 до –3 ‰. Следовательно, отрицательный экскурс значений δ13С в
остракодах фиксируется на вязниковском уровне, где отмечен самый легкий изотопный состав
углерода.
В почвенных карбонатах резкое падение значений δ13С отмечено также в верхней части
вятского яруса. В разрезе между деревнями Аристово и Балебиха на правом берегу Малой Сев.
Двины первый негативный экскурс был выявлен на уровне вреза Аристовской линзы (рисунок,
42А/6). Данная линза соответствует зоне Chroniosuchus paradoxus середины вятского яруса. Однако выше в данном разрезе фиксируется второй негативный экскурс по углероду (обр. 42F/3),
который расположен выше уровня вреза второй крупной песчаной линзы.
Более ярко облегчение изотопного состава углерода на данном уровне было выявлено в соседнем разрезе на р. Юг в районе устья р. Луза. Здесь уровень вреза крупной песчаной линзы
Пашина Гора приблизительно соответствует уровню вреза второй линзы в Аристово. В палиноспектре, выделенном из линзы Пашина Гора, были установлены споры и пыльца Calamospora
sp., Laevigatosporites sp., Lophotriletes sp., Disaccites sp., Cedripites sp., Cordaitina sp., Crucisaccites sp.,
Vittatina sp., Weylandites sp., Limitisporites sp., Striatites sp., Junctella sp. (определения О.П. Ярошенко), отмеченные в вятском комплексе Vittatina connectivalis – Cedripites priscus (Гоманьков,
Материалы III Всероссийского совещания
КОРРЕЛЯЦИЯ ПОГРАНИЧНЫХ ПЕРМО-ТРИАСОВЫХ
ОТЛОЖЕНИЙ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
С РАЗРЕЗОМ МЕЙШАНЬ ПО ИЗОТОПНОМУ СОСТАВУ УГЛЕРОДА
25
26
и биособытия
1 – гравелит и конгломерат; 2 – песок; 3 – алеврит; 4 – глина и алевритовая глина; 5 – мергель; 6 – известняк; 7 – педогенные нодули
и конкреции; 8 – глеевые пятна. В разрезе Мейшань: 9 – белый известняк; 10 – темноцветный известняк с черными обломками; 11 – темно­
цветный мергель; 12 – темноцветный мергель; 13 – пепловый горизонт
Распределение величин δ13С в карбонатах остракод и в почвенных карбонатах в изученных разрезах и корреляция пограничных
отложений перми и триаса Московской синеклизы со стратотипическим разрезом Мейшань (юго-восточный Китай)
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
Афонин С.А. Позднепермский палинологический комплекс окрестностей г. Вязники: стратиграфическое и палеоэкологическое значение // Палинология: теория и практика: Материалы XI Всерос. палинологич. конф. – М.: ПИН РАН, 2005 – С. 13–14.
Гоманьков А.В., Ярошенко О.П. Споры и пыльца // Граница перми и триаса в континентальных сериях
Восточной Европы / Отв. ред. В.Р. Лозовский, Н.И. Есаулова. – М.: ГЕОС, 1998. – С. 113–126.
Карасев Е.В., Сенников А.Г., Голубев В.К. Новое местонахождение растительных остатков из верхней
перми в районе Окского съезда (г. Нижний Новгород): Тез. докл. Междунар. конф., посвященной 100-летию В. А. Вахрамеева (1912–1986). 1–3 февраля 2012 г., ГИН РАН. – М.: ГЕОС, 2012. – С. 27.
Hermann E., Hochuli P.A., Bucher H. et al. A close-up view of the Permian–Triassic boundary based on
expanded organic carbon isotope records from Norway (Trndelag and Finnmark Platform) // Global and
Planetary Change. 2010. Vol. 74. – P. 156–167.
Hongfu Y., Kexin Z., Jinnan T. et al. The Global Stratotype Section and Point (GSSP) of the Permian-Triassic
Boundary // Episodes. 2001. Vol. 24. N 2. – P. 102–114.
Retallack G.J., Jahren A.H., Sheldon N.D. et al. The Permian – Triassic boundary in Antarctica // Antarctic
Science. 2005. Vol. 17. N 2. – Р. 241–258.
Takahashi S., Kaiho K., Oba M., Kakegawa T. A smooth negative shift of organic carbon isotope ratios at
an end-Permian mass extinction horizon in central pelagic Panthalassa // Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology. 2010. Vol. 292. – P. 532–539.
О.В. Артюшкова, В.А. Маслов
Материалы III Всероссийского совещания
Ярошенко, 1998) и в вязниковских отложениях в разрезе Соковка (Афонин, 2005). То есть палинологический материал допускает присутствие вязниковских отложений на данном уровне.
В основной части разреза в районе устья р. Луза значения δ13С в педогенных карбонатах
колеблются от –4,7 до –1 ‰. Выше уровня вреза линзы Пашина Гора значение δ13С составило
–8 ‰ (обр. 161/1-9). Еще выше изотопный состав углерода утяжеляется, но в целом величины
δ13С остаются меньше, чем в основной пермской части. В вохминской свите в бассейне р. Юг
они в целом ниже –5 ‰. Таким образом, отрицательный экскурс δ13С в педогенных карбонатах
в бассейнах рек Малая Сев. Двина и Юг также может соответствовать вязниковскому уровню.
Выявленный негативный экскурс в вязниковских отложениях может быть скоррелирован
с подобным экскурсом на уровне слоев 25–26 GSSP в разрезе Мейшань (Hongfu et al., 2001;
Takahashi et al., 2010). Однако во многих морских разрезах мира данный уровень не совпадает
с появлением конодонтов Hindeodus parvus, что неоднократно отмечалось разными авторами.
По всей видимости, установленный негативный экскурс δ13С в континентальных отложениях
Московской синеклизы не соответствует границе перми и триаса, которая может проходить
на разных уровнях в ОСШ России и в МСШ. Уровень падения δ13С может являться маркером
последнего позднепермского биотического события, которое предшествовало появлению триасовых конодонтов Hindeodus parvus.
КОРРЕЛЯЦИОННЫЙ ПОТЕНЦИАЛ
ВСПОМОГАТЕЛЬНЫХ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ПОДРАЗДЕЛЕНИЙ
ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ДЕВОНА
ЮЖНОГО УРАЛА
В иерархии местных стратиграфических подразделений свиты являются основной картируемой таксономической единицей (Стратиграфический Кодекс, 1977, 1992, 2006). Одним из
определяющих критериев для выделения того или иного местного стратона в ранге свиты являются его нижняя и верхняя границы.
В практике геологического картирования на территориях с широким развитием вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений, обычно имеющих чрезвычайно варьирующий фациальный облик, расчленение образований с выделением стратонов в ранге свит бывает крайне
затруднено. Поэтому для разбивки отдельных стратиграфических интервалов при картировании
обычно используются вспомогательные местные стратиграфические подразделения: толщи и
маркирующие горизонты.
На восточном склоне Южного Урала, в частности в Магнитогорской мегазоне, несмотря
на хорошую геологическую изученность, ситуация с расчленением и корреляцией разнофациальных отложений весьма затруднена. Особенно это характерно для районов со сложным гео-
27
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео28
логическим строением и широким проявлением разрывной тектоники. В подобных районах при
геологических съемках исследователи были вынуждены выделять толщи, количество которых в
пределах одного планшета иногда было несообразно большим. За неимением фаунистических
остатков в них и невозможности проследить фациальные переходы вулканитов в «удаленные»
фации стратиграфическое положение и корреляция выделяемых стратонов определялись главным образом на данных вещественного состава произвольно и во многих случаях ошибочно.
Выделение в свое время маркирующих горизонтов в разрезе девона Магнитогорской мегазоны,
к каковым принадлежали мукасовский (черные кремни) и бугулыгырский (вишневые яшмы)
горизонты, сыграло важную роль в понимании стратиграфической принадлежности подстилающих и перекрывающих отложений, и до 1980-х годов они широко использовались при составлении геологических карт различного масштаба. Однако еще в «доконодонтовый» период
в 1970–80-е годы появились факты, свидетельствовавшие о том, что кремнистый горизонт –
мукасовский, принимаемый на всей территории как эталон геохронологической границы в
основании франа, на самом деле имеет более молодой возраст, а в некоторых разрезах кремни
залегают на разных стратиграфических уровнях (Маслов, 1969, 1980; Казанцева и др., 1975).
Последующими биостратиграфическими исследованиями по детальному послойному изучению
кремнистых толщ в разрезе девона Западно-Магнитогорской зоны на основе конодонтов удалось
доказать правомерность ряда предположений и пересмотреть расчленение и корреляцию одновозрастных девонских отложений.
Поясним этот тезис на примере мукасовского «горизонта». Впервые данный стратон был
выделен Л.С. Либровичем (1936) в Кизило-Уртазымской синклинали. В стратотипической местности он представлен кремнями черного и темно-серого цветов мощностью до 50 м. Л.С. Либрович подчеркивал фациальную устойчивость этого стратона и полагал, что он занимает стратиграфическое положение на рубеже живетского и франского ярусов в основании колтубанской
свиты. На основании этих критериев и выдержанного распространения кремнистой толщи на
значительные расстояния она и предлагалась в качестве маркирующей. Однако при составлении карт крупного и среднего масштабов в районах к северу и к западу от стратотипа в вулканомиктовой толще пограничных живетско-франских отложений было выявлено несколько
мощных пачек кремней (до 30–40 м) совокупной мощностью до 800 м. Наиболее мощные пачки
залегают в нижней и верхней частях этой толщи. Стратиграфическую принадлежность пачек
кремней определяли таким образом: выделяли нижнюю кремнистую толщу живетского (нижняя
мукасовская – Нестоянова, 1946; карантауская – Ковалев, Иконникова, 1945; Смирнов и др.,
1974) или раннефранского (Ленных, Шумихин, 1960) возраста и верхнюю мукасовскую толщу
раннефранского или фаменского возраста (Нестоянова, 1946; Ленных, Шумихин, 1960).
Для решения задачи возрастной принадлежности кремнистых пачек в разрезе девона и выяснения стратиграфического объема мукасовской толщи были изучены конодонты в ее стратотипическом разрезе. Собранные конодонты в первую очередь в основании и в кровле толщи
позволили сделать вывод о том, что она занимает стратиграфический интервал, соответствующий четырем конодонтовым зонам: punctata – rhenana (Маслов, Артюшкова, 2000, 2002, 2010).
Параллельно послойно были изучены все кремнистые толщи, отнесенные ранее к мукасовскому горизонту. Все они получили конодонтовую характеристику. Стало ясно, что нет нижней
и верхней мукасовской толщ, а составляющие их кремнистые пачки входят в состав единого
стратона, который фациально меняется к северу от стратотипа. Наряду с кремнями в нем начинают преобладать вулканомиктовые обломочные образования. Одновременно увеличивается
его мощность. Нижняя кремнистая пачка, как в стратотипе, содержит конодонты, характерные
для среднефранской зоны punctata, а самые верхние кремни охарактеризованы комплексом
конодонтов из зоны Upper rhenana верхнего франа. Стало возможным придать мукасовской
толще ранг свиты.
По конодонтам было выяснено, что литологически не отличимые от мукасовского кремнистые горизонты имеют разный возраст. Так, в Вознесенско-Присакмарской зоне, где черные
кремни, картировавшиеся как мукасовский горизонт, подстилают зилаирскую свиту, в районе
д. Ишкильдино они содержат многочисленные нижнедевонские конодонты и должны относиться к мазовской свите. Имеются разрезы, где кремни небольшой мощности (30–40 м), также
принимавшиеся за мукасовский горизонт, на самом деле содержат конодонты, характерные для
эйфеля (гора Турат, д. Юша). Кроме того, кремнистая толща мощностью 150–250 м, охарактеризованная конодонтовыми комплексами, составляющими полную последовательность от
нижнего эмса до нижнего франа (актауская свита), сменяется полным разрезом кремней мукаса
(Маслов, Артюшкова, 2010). Таким образом, изучение конодонтов в черных и серых кремнях
показало, что кремни могут соответствовать не только мукасовскому горизонту франского яру-
Материалы III Всероссийского совещания
са, но и заключать в себе продолжительный более древний интервал. Поэтому считать кремни
маркерами конкретного стратиграфического уровня было бы большой ошибкой.
Не менее интересные выводы из определений конодонтов получены нами из вишневых яшм
«бугулыгырского маркирующего горизонта». Считалось, что он занимает стратиграфическое
положение выше вулканитов различной формационной принадлежности (карамалыташская и
ирендыкская свиты) и маркирует основание вышележащей улутауской свиты живетского возраста. Известны разрезы, где вишневые яшмы и сменяющая их улутауская свита залегают на
более древних вулканитах баймак-бурибайской свиты, что интерпретировалось как несогласное
залегание с перерывом (Захаров и др., 1972).
Изучение конодонтов из яшмового горизонта, перекрывающего карамалыташскую и ирендыкскую свиты, и из всех яшмовых прослоев, которыми расслаиваются базальты карамалыташской свиты, позволило разрешить несколько важных геологических задач. Во-первых, было
определено, что карамалыташская свита не является фациальным аналогом верхов ирендыкской
свиты. Она вместе с венчающей ее яшмовой толщей (бугулыгырской) полностью соответствует
яшмовой толще, перекрывающей ирендыкскую свиту (Маслов и др., 1988; Маслов, Артюшкова,
2002). Яшмовая толща, залегающая на ирендыкской свите, преставляет собой удаленную фацию базальтов карамалыташа. Мощность ее колеблется в диапазоне от нескольких метров до
100–120 м. Установленный стратиграфический объем карамалыташской свиты и синхронной
ей конденсированной яшмовой толщи, перекрывающей ирендык, равен двум конодонтовым
зонам australis и kockelianus.
На основании новых палеонтологических данных было пересмотрено расчленение и корреляция интервала среднего девона. По существу, бугулыгырский горизонт утратил свою маркирующую функцию. Яшмы генетически тесно связаны с вулканитами карамалыташской свиты
и фиксируют паузы в вулканической деятельности. Поэтому яшмовая толща (бугулыгырская),
венчающая разрез карамалыташской свиты, должна рассматриваться в составе последней. Развита она локально, только в пределах крупных вулканических структур, поэтому от использования ее в качестве унифицированного самостоятельного стратиграфического подразделения
следует отказаться. Яшмовую толщу, залегающую на ирендыкской свите, мы выделили в самостоятельный стратон – ярлыкаповскую свиту (Маслов и др., 1984, 1987, 1988; Маслов, Артюшкова, 2002, 2010).
Вышеизложенное свидетельствует о том, что при выделении маркирующих горизонтов в
регионах с развитием разнофациальных вулканогенно-осадочных отложений варьирующей
мощности определение их геологического возраста играет ведущую роль. На примере ЗападноМагнитогорской зоны в разрезе девона мы имеем литологически однотипные толщи, имеющие
разный возраст, и только детальная палеонтологическая характеристика, максимально возможная по конодонтам, позволяет провести обоснованную корреляцию в девонской последовательности на обширной территории.
Исследования поддержаны грантами РФФИ № 11-05-00737-а и № 11-05-01105-а.
Казанцева Т.Т., Камалетдинов М.А., Петровский Д.Л. Новые данные об объеме колтубанской свиты
в Магнитогорском синклинории // Геология и нефтеносность Башкирии. – Уфа: БФ АН СССР, 1975. –
С. 88–94.
Ленных И.В., Шумихин Е.А. Геологическая карта СССР. М 1 : 200 000 // Серия Южно-Уральская. Лист
N-40-XXIX (Сибай) / Ред. В.М. Сергиевский. – Л., 1960.
Либрович Л.С. Геологическое строение Кизило-Уртазымского района на Южном Урале. – Л.–М.:
ЦНИГРИ ОНТИ НКТП СССР, 1936. Вып. 81. – 208 с. (Труды ин-та ЦНИГРИ).
Маслов В.А. Об объеме колтубанской свиты в Таналык-Баймакском районе на Южном Урале // Вопросы геологии восточной окраины Русской платформы и Южного Урала. – Уфа: БФ АН СССР, 1969.
Вып. 9. – С. 104–112.
Маслов В.А. Девон восточного склона Южного Урала. – М.: Наука, 1980. – 224 с.
Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия палеозойских образований Учалинского района Башкирии. – Уфа, 2000. – 123 с.
Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия и корреляция девонских отложений Сибай-Баймакского
района Башкирии. – Екатеринбург, 2002. – 199 с.
Маслов В.А., Артюшкова О.В. Стратиграфия и корреляция девонских отложений Магнитогорской
мегазоны. – Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2010. – 288 с.
Маслов В.А., Артюшкова О.В., Барышев В.Н. Стратиграфия рудовмещающих девонских отложений
Сибайского района. – Уфа: БФ АН СССР, 1984. – 97 с.
Маслов В.А., Артюшкова О.В., Барышев В.Н. Стратиграфическое расчленение девонских отложений
Магнитогорского мегасинклинория // Сов. геология. 1987. № 9. – С. 61–71.
29
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео30
Маслов В.А., Артюшкова О.В., Барышев В.Н. Новые данные по палеонтологическому обоснованию
среднедевонских эвгеосинклинальных вулканогенных комплексов Южного Урала // Изв. АН СССР. Серия геол. 1988. № 4. – С. 137–140.
Смирнов Г.А., Смирнова Т.А., Клюжина М.Л., Анфимов Л.В. Материалы к палеогеографии Урала.
Очерк 5. Франский век. – М.: Наука, 1974. – 218 с.
Стратиграфический кодекс СССР / Сост. А.И. Жамойда, О.П. Ковалевский, А.И. Моисеева, В.И. Яркин. – СПб.: ВСЕГЕИ, 1977. – 80 с.
Стратиграфический кодекс. Изд-е второе, доп. – СПб.: ВСЕГЕИ, 1992. – 120 с.
Стратиграфический кодекс. Изд-е третье. – СПб.: ВСЕГЕИ, 2006. 96 с.
М.С. Афанасьева, Э.О. Амон
РАДИОЛЯРИЕВАЯ ШКАЛА ДЕВОНА РОССИИ
Результаты оригинальных и ревизионных исследований (Афанасьева, 2000; Афанасьева,
Амон, 2008, 2009; Афанасьева и др., 2009; Afanasieva, Amon, 2011) позволили уточнить и детализировать радиоляриевую шкалу девонской системы и описать в девоне 16 биостратиграфических комплексов и три подкомплекса радиолярий, из которых 12 комплексов являются
новыми (таблица).
Нижний девон. Радиолярии позднеэмсского возраста впервые обнаружены на Южном
Урале и рассматриваются в качестве биостратона – слои с Primaritripus buribayensis – Entactinia
rostriformis, отвечающего конодонтовой зоне patulus.
Средний девон. Эйфельский ярус. Радиолярии позднего эйфеля обнаружены на Южном Урале
и Западных Мугоджарах и характеризуют слои с Primaritripus kariukmasensis в объеме конодонтовых зон costatus-kockelianus.
Живетский ярус. Ревизионное исследование радиолярий живета из куркудукской и шулдакской свит Западных Мугоджар показало их отличие от описанного ранее Б.Б. Назаровым (1988)
по шлифам комплекса с Spongentactinella windjanensis – Bientactinosphaera nigra. Данный биостратон был идентифицирован Б.Б. Назаровым (1988) с живетскими радиоляриями из бассейна
Кэннинг Западной Австралии, изображение которых стало эталоном для данного биостратона
(Nazarov et al., 1982; Назаров, 1988).
Новый комплекс радиолярий Западных Мугоджар с Palaeoellipsoides planoconvexus – Pa­
laeodiscaleksus shuldakensis рассматривается нами в объеме конодонтовых зон hemiansatus – early
falsiovalis. Он характеризуется низким разнообразием (12 видов 7 родов) и доминированием
дисковидных и эллипсоидных форм (7 видов 3 родов).
Радиолярии позднего живета Рудного Алтая представлены многочисленными, но однообразными дисковидными формами (3 вида 2 родов), которые мы рассматриваем в рамках нового биостратона с Palaeoellipsoides planoconvexus – Palaeodiscaleksus shuldakensis, отвечающего на
Рудном Алтае конодонтовым зонам disparilis – early falsiovalis.
Название и интервал временного распространения биостратона с Spongentactinella
windjanensis – Bientactinsphaera nigra сохраняются нами за живетским комплексом радиолярий
Западной Австралии (Nazarov et al., 1982; Назаров, 1988). Австралийский комплекс отличается
от своего временного аналога на р. Шулдак Западных Мугоджар таксономическим разнообразием (15 видов 7 родов) и отсутствием дисковидных форм.
Вместе с тем доминирование в ориктоценозах дисковидных и эллипсоидных радиолярий (до
60–100 % от общего числа особей) указывает на нормально-морские, но относительно мелководные условия внутреннего шельфа в позднем эмсе, позднем эйфеле и среднем фране Южного
Урала, в позднем живете Рудного Алтая и Западных Мугоджар, в раннем фране на севере Тимано-Печорского бассейна. И наоборот, сферические радиолярии с длинными иглами в достаточно разнообразном комплексе Западной Австралии свидетельствуют о более глубоководных
условиях внешнего шельфа.
Верхний девон. Франский ярус. Результаты оригинальных и ревизионных исследований позволили установить в рамках франского яруса шесть комплексов радиолярий:
• Polyentactinia circumretia – Bientactinosphaera egindyensis для среднего и верхнего франа
Южного Урала, Северных Мугоджар и Рудного Алтая;
• Bientactinosphaera pittmani – Russirad kazintsovae для верхнего франа Тимано-Печорского
бассейна;
Биостратиграфические комплексы радиолярий девона России
crepida
Слои с Tetren�
tactinia bary�
upper
sphaera  Hol�
triangularis oeciscus auceps
lower
linguiformis
Rdm�3
Средний
late
hassi
early
Moskovistella all�
bororum  Cera�
toikiscum ukhtensis
Нижний
Верхний
Нижний
Нижний Верхний
disparilis
hermanni�
cristatus
varcus
Polyentactinia
circumretia 
Bientactino�
sphaera
egindyensis
Rdm�2
Rdm�1
Слои с
Primaritripus
chuvashovi
Средний
Урал,
западный
склон
Полярный
Урал
и Волго�
Уральский
бассейн
Haplentactinia
alekseevi 
Haplentactinia
vilvaensis
Tetrentac�
tinia bary�
sphaera 
Caspiaza
spinifera
«Уральский»
комплекс
Radiobi�
sphaera
doman�
icensis 
Radiobi�
sphaera
menneri
Слои с Palaeo
discaleksus
punctus 
Astroentactinia
biaciculata
transitans
late
falsiovalis
early
Южный Урал
и Западные
Мугоджары
Tetrentactinia barysphaera 
Ceratoikiscum famennium
Bientactinosphaera pittmani 
Russirad kazintsovae
jamieae
Верхний
Живетский
Эмсский
Эйфельский
Средний
Нижний
Tetrentactinia
barysphaera 
Retientactino�
sphaera mag�
nifica
Средний
Урал,
восточный
склон
Polyentactinia
circumretia 
Bientactino�
sphaera
egindyensis
punctata
Девонская
Тимано�
Печорский
бассейн
Palaeo�
ellipsoides
planoconve�
xus  Palaeo�
discaleksus
shuldakensis
Palaeo�
ellipsoides
planoconve�
xus  Palaeo�
discaleksus
shuldakensis
«Уральский»
комплекс
Материалы III Всероссийского совещания
Подъярус
Рудный Алтай
и Северный
Прикаспий
late
rhenana
early
Франский
Верхний
Верхний
Нижний
Ярус
Фаменский
Отдел
Система
Биостратиграфические комплексы радиолярий
Стандартные зоны
конодонтов
hemian�
satus
kockelianus
australis
Слои с
Primaritripus
kariukmasensis
costatus
partitus
patulus
Слои с
Primaritripus
buribayensis 
Entactinia
rostriformis
31
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео32
• Radiobisphaera domanicensis – Radiobisphaera menneri для среднего франа (доманиковый
горизонт) Южного Урала и Волго-Уральского бассейна;
• Moskovistella allbororum – Ceratoikiscum ukhtensis для среднего франа (доманиковый горизонт) Тимано-Печорского бассейна и Рудного Алтая;
• Primaritripus chuvashovi для среднего франа Южного Урала;
• Palaeodiscaleksus punctus – Astroentactinia biaciculata для нижнего франа Тимано-Печорского бассейна.
Отличительной особенностью раннефранского комплекса с Palaeodiscaleksus punctus –
Astroentactinia biaciculata является появление на севере Тимано-Печорского бассейна многочисленных, но однообразных дисковидных форм (2 вида 2 родов), а на юге более разнообразных
(9 видов 6 родов), но малочисленных радиолярий.
Фаменский ярус. Новое изучение и сравнительный анализ радиолярий раннего фамена позволили нам установить пять комплексов радиолярий:
• Tetrentactinia barysphaera – Ceratoikiscum famennium, Припятский прогиб, западный склон
Северного Урала, Южный Урал, Северные Мугоджары;
• Tetrentactinia barysphaera – Retientactinosphaera magnifica, северо-восточная часть ТиманоПечорского бассейна;
• Tetrentactinia barysphaera – Caspiaza spinifera, Полярный Урал;
• Haplentactinia alekseevi – Haplentactinia vilvaensis, западный склон Среднего Урала;
• Tetrentactinia barysphaera – Holoeciscus auceps, Северный Прикаспий.
Анализ особенностей морфологии и палеоэкологической приуроченности так называемых «примитивных мелких пелагических фораминифер» позволяет нам рассматривать некоторые виды из родов Archaesphaera, Parathurammina и Bisphaera среди радиолярий в составе
родов Astroentactinia, Borisella и Trochodiscus. При этом мы сохраняем за этими своеобразными
планктонными организмами живета и франа предложенное Е.В. Быковой (1955) обобщенное
название «уральский» комплекс.
Проанализирована длительность радиоляриевых биостратонов девона в абсолютном летоисчислении и выделены две группы биостратонов – менее длительные (0,5–2,0 млн лет) и более
длительные (2,5–4,5 млн лет). Количественно преобладает первая группа (82 %), среди представителей которой доминируют две подгруппы с длительностью 2,0 млн лет (31 %) и 0,5 млн лет
(25 %). Распределение по шкале времени показывает регулярность чередования более и менее
длительных биостратонов.
Работа выполнена при поддержке Программы Президиума РАН «Проблемы происхождения жизни и становления биосферы» и РФФИ (проект № 10-04-00143).
Афанасьева М.С. Атлас радиолярий палеозоя Русской платформы. – М.: Научный Мир, 2000. – 480 с.
Афанасьева М.С., Амон Э.О. Новые радиолярии девона Южного Урала. I. Ранний–средний девон
(поздний эмс – ранний эйфель) // Палеонтол. журн. 2008. № 5. – С. 317.
Афанасьева М.С., Амон Э.О. Новые радиолярии девона Южного Урала. II. Средний–поздний девон
// Палеонтол. журн. 2009. № 1. – С. 33–46.
Афанасьева М.С., Амон Э.О., Гутак Я.М. Новые радиолярии среднего–верхнего девона Рудного Алтая
// ДАН. 2009. Т. 425. № 3. – С. 355–360.
Быкова Е.В., Поленова Е.Н. Фораминиферы, радиолярии и остракоды девона Волго-Уральской области. – Л.: Гостоптехиздат, 1955. Вып. 87. – 320 с. (Труды ВНИГРИ. Нов. сер.).
Назаров Б.Б. Радиолярии палеозоя // Практическое руководство по микрофауне СССР. Т. 2. – Л.:
Недра, 1988. – 232 с.
Afanasieva M.S., Amon E.O. Devonian radiolarians of Russia // Paleontological Journal. 2011. Vol. 45. N 11. –
P. 1313–1532.
Nazarov B.B., Cocbain A.E., Playford P.E. Late Devonian Radiolaria from the Gogo Formation, Canning
Basin, Western Australia // Alcheringa. 1982. Vol. 6. – P. 161–174.
В.Г. Базаревская, Т.И. Тарасова, О.Г. Гибадуллина, А.Н. Троицкая
Основными факторами, определяющими процессы нефтегазонакопления, являются:
с­ овременный структурный план, история тектонического развития территории, пространственно-временное распространение фаций и мощностей осадочных пород, перерывы в процессе
осадконакопления, стратиграфические несогласия и др. Достоверность сведений о характере
проявления вышеперечисленных факторов напрямую зависит от правильности стратиграфического расчленения разрезов отложений осадочного чехла и надежного сопоставления одноименных стратиграфических единиц. При этом большое значение имеет выбор маркирующих
горизонтов, принимаемых за синхронные структурные поверхности, и верное истолкование
стратиграфических и литофациальных соотношений.
Необходимо отметить, что существующие в настоящее время унифицированные стратиграфические схемы верхнепалеозойских (девонских, каменноугольных и пермских) нефтегазосодержащих отложений Волго-Уральской области в большинстве случаев не соответствуют
предъявляемым требованиям и не способствуют достоверному решению поставленных задач.
Ввиду отсутствия единых принципов и методики стратиграфического расчленения и сопоставления разрезов с помощью имеющихся схем не представляется возможным однозначно устанавливать некоторые границы в основных нефтегазоносных толщах палеозойского осадочного
чехла Волго-Уральской области. В частности, недостаточно разработана дробная (детальная)
стратификация карбонатных верхнепалеозойских отложений, в первую очередь это касается
верхнедевонской карбонатной толщи, где возможно существование значительного количества
залежей нефти и газа.
В различных областях и республиках Приволжского ФО продуктивные пласты, приуроченные к разновозрастным стратиграфическим горизонтам, имеют одинаковые индексы, и наоборот, пласты в одновозрастных горизонтах обозначаются разными индексами. При таком положении возникают трудности в определении возраста нефтегазоносных пластов и следовательно
неправильной является их региональная корреляция, что в свою очередь осложняет разработку
залежей нефти и газа. Проблема единой индексации пластов-коллекторов на территории Приволжского ФО особенно остро стоит при изучении отложений фаменского яруса, верхне- и
среднефранского подъярусов. Единая индексация продуктивных пластов на всей территории
Приволжского ФО имеет большое значение на этапах разведки и разработки нефтяных месторождений, а также при изучении условий формирования, классификации нефтяных залежей
и для сравнительной оценки перспектив нефтегазоносности. Разработка единой номенклатуры
продуктивных пластов, приуроченных к отложениям верхнедевонской карбонатной толщи,
тесно связана с детальным стратиграфическим расчленением и корреляцией карбонатных разрезов (Алиев, Батанова и др., 1978).
Одной из особенностей отложений, как палеозойской осадочной толщи в целом, так и
верхнедевонского карбонатного комплекса в частности, является ритмичность осадконакопления, которая заключается в периодической повторяемости пластов различного литологического
состава в определенной последовательности. На основании этого факта была предложена ритмостратиграфическая методика расчленения карбонатных разрезов и выделения в них пластовколлекторов и реперных пачек (Хисамов, Губайдуллин и др., 2010). Применение ритмостратиграфической методики дает возможность выделять в карбонатных разрезах верхнедевонской
толщи большое количество пластов-коллекторов и непроницаемых разностей, тем самым позволяя определять стратиграфическое положение пластов и выполнять их корреляцию. Однако,
следуя вышеупомянутой методике в процессе стратиграфического расчленения карбонатных
разрезов верхнедевонской толщи, не всегда представляется возможным однозначно решать ряд
проблем, например, определенные трудности возникают при наличии биогермной постройки.
Для уверенного стратиграфического расчленения карбонатных разрезов верхнедевонской
толщи, уточнения возраста и стратиграфического положения горизонтов необходимы данные
определения фауны, флоры, спор и пыльцы (споро-пыльцевого комплекса) растений. Однако
слабая изученность органических остатков затрудняет правильное сопоставление даже близко
расположенных разрезов, не говоря об их региональной корреляции. Обращает на себя вни-
Материалы III Всероссийского совещания
ПРОБЛЕМЫ СТРАТИФИКАЦИИ ОТЛОЖЕНИЙ
КАРБОНАТНОГО ВЕРХНЕДЕВОНСКОГО КОМПЛЕКСА
НА ТЕРРИТОРИИ ПРИВОЛЖСКОГО ФЕДЕРАЛЬНОГО ОКРУГА
33
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео34
мание тот факт, что верхнедевонские карбонатные отложения, как на территории Республики
Татарстан, так и в Приволжском ФО в целом, характеризуются крайне низкой изученностью
кернового материала; данные литологических и фаунистических исследований керна носят эпизодический характер и нуждаются в систематизации. Литолого-петрофизическими исследованиями были охвачены, как правило, основные продуктивные горизонты, характеризующиеся
относительно большим выносом керна. Керновый материал с отсутствием признаков нефтеносности зачастую ликвидировался, по нему не велись лабораторные определения возраста и
коллекторских свойств. Особенно остро стоит задача четкого определения границ мендымского,
воронежского, евлановского, ливенского горизонтов. Как правило, это «плавающие» границы,
которые, в большинстве случаев, проводятся условно, что приводит к возникновению спорных
ситуаций по поводу объема различных стратиграфических единиц. Важнейшим фактором, обуславливающим решение рассматриваемых задач, является детальное изучение карбонатных
верхнедевонских отложений современными методами с монографическим описанием фауны,
флоры и спор растений. На основании установленных закономерностей распределения спор в
изучаемых отложениях станет возможным более дробное расчленение и более детальная корреляция разрезов. Однако необходимо отметить, что в ряде случаев палеонтологические характеристики отдельных горизонтов схожи между собой, что создает трудности при их выделении
в карбонатном разрезе и препятствует однозначному определению их стратиграфического положения. Данные, необходимые для выявления различий в палеонтологической характеристике
отдельных горизонтов, в настоящее время отсутствуют; палеонтологические исследования карбонатных отложений верхнедевонской толщи выполнены в недостаточном объеме, их результаты практически неизвестны. Для решения вопросов стратификации карбонатных разрезов
верхнедевонского комплекса необходимо их последовательное комплексное изучение с привлечением данных по керну.
В целях успешного решения проблем по оценке перспективности карбонатных верхнедевонских отложений в нефтегазопоисковом отношении возникает необходимость построения
детальных стратиграфических региональных схем с учетом тектонического строения территории. Всестороннее изучение особенностей карбонатных верхнедевонских отложений в пределах
различных структурных элементов позволит выделить разрезы различных типов, характеризующиеся определенными условиями осадконакопления.
Проблематичным является выделение пластов-коллекторов в разрезе карбонатных верхнедевонских отложений по материалам стандартного комплекса ГИС. Существующие на настоящий момент методики не способны обеспечить достоверное определение коллекторских
характеристик карбонатных пластов. В большинстве случаев лишь на основании результатов
прямых методов исследования можно судить о перспективности тех или иных отложений. Для
уверенного расчленения карбонатных пород и выделения пластов-коллекторов в разрезе верхнедевонских отложений необходимо применение расширенного комплекса ГИС. Применение
дополнительных исследований такими методами, как АК, ЛПК (литоплотностной каротаж),
ГКС (гамма-спектрометрия), ЯМК способно обеспечить решение вышеуказанных задач на более высоком методическом уровне.
Подводя итог вышесказанному, необходимо отметить, что при изучении карбонатных пород
верхнедевонской толщи исключительно важную роль играет комплексирование расширенного
комплекса ГИС с данными исследования кернового материала. Информация о коллекторских
свойствах и характере насыщения карбонатных пластов, полученная по результатам исследования керна, позволяет в конечном итоге уточнить сведения об условиях их формирования,
генезисе и преобразовании. Немаловажное значение в процессе изучения карбонатных пород
верхнедевонского комплекса имеет также изучение фауны, проведенное совместно с детальными петрографо-минералогическими и литологическими исследованиями, которые в настоящее
время, как уже отмечалось выше, выполнены в очень малых объемах, разрознены и нуждаются в систематизации и обобщении. Определение химического состава пород и сопоставление
многочисленных разрезов позволит уверенно выделять в изучаемых отложениях отдельные стратиграфические подразделения. Таким образом, очевидно, что на современном этапе крайне
необходимым является поэтапное изучение карбонатных пород верхнедевонского комплекса
в целях прогнозирования зон развития пластов-коллекторов, их емкостно-фильтрационных
свойств и в конечном итоге выделения перспективных участков на поиски залежей УВ.
Алиев М.М., Батанова Р.О. и др. Девонские отложения. Волго-Уральская нефтегазоносная провинция. – М.: Недра, 1978. – С. 71–113; 155–167.
Хисамов Р.С., Губайдуллин А.А. и др. Геология карбонатных сложнопостроенных коллекторов девона
и карбона Татарстана. – Казань: Изд-во «Фэн» АН РТ, 2010. – С. 41–61; 155–184.
Ю.П. Балабанов
Применяемый в настоящее время в стратиграфической практике сводный палеомагнитный
разрез гиперзоны Иллаварра Восточно-Европейской платформы в первоначальном варианте
был составлен к 80-м годам прошлого столетия (Храмов и др., 1974, 1982; Молостовский, 1983;
Буров, Боронин, 1977). В последующие годы палеомагнитологами Казанского университета
в процессе выполнения площадных палеомагнитных исследований на обширной территории
центра Московской синеклизы (Кировская и Вологодская области, юг Республики Коми) осуществлена его детализация. В частности установлено более сложное строение ортозоны R3P в
верхней части вятского яруса, в объеме которой выделено четыре субзоны разной полярности
(Балабанов, 1979). Наличие тонкой палеомагнитной зональности предполагалось также в низах
триаса при изучении опорных обнажений бассейна р. Ветлуга (Боронин, 1979). В зависимости
от полноты разрезов в разных областях исследованной территории на границе перми и триаса
наблюдается разное сочетание палеомагнитных зон. В наиболее сохранившихся от размыва
участках наблюдается контакт прямополярных верхнепермской субзоны n2R3P и нижнетриасовой ортозоны N1T. Таким образом, в ряде случаев граница перми и триаса в палеомагнитном
отношении может и не проявляться, и для ее выделения использовался петромагнитный критерий. В его основе лежит установленный факт существенного увеличения намагниченности и
магнитной восприимчивости (приблизительно на порядок) нижнетриасовых горных пород по
сравнению с верхнепермскими образованиями (Боронин, 1974; Балабанов, 1979).
В последнее десятилетие было проведено тщательное детальное палеомагнитное изучение
новых более полных и непрерывных разрезов пермо-триасовых отложений и получен существенно новый материал.
Один из таких разрезов расположен в бассейне р. Кичменьга, левого притока р. Юг, у деревень Глебово, Ваганово Недуброво в пределах установленной Е.М. Люткевичем зоны Куножо-Кичменгских поднятий. Палеонтологическая характеристика, по мнению В.Р. Лозовского,
свидетельствует о принадлежности изученных здесь образований к «…древнейшим слоям ветлужской серии, ранее не известных в Московской синеклизе… и может быть параллелизована с нижними горизонтами отоцеровых слоев Восточной Гренландии» (Лозовский, ЕрощевЩак, Афонин, 2001). Палеомагнитные исследования, первоначально выполненные здесь
Б.В.Буровым (Lozovsky et al., 2001), а затем Ю.П. Балабановым (Муравьев, Балабанов, 2009),
позволили установить наличие в триасовой части разреза отрицательной намагниченности и отнести ее к палеомагнитной зоне R0T. Учитывая аллювиально-озерно-старичный генезис данных
образований и, следовательно, относительно высокую скорость их формирования, выделенную
палеомагнитную зону, скорее всего, следует индексировать как субзону r1 в пределах ортозоны
N1T. Принадлежность этой субзоны к нижнему триасу подтверждается данными палеомагнитного изучения нижнего покрова базальтов р. Адзьва (Полярное Предуралье, Коротаихинская
впадина), для которых была установлена также отрицательная намагниченность (Балабанов,
2009) и определен абсолютный возраст, отвечающий значению 251,2 ± 3,4 млн лет, что соответствует границе пермской и триасовой систем (Андреичев, Ронкин, Лепихина, Литвиненко,
2007). Кстати, такой же возраст имеют цирконы из бентонитовых глин основания триаса в морском разрезе D округа Чансин провинции Чжецзян Южного Китая (Claoue-Long et al., 1981).
В пермской части разреза на р. Кичменьга наблюдается сложный характер изменения намагниченности, выраженный в наличии знакопеременного интервала, включающего субзоны как
прямой, так и обратной (nr) полярности и приуроченного, скорее всего, к верхам ортозоны R3P.
Второй из изученных в последнее время разрезов расположен в Жуковом овраге у д. Слукино и Арефино, в 2 км западнее г. Гороховец (Владимирская область), в котором переходные пермо-триасовые образования хорошо охарактеризованы палеонтологически. По мнению
В.К. Голубева, они образуют здесь стратиграфически непрерывную последовательность (Сенников, Голубев, 2012) и сопоставляются им с обнорской свитой северных районов Московской
синеклизы. В свою очередь обнорская свита подразделяется на две пачки: угличскую (нижнюю)
и гороховецкую (верхнюю) (Голубев, Миних А.В., Балабанов, Кухтинов, Сенников, Миних М.Г.,
2012). Палеомагнитное изучение данных образований показало, что разрез обнорской свиты
почти полностью представлен породами с отрицательной намагниченностью. Нижняя часть
Материалы III Всероссийского совещания
ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ПОГРАНИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
ПЕРМИ И ТРИАСА МОСКОВСКОЙ СИНЕКЛИЗЫ
35
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео36
этой свиты (угличская пачка) сопоставляется нами с палеомагнитной субзоной r2R3P ортозоны
R3P. В самых верхах угличской пачки наблюдается интервал (мощность ~ 5,0 м) чередования небольших по мощности участков положительно и отрицательно намагниченных пород (субзона
nrR3P). Ранее она выделялась как субзона n2R3P. Верхнюю часть обнорской свиты (гороховецкая
пачка), сложенную также отрицательно намагниченными породами, следует выделить как субзону r3R3P, которая ранее в пределах Московской синеклизы нигде не устанавливалась. Низы
вохминской свиты намагничены положительно и отвечают ортозоне N 1T. Следует отметить,
что наибольшими величинами магнитных свойств, превышающими даже уровень магнитности
триасовых образований, отмечаются верхи угличской и низы гороховецкой пачек. Изменение
магнитных свойств при переходе от пермских отложений к триасовым носит плавный характер,
подчеркивающий непрерывность и полноту рассматриваемого разреза. Таким образом, благодаря исследованиям в Жуковом овраге к ранее известной структуре ортозоны R3P добавлена
еще одна субзона r3R3P, а субзону n2R3P следует рассматривать как сложное образование nrR3P,
включающее интервалы прямой и обратной полярности (в нашем случае не менее трех).
Исследован также разрез верхнепермских отложений у г. Вязники, расположенный приблизительно в 35 км северо-западнее обнажения в Жуковом овраге и по геологическим данным
отвечающий, скорее всего, средней его части. Этот разрез сложен исключительно отрицательнонамагниченными образованиями и отвечает субзоне r3R3P.
Еще одним районом широкого развития опорных разрезов пограничных пермо-триасовых
образований является бассейн р. Ветлуга, где нами в среднем ее течении на расстоянии около 33 км были исследованы взаимно перекрывающие и дополняющие друг друга одиннадцать
обнажений (Балабанов, Муравьев, 2010). В нижнетриасовых отложениях установлено наличие
палеомагнитной зоны преимущественно положительной намагниченности, осложненной наличием в двух разрезах небольшого по мощности (~2,0 м) прослоя отрицательно намагниченных
пород. Выделенная палеомагнитная зона сопоставляется нами с ортозоной прямой полярности
N1T, а интервал внутри этой зоны – с субзоной обратной полярности r1N1T, установленной в
разрезе у д. Недуброво. В разрезах верхней перми по знаку намагниченности выделено четыре
субзоны разной полярности (снизу вверх): r1R3P, n1R3P, r2R3P и основание знакопеременной субзоны nrR3P. Здесь так же, как и в Жуковом овраге, наблюдается увеличение магнитных свойств
верхнепермских образований до уровня, соответствующего нижнему триасу.
Таким образом, палеомагнитное изучение рассмотренных нами разрезов пограничных отложений верхней перми и нижнего триаса Московской синеклизы позволяет оценить их полноту и
представительность, а также провести их взаимное сопоставление в соответствии с полученной
палеомагнитной характеристикой. Установлены две новые палеомагнитные субзоны nrR3P и
r3R3P в объеме ортозоны R3P, дополняющие сводный палеомагнитный разрез Восточно-Европейской платформы и позволяющие в ближайшем будущем провести, по-видимому, с учетом
количества палеомагнитных зон и субзон, корреляцию изученных разрезов с чансинским ярусом разреза Мейшань и разрезом ротлигендесса и цехштейна Польши. Также показано, что в
полных разрезах перми и триаса резкого изменения магнитных свойств на границе их раздела
не происходит. Существенным увеличением данного параметра отмечаются и позднепермские
образования.
Андреичев В.Л., Ронкин Ю.Л., Лепихина О.П., Литвиненко А.Ф. Изотопный возраст пермо-триасового
базальтового магматизма Полярного Предуралья: Rb-Sr и Sm-Nd данные // Стратиграфия. Геологическая
корреляция. 2007. Т. 15. № 3. – С. 22–31.
Балабанов Ю.П. Палеомагнитная характеристика базальтов нижнего триаса бассейна реки Адзьва //
Материалы XV геологического съезда Республики Коми. Т.II. – Сыктывкар: Геопринт, 2009. – С. 95–96.
Балабанов Ю.П., Муравьев Ф.А. Результаты палеомагнитных исследований пограничных отложений
перми и триаса по разрезам бассейнов рек Кичменьга и Ветлуга // Материалы V Междунар. конф. «Палеонтология и стратиграфия перми и триаса Северной Евразии». – М.: ПИН, 2010. – С. 45–48.
Боронин В.П. О взаимосвязи магнитных свойств и геологических особенностей отложений перми
и триаса на востоке Русской платформы // Латеральная изменчивость состава и физических свойств
осадочной толщи в пределах локальных структур и ее отражение в зональности геофизических полей. –
Пермь, 1974.
Буров Б.В., Боронин В.П. Палеомагнитная зона Иллаварра в отложениях верхней перми и нижнего
триаса Среднего Поволжья // Материалы по стратиграфии верхней перми на территории СССР. – Казань:
Изд-во КГУ, 1977. – С. 25–52.
Голубев В.К., Миних А.В., Балабанов Ю.П. и др. Опорный разрез перми и триаса в Жуковом овраге
у г. Гороховец, Владимирская область // Бюллетень РМСК. Вып. 5. – М., 2012. – 30 с.
Лозовский В.Р., Ерофеев-Щак В.А., Афонин С.А. О пепловых горизонтах и продуктах постэруптивных
изменений пеплов в нижнем триасе Московской синеклизы // Изв. вузов. Геология и разведка. 2001.
№ 3. – С. 19–28.
Н.К. Бахарев, Н.Г. Изох, А.Ю. Язиков
НОВЫЕ ДАННЫЕ И НОВЫЕ ПРОБЛЕМЫ В СТРАТИГРАФИИ
НИЖНЕГО И СРЕДНЕГО ДЕВОНА САЛАИРА
В ходе проведения биостратиграфических исследований девона Салаира в последние годы
получен ряд важных результатов, существенно уточняющих понимание хода процесса седиментации и развитие биот в Салаиро-Кузнецком сегменте девонского палеобассейна. Одновременно возник и ряд дискуссионных вопросов, которые предлагаются к обсуждению.
1. Уточнена возрастная характеристика кайбальского надгоризонта (нижнелохковский подъярус). В парастратотипе сухой свиты по руч. Сухой в районе г. Гурьевск получены девонские
конодонты: Pelekysgnathus cf. P. serratus Jentzsch, Pandorinellina exigua philipi (Klapper). В верхней части томскозаводской свиты и в петцевской свите обнаружен комплекс конодонтов зоны
eurekaensis (Izokh, Chernigovsky, 2011).
По стенке ж/д выемки вдоль северного борта Толсточихинского карьера можно наблюдать
расслоение массивных известняков петцевской свиты. В данном пересечении они практически
неотличимы от нижележащих известняков томскозаводской свиты. Таким образом, учитывая
этот постепенный переход, в рамках Кайбальского трансгрессивного мегацикла (отвечающего
нижнему лохкову) на Салаире более обоснованно выделяются: начальный (терригенный) этап,
которому соответствует сухая свита, и завершающий (карбонатный), объединяющий томскозаводскую и петцевскую (= нижнекрековскую) свиты.
2. Фациальные переходы по простиранию массивных известняков малобачатской свиты
отмечались ранее (Харин, 1958, 1968), и сейчас их можно наблюдать в крековской синклинали в окрестностях г. Гурьевск. В этой связи уместно отказаться от использования для этого
стратона термина «горизонт». Белтирский трансгрессивный мегацикл, отвечающий верхнему
лохкову и пражскому ярусу в полном обьеме, объединяет, таким образом, крековскую и малобачатскую свиты.
3. Существенное изменение произошло в понимании объема и возрастной интерпретации
салаиркинского горизонта. Прежде всего, это справедливо в отношении верхнесалаиркинских
слоев. Этот стратиграфический интервал сейчас предлагается понимать в типовых выходах теленгитского надгоризонта (разрез Б-819) в интервале слоев 15–20 (Стратотипические…, 1986,
1987). Верхнесалаиркинские слои отвечают конодоновым зонам kitabicus (ее верхней половине) и excavatus (в полном обьеме), по брахиоподам – зоне Protodouvillina praedistans (Grats.), по
остракодам – зоне Miraculum biclivosum. Ранее интервал верхнесалаиркинских слоев включал
лишь слой 15 разреза Б-819, а интервал слоев 16–20 рассматривался в качестве фациального
аналога беловских известняков в терригенном типе разреза. Данные по конодонтам о возрасте
беловского горизонта в типовых выходах (Изох и др., 2012а, б) показали ошибочность таких
сопоставлений.
Материалы III Всероссийского совещания
Методика палеомагнитного изучения красноцветов / Под ред. В.П. Боронина. – Казань: Изд-во
КГУ, 1979. – С. 114–129.
Молостовский Э.А. Палеомагнитная стратиграфия верхней перми и триаса востока Европейской
­части СССР. – Саратов: Изд-во СГУ, 1983. – 167 с.
Муравьев Ф.А., Балабанов Ю.П. Литолого-минералогическая и палеомагнитная характеристика пограничных отложений перми и триаса центральной части Московской синеклизы // Верхний палеозой
России. Стратиграфия и фациальный анализ. – Казань: Изд-во КГУ, 2009. – С. 198–199.
Палеомагнетизм палеозоя / Под ред. А.Н. Храмова. – Л.: Недра, 1974. – 238 с.
Палеомагнитология / Под ред. А.Н. Храмова. – Л.: Недра, 1982. – 312 с.
Сенников А.Г., Голубев В.К. К фаунистическому обоснованию границы перми и триаса в континентальных отложениях Восточной Европы. 1. Гороховец – Жуков овраг // Палеонтолог. журнал. № 3. –
С. 88–98.
Lozovsky V., Krasilov V., Afonin S., Burov B., Yaroshenko O. Transitional Permian-Triassic deposits in European
Russia and non-marine correlations // Natura Bresciana. Ann. Mus. Giv. sc. Nat., brescia, Monografia. 2001.
N. 25. 3010310.
Claoue-Long J.C., Zhang Z.C., Ma G.G., Du S.H. The age of the Permian-Triassic boundary // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 105. – P. 182–190.
37
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео38
4. Дискуссионным остается понимание объема и интерпретация фациальных взаимоотношений внутри шандинского горизонта. В типовых выходах шандинского горизонта (Акарачкинский карьер) не обнаружены конодонты древнее зоны serotinus, тогда как традиционно (Стратотипические…, 1986, 1987; Ключевые…, 2004; Middle-Upper Devonian…, 2011) шандинский
горизонт сопоставлялся с интервалом конодонтовых зон nothoperbonus – serotinus. В разрезе 9
основанию зоны nothoperbonus соответствует основание слоя 21, к которому приурочено также первое появление ряда видов-индексов шандинского горизонта (брахиоподы Protodouvillina
grandicula (Grats.) и Leptodontella zmeinigorskiana (Peetz in Bubl.), остракоды Miraculum bisulcatum
Bakh). Объем шандинского горизонта в разрезе 9 ранее рассматривался в интервале слоев 21–26,
тогда как по конодонтам этот интервал отвечает все той же зоне nothoperbonus. Ситуация усложняется и на более высоких стратиграфических уровнях разреза Б-819: в слоях 41 и 42 наряду
с типично мамонтовскими остракодами и брахиоподами обнаружены конодонты, отвечающие
(по мнению Н.Г. Изох) нижней части зоны inversus. Эти данные требуют дальнейшего анализа.
Проведение корректной интерпретации всех материалов затруднено также и в связи с установленным фактом «таксономического перемешивания» комплексов брахиопод шандинских
и пестеревских известняков (Язиков, Бахарев, см. этот выпуск).
5. Упраздняется выделение беловского горизонта. Во всех типовых выходах беловского горизонта района г. Гурьевска и по руч. Баскускан обнаружены конодонты Polygnathus serotinus
Telford., что позволяет рассматривать беловские коралловые (ругозовые) известняки в качестве
фациальных аналогов шандинских слоев (Изох и др., 2012а, б).
6. Граница между шандинским и мамонтовским горизонтами на Салаире проводится по
смене регрессивной на трансгрессивную стадию развития бассейна – в основании красноцветной терригенной пачки, перекрывающей разнофациальные отложения верхней части шандинского горизонта. Данная граница наблюдается в северо-восточном борту Акарачкинского карьера. В серии разрезов шандинского горизонта установлен комплекс конодонтов зоны serotinus,
а также аммоноидеи Mimagoniatites bohemicus (Barr.) (Бахарев и др., 2012).
7. Мамонтовский горизонт принимается авторами в трехчленном выражении и включает
стратиграфически снизу вверх: малосалаиркинские, пестеревские и акарачкинские слои (Ключевые…, 2004; Middle-Upper Devonian…, 2011).
Малосалаиркинские слои конодонтами и аммоноидеями не охарактеризованы. Первые
зональные эйфельские конодонты Polygnathus costatus partitus и P. сostatus costatus установлены
соответственно в 6-м и в 8-м слоях разреза Б-845 (Ключевые…, 2004; Izokh, 2011; Middle-Upper
Devonian…, 2011), в мульде нижней части пестеревских известняков северо-западной части Малосалаиркинского карьера. В слоях с 3-го по 6-й того же разреза встречены аммоноидеи Fidelites
cf. occultus (Whid.), Fidelites sp., Fidelites cf. fidelis (Barr.), Subanarcestes (?) sp., характерные для
нижнеэйфельской зоны Pinacites jugleri (Бахарев и др., 2012). Учитывая этот биостратиграфический репер, авторы считают целесообразным проведение границы эмсского и эйфельского
ярусов на Салаире в верхней части малосалаиркинских слоев. В верхней части пестеревского
известняка Малосалаиркинского карьера обнаружены конодонты зоны australis (Ключевые…,
2004; Middle-Upper Devonian…, 2011).
8. Следующим региональным и глобальным маркером мамонтовского горизонта является
выявленный в целом ряде разрезов изохронный комплекс аммоноидей. В верхней части типового разреза акарачкинских слоев района г. Гурьевск (слой 7 разреза Б-8410) (Ключевые…, 2004)
обнаружены: Agoniatites cf. vanuxemi (Hall), Agoniatites cf. nodiferus (Hall), Fidelites sp., Cabrieroceras
salairicum Nikolaeva (Бахарев и др., 2012; Bakharev, Sobolev, 2012). Идентичные аммоноидеи выявлены в разрезах сафоновской свиты окрестностей г. Прокопьевск (слои 13, 16 разреза БС-091
и слой 16 разреза БС-093) и в районе дер. Заречная (слой 11 разреза Б-8333) по правому берегу
р. Большой Бачат (Бахарев и др., 2012; Middle-Upper Devonian…, 2011). Приведенный комплекс аммоноидей позволяет относить отложения по указанным местонахождениям к узкому
биостратиграфическому интервалу зоны Agoniatites costulatus верхнего эйфеля (Becker, House,
2000). В ряде разрезов сафоновской свиты окрестностей г. Прокопьевск в близлежащих слоях с аммоноидеями обнаружен комплекс конодонтов, отвечающих зоне kockelianus, что также
подтверждает позднеэйфельский возраст вмещающих их отложений (Izokh, 2011; Middle-Upper
Devonian…, 2011). В непосредственной близости от местонахождений аммоноидей обнаружена
и ассоциация брахиопод, отвечающая зоне Indospirifer pseudowilliamsi (включая и сам зональный
вид). Изложенные данные позволили авторам сафоновскую и соответственно керлегешскую
(как стратиграфически более древнюю) свиты первоначально рассматривать в качестве фациальных аналогов акарачкинских, пестеревских и частично малосалаиркинских слоев мамонтовского горизонта (Middle-Upper Devonian…, 2011). Однако полного единодушия в таких интер-
Бахарев Н.К., Изох Н.Г., Соболев Е.С., Язиков А.Ю. Био- и литостратиграфические маркеры среднего
девона Салаира // Интерэкспо ГЕО-Сибирь-2012. VIII Междунар. науч. конгресс, 10–20 апреля 2012 г.,
Новосибирск: VIII Междунар. науч. конф. «Недропользование. Горное дело. Новые направления и технологии поиска, разведки и разработки месторождений полезных ископаемых»: Сб. материалов в 2 т.
Т. 2. – Новосибирск: СГГА, 2012. – С. 81–84.
Изох Н.Г., Бахарев Н.К., Язиков А.Ю. Конодонты и брахиоподы из типовых выходов беловского горизонта (нижний девон, Северо-Восточный Салаир) // Интерэкспо ГЕО-Сибирь-2012. VIII Междунар.
науч. конгресс, 10–20 апреля 2012 г., Новосибирск: VIII Междунар. науч. конф. «Недропользование.
Горное дело. Новые направления и технологии поиска, разведки и разработки месторождений полезных ископаемых»: Сб. материалов в 2 т. Т. 1. – Новосибирск: СГГА, 2012. – С. 124–126 (2012а).
Изох Н.Г., Язиков А.Ю., Бахарев Н.К. Возраст беловского горизонта (девон) Северо-Восточного Салаира по конодонтам // Палеонтология и стратиграфические границы. Материалы LVIII сессии Палеонтол.
общества при РАН (2–6 апреля 2012 г., Санкт-Петербург). – СПб.: ВПО, 2012. – С. 58–59 (2012б).
Ключевые разрезы девона Рудного Алтая, Салаира и Кузбасса / Н.К. Бахарев, Н.В. Сенников,
Е.А. Елкин, Н.Г. Изох, А.А. Алексеенко, О.Т. Обут, О.А. Родина, С.В. Сараев, Т.П. Батурина, Т.П. Киприянова, И.Г. Тимохина, А.Ю. Язиков. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2004. – 104 с.
Решения Всесоюзного совещания по разработке унифицированных стратиграфических схем докембрия, палеозоя и четвертичной системы Средней Сибири, 1979 г. Ч. II. (средний и верхний палеозой). –
Новосибирск: СНИИГГиМС, 1982. – 130 с.
Ржонсницкая М.А. Биостратиграфия девона окраин Кузнецкого бассейна. Стратиграфия. – Л.: Нед­
ра, 1968. – Т. 1. 288 с.
Стратотипические разрезы нижнего и среднего девона Салаира. Теленгитский надгоризонт: терригенно-карбонатные фации. – Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО АН, 1986. – 143 с.
Стратотипические разрезы нижнего и среднего девона Салаира. Теленгитский надгоризонт: карбонатные фации. – Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО АН, 1987. – 194 с.
Харин Г.С. Новые данные по стратиграфии девона восточного склона Салаира // Материалы по геологии Западной Сибири. – М.: Госгеолтехиздат, 1958. Вып. 61. – С. 74–85.
Харин Г.С. О положении акарачкинского и некоторых других горизонтов в стратиграфической схеме
девона Юго-Западной окраины Кузбасса. – Томск, 1968. Т. 202. – С. 153–158. (Труды ТГУ).
Bakharev N.K., Sobolev E.S. Ammonoidea and Middle Devonian biostratigraphy of the Salair //
Biostratigraphy, paleogeography and events in Devonian and Lower Carboniferous (SDS/ IGCP 596 joint field
meeting): Contributions of International Conference in memory of Evgeny A. Yolkin. Ufa, Novosibirsk, July 20 –
August 10, 2011. – Novosibirsk: Publishing House of SB RAS, 2011. – P. 27–33.
Becker R.T., House M.R. Devonian ammonoid zones and their correlation with established series andstage
boundaries // Cour. Forsch.-Inst. Senckenb, 2000. Bd. 220. – S. 113–151.
Izokh N.G. Biodiversity of Devonian conodonts from the West Siberia // Berichte des Institutes fr
Erdwissenschaften, Karl-Franzens-Universitt Graz. IGCP 596 Opening Meeting. Graz, 19–24th September.
2011, Band 16. P. 49–51. ISSN 1608-8166.
Izokh N.G., Chernigovsky S.V. Lower Lochkovian conodonts from Salair (southern West Siberia) //
Biostratigraphy, paleogeography and events in Devonian and Lower Carboniferous (SDS / IGCP 596 joint field
Материалы III Всероссийского совещания
претациях у авторов сейчас нет. Прежде всего, подобные сопоставления не согласуются с данными по брахиоподам, в частности в отношении ассоциации брахиопод керлегешской свиты
(горизонта). Комплекс керлегешских брахиопод включает целый ряд представителей стрингоцефалид: Chascothyris salairica Rzоn., Newberria (= Denckmannella) damesi (Holz.), N. circularis
(Holz.) и Bornhardtina sp. (Ржонсницкая, 1968). Данные о нахождении видов первых двух родов
вне живетского яруса в мировой литературе отсутствуют. Достаточно спорны и находки представителей рода Bornhardtina в верхнем эйфеле.
По мнению А.Ю. Язикова, проблема заключена в исторически сложившейся ошибочной
трактовке стратиграфической последовательности этого интервала девонского разреза. Вопервых, целая серия обнажений в окрестностях г. Прокопьевск, у дер. Заречная и в Баскусканском карьере последовательно, в рамках единой логической цепи была описана сверху вниз,
т. е. в обратной стратиграфической последовательности. Этому способствовало отчасти и то,
что во всех этих разрезах падение слоев близко к вертикальному, а нередко и запрокинутое.
Во-вторых, в выделяемые стратоны (особенно это справедливо для сафоновского горизонта
(свиты)) были объединены настолько разнообразные породные литотипы, что это еще больше
запутало понимание характера седиментогенеза на этом небольшом участке среднедевонского
палеобассейна.
Обоснованно разрешить эту сложную противоречивую ситуацию возможно лишь при получении дополнительных данных.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 11-05-00737), Программ РАН
23 и 28, Интеграционного проекта 93, выполняемого совместно с УрО РАН. Авторы координируют
свои исследования с программами работ по проекту 596 IGCP.
39
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео40
meeting): Contributions of International Conference in memory of Evgeny A. Yolkin. Ufa, Novosibirsk, July 20 –
August 10, 2011. – Novosibirsk: Publishing House of SB RAS, 2011. – P. 59.
Middle-Upper Devonian and Lower Carboniferous Biostratigraphy of Kuznetsk Basin. Field Excursion
Guidebook. International Conference “Biostratigraphy, paleogeography and events in Devonian and Lower
Carboniferous” (SDS / IGCP 596 joint field meeting) / Eds. N.K. Bakharev, N.G. Izokh, O.T. Obut, J.A. Talent
/ N.K. Bakharev, N.G. Izokh, A.Yu. Yazikov, T.A. Shcherbanenko, S.A. Anastasieva, O.T. Obut, S.V. Saraev,
L.G. Peregoedov, V.G. Khromykh, O.A. Rodina, I.G. Timokhina, T.P. Kipriyanova. Novosibirsk, July 20 – August
10, 2011. – Novosibirsk: Publishing House of SB RAS, 2011. – 98 p.
П.А. Безносов, В.С. Чупров, Э.В. Лукшевич
РАЗРЕЗ ПОКАЯМСКОЙ СВИТЫ ПО реке ВОЛОНГА
(ВЕРХНИЙ ДЕВОН, СЕВЕРНЫЙ ТИМАН)
Покаямская свита является самым верхним стратиграфическим подразделением девона
на Северном Тимане. Впервые она была выделена Г.И. Егоровым в 1957 г. при разведке Волонгского угольного месторождения. Ее отложения выходят на дневную поверхность в южной
части западного склона Северо-Тиманского вала на восточном побережье Чешской губы и в
нижнем течении р. Волонга. Свита сложена кварцевыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, содержащими карбонатные и углистые прослои. Полная мощность ее не превышает
250 м (Коссовой, 1963). По комплексу миоспор, а также фауне беспозвоночных и рыб самые
низы свиты сопоставляются с задонским и елецким горизонтами нижнефаменского подъяруса,
а основная вышележащая часть – с лебедянским и (или) оптуховским горизонтами среднефаменского подъяруса Центрального девонского поля (Коссовой, 1959; 1963; Ivanov, Luksevics,
1996; Esin et al., 2000).
Остатки ихтиофауны из песчанистых известняков, залегающих в нижней части разреза
покаямской свиты на р. Волонга, впервые были собраны Н.К. Говорко в 1940 г. (Коссовой,
1963). Д.В. Обручевым (1958) среди них были определены Phyllolepis sp., Bothriolepis ornata
Eichw. и Holoptychius sp. К сожалению, данный материал не был ни описан, ни проиллюстрирован, а нынешнее место его хранения неизвестно. В результате полевых работ 2011 г. в
нижней части разреза покаямской свиты по р. Волонга обнаружить остатки ихтиофауны не
удалось. При этом из верхней части свиты была собрана коллекция костных остатков, принадлежащих антиарху Bothriolepis ciecere Lyarskaja, пахиостеоморфу cf. Dunkleosteus sp., акантоду «Devononchus» tenuispinus Gross, поролепиформу Holoptychius sp., двоякодышащим рыбам
«Dipterus» sp. и Chirodipteridae gen. indet. (Безносов, 2011). Этот материал позволил уточнить
как таксономический состав ихтиофауны покаямской свиты, так и возраст слагающих ее пород. Антиарх B. ciecere является видом-индексом одноименной зоны Главного девонского поля,
соответствующей интервалу кетлерского горизонта. То же стратиграфическое распространение
имеют и остатки акантода «D.» tenuispinus. Таким образом, верхи покаямской свиты относятся
к верхнефаменскому подъярусу. Присутствие отложений этого возраста на Тимане отмечается
впервые. В целом разрез покаямской свиты, по всей видимости, соответствует достаточно
широкому интервалу, охватывающему большую часть фаменского яруса.
Наряду с возрастом уточнены условия формирования отложений покаямской свиты. Разрез
девона Волонгской структурно-фациальной зоны, выделенной Л.С. Коссовым (1971), обладает
наибольшей стратиграфической полнотой и значительной мощностью по сравнению с осевой
частью Северо-Тиманского вала и его восточным склоном. Подобная зональная закономерность
отмечена также и для каменноугольных отложений Северного Тимана (Бархатова, 1959). Это
позволяет предположить, что с начала позднего девона к западу от Северо-Тиманского вала в течение продолжительного времени существовал локальный седиментационный бассейн, унасле­
довавший в плане положение древнего Предтиманского краевого прогиба. Заложение этого
суббассейна, по-видимому, связано с фазой тектоно-магматической активизации, происходившей на рассматриваемой территории в конце среднедевонского времени. К север-северо-западу
от Волонгской зоны в осевых частях Северного Тимана и п-ова Канин расположены выходы
позднепротерозойского фундамента, которые в позднедевонское время, очевидно, являлись областью денудации. Это подтверждается присутствием в песчаниках покаямской свиты в качестве
акцессориев ставролита и кианита, характерных для рифейских пород (Оловянишников, 2004).
Бархатова В.П. К стратиграфии каменноугольных отложений Северного Тимана // Геология и нефтеносность Тимано-Печорской области. – Л.: Гостоптехиздат, 1959. – С. 185–203. (Тр. ВНИГРИ, Вып. 133).
Безносов П.А. Ихтиофауна из разреза покаямской свиты верхнего девона по р. Волонга (Северный
Тиман) // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Материалы
XX науч. конф. – Сыктывкар, 2011. – С. 19–22.
Коссовой Л.С. К стратиграфии девона Северного Тимана // Геология и нефтеносность Тимано-Печорской области. – Л.: Гостоптехиздат, 1959. – С. 121–133. (Тр. ВНИГРИ, Вып. 133).
Коссовой Л.С. Девонская система: Северный Тиман // Геология СССР. – М., 1963. Т. II. Ч. 1. – С. 290–
300.
Коссовой Л.С. Некоторые вопросы стратиграфии и структурно-фациальная зональность девона Северного Тимана // Геология и полезные ископаемые северо-востока Европейской части СССР и севера
Урала: Труды VII геол. конф. Коми АССР. – Сыктывкар, 1971. Т. 1. – С. 143–147.
Обручев Д.В. К биостратиграфии ихтиофаун нижнего и среднего палеозоя СССР // Сов. геология.
1958. № 11. – С. 40–53.
Оловянишников В.Г. Геологическое развитие полуострова Канин и Северного Тимана. – Сыктывкар:
Геопринт, 2004. – 80 с.
Чернов А.А. Геологическое исследование Северного Тимана в 1937 году. – М.: Изд-во МОИП, 1947. –
97 с.
Esin D., Ginter M., Ivanov A. et al. Vertebrate correlation of the Upper Devonian and Lower Carboniferous
on the East European Platform // Cour. Forsch.-Inst. – Senckenberg. 2000. Vol. 223. – P. 341–359.
Ivanov A.O., Luksevics E. Late Devonian vertebrates of the Timan // Daba un Muzejs. – Riga, 1996. N 6. –
P. 22–33.
Материалы III Всероссийского совещания
Литологически разрез покаямской свиты по р. Волонга характеризуется наличием мощных
пачек косослоистых песчаников, переслаивающихся с алевролитами, аргиллитами и углистыми
прослоями. В породах отмечено присутствие трещин усыхания, знаков ветровой и волновой
ряби на поверхностях напластований, углефицированных остатков корневых систем растений и
текстур, характерных для палеопочв. Одно из обнажений вскрывает эрозионный врез палеорусла. Перечисленный комплекс литологических особенностей типичен для аллювиально-дельтовых фаций, включающих приливные равнины, пляжевые отмели, внутренние лагуны, русловые
каналы и пр. Таким образом, отложения покаямской свиты в пределах Волонгской структурно-фациальной зоны образовались не в условиях открытой, периодически заливаемой морем
лагуны, как считалось ранее (Оловянишников, 2004), а в обстановках обширной приливной
аллювиально-дельтовой равнины. Они представляют собой верхнюю часть мощного дельтового
комплекса, который начал формироваться, предположительно, еще во франском веке (Чернов,
1947). Отмеченные для покаямского интервала своеобразные сообщества ихтиофауны, вероятно, не являлись постоянными компонентами данной палеоэкосистемы и во внутридельтовые
области проникали спорадически в периоды паводков, что объясняет совместное нахождение
как неморских, так и типично морских форм.
Г.С. Бискэ, Д.В. Алексеев, А.В. Дженчураева, О.Ф. Гетман
КОРРЕЛЯЦИЯ СОБЫТИЙ ПОЗДНЕГО ПАЛЕОЗОЯ В ТЯНЬ-ШАНЕ:
БИОСТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ
До 1991 г. проведены массовые биостратиграфические работы, обеспечившие успех как геологических съемок для территорий всех нынешних среднеазиатских государств и Казахстана,
так и последовавших обобщений, а также качество сводных обзорных карт масштаба 1 : 500 000
и более мелких. Относительно менее изученной оставалась восточная, китайская часть ТяньШаня, где среднемасштабные съемочно-поисковые работы, начатые некогда при участии советских геологов, не были обеспечены хорошей биостратиграфической основой, а поиски далее
проводились в отрыве от общего геологического изучения.
Затем положение изменилось: были получены многочисленные изотопные (цирконометрия
по отдельным зернам, Ar-Ar и др.) датировки гранитоидов, отчасти базитов и некоторых вулканитов, особенно многочисленные именно в китайском Тянь-Шане. В результате центр тяжести
работ по датированию стратифицированных толщ сместился, и биостратиграфические работы
были ослаблены или даже заброшены уже почти повсеместно, а специалисты почти исчезли.
Между тем дела для них еще много.
41
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео42
В частности, отметим вопросы, принципиально важные для понимания геодинамики позднепалеозойского (с девона) периода в истории Тянь-Шаня, решение которых потребовало и
еще требует биостратиграфических данных.
Стратиграфия батиальных фаций, охарактеризованных и датированных по конодонтам и
отчасти по радиоляриям. Принципиальные вопросы – начало и конец глубоководной седиментации в регионе, т. е. появление в начале палеозоя и закрытие в его конце океанических
бассейнов. Первое событие отнесено к началу ордовика (Куренков, Аристов, 1995). Второе вызывает дискуссию, особенно в китайской и мировой англоязычной литературе, так как в Южном Тянь-Шане были обнаружены якобы позднепермские радиолярии. Постколлизионные
гранитоиды, датированные началом перми, прорывают эти отложения, что делает невозможным
их позднепермский возраст. И действительно, на территории Киргизии Южно-Тяньшанский
(Туркестанский) океан несомненно не моложе конца карбона – самого начала перми, на что
указывают находки Gondolella верхнего (s.str.) карбона и обломки крупных фораминифер не моложе касимовского, редко ассельского возраста, переотложенные в глубоководных турбидитах
(Бискэ и др., 2012).
Стратиграфия карбонатных серий шельфовых и внутриморских обстановок. Имеются ли
перерывы в разрезах девона – карбона и с чем они связаны? По крайней мере первый их этих
вопросов решается изучением бентоса карбонатных платформ. Доказательство непрерывности
разрезов позволяет ставить под сомнение отнесение некоторых южно-тяньшанских покровов,
образованных известняками девона – карбона, к шельфу Тарима.
Достаточно большое разрешение в определении времени начала субдукции, что выражается
в последовательном омоложении к югу (по восстанию) кровли известняков и соответственно
подошвы турбидитов под тектоническими покровами, начиная с башкирского века в верхних
покровах и кончая ассельским на бывшем Таримском шельфе. Соответственно, прослеживание
тех же покровов по простиранию пояса требует точной датировки кровли разреза по комплексу
фораминифер соответствующих возрастов.
Следует также иметь в виду, что во многих случаях требуется переизучение и ревизия стратиграфической ценности многих видов и целых комплексов ископаемых, что является «обратной
задачей» биостратиграфии после уточнения возраста многих известных свит ряда регионов,
включая Тянь-Шань. Для некоторых важных групп (радиолярии) дело еще в самом начале.
Бискэ Г.С., Алексеев Д.В., Ван Бо, Ван Фей, Гетман О.Ф., Дженчураева А.В., Зельтманн Р., Аристов В.А. Структуры позднепалеозойского надвигового пояса китайского Южного Тянь-Шаня // Доклады РАН. 2012. Т. 442. № 1. – С. 1–5.
Куренков С.А., Аристов В.А. О времени формирования коры Туркестанского палеоокеана // Геотектоника. 1995. № 6. – С. 22–31.
М.С. Бойко
КУНГУРСКИЕ АММОНОИДЕИ УРАЛА
Кунгурский комплекс является наименее представительным и изученным из нижнепермских аммоноидных комплексов Урала. Изначально это было связанно с относительно небольшим объемом этого яруса, признававшимся до недавнего времени, а также с особенностями
геологического развития данного региона в этом интервале времени. Так, крупнейший знаток
нижнепермских аммонидей Урала В.Е. Руженцев не считал возможным вообще выделять отдельный кунгурский комплекс и ярус в целом (Тихвинская и др., 1967).
Позднее общие черты кунгурской ассоциации аммоноидей стали прорисовываться в работах М.Ф. Богословской последней четверти прошлого века. Впервые описанный Богословской
(1976) комплекс происходит из кунгурских слоев Среднего Приуралья и включают следующие
виды: Uraloceras tchuvaschovi Bogoslovskaya, 1976, U. alekense Bog., 1976, U. sofronizkyi Bog., 1976,
Paragastrioceras kungurense Myrskaya, 1948, Paragastrioceras sp., Thalassoceras sp. Прочие находки,
ранее указывавшиеся из кунгурских отложений, Богословская отбросила, как недостоверные
(Чувашов, Богословская, 1981).
Ситуация изменилась с присоединением к кунгурскому ярусу саранинского горизонта,
ранее включавшегося в артинский ярус. Данное решение было принято на основании обна-
Возраст
комплекса
Нен. АО, п-в Канин, м. Надтейсаля
Propinacoceras sp.
Нен. АО, Пай-Хой, р. Таб-ю,
табъюская св.
Epijuresanites primarius
Нен. АО, Пай-Хой, р. Лиур-Яга,
лиуръягинская св.
Medlicottia postorbignyana
Tumaroceras dignum
Богословская (1997); единичная находка
Нен. АО, Пай-Хой, р. Саяха,
лиуръягинская св.
«Margoceras sp. nov.»
Борисенков (в печати); единичная находка
Нен. АО, о. Вайгач,
лекворкутская св.,
Epijur.vaigachensis
Богословская (1997); единичная находка
Коми, р. Воркута,
лекворкутская св.
Artinskia aff. ariensis
Богословская, Школин, 1998; единичная
находка
Перм. край, р. Ирень (бас. р. Сылва),
д. Сухая Речка, кошелевская св.
Paragastrioceras kungurense
Родовая принадлежность, возможно, вид
будет отнесен к «Margoceras»; единичная
находка
Сверд. обл., Красноуф. р-н,
п. Александровка, кошелевская св.
Uraloceras alekense
Богословская, 1976
Сверд. обл., Красноуф. р-н,
п. Подгорное, кошелевская св.
U. sofronizkyi
Богословская, 1976
Перм. край, р. Барда(бас. р. Сылва),
кошелевская св.
U. tchuvashovi
Богословская, 1976
Башкирия, р. Ай, с. Алегазово,
иреньский горизонт, кошелевская св.
U. cf. fedorowi
Thalassoceras sp.
Комплекс недоизучен, помимо указанных
форм имеется несколько экземпляров плохой сохранности, с архаичной (сакмарского уровня) внешней морфологией
Саргинский–саранинский
Саранинский–
филипповский
Аммониты
Казахстан, Актюбинская обл.,
гр. Жиль-Тау
Комментарии
(Богословская, Шиловский, 2006); единичная находка
(Попов, 2005); единичная находка
Аммоноидеи (без определений) указываются из восточного склона Жильтауской
гряды, филипповский возраст присвоен из
структурных соображений (Гусев и др.,
1964)
Башкирия, Салаватский р-н,
с. Мечетлино, прав. бер. р. Юрюзань,
мысовская св.
U. tchuvaschovi, U. fedorowi, В основании разреза встречен также
U. sp. nov., U. bogoslovskayae, вполне стандартный саргинский комплекс
(Бойко, 2009)
U. cf. suessi, Par. verneuili,
Par. karpinskii
Коми, р. Печора, ниже с. Усть-Унья,
Каменный Бор, чернореченская св.
U. tchuvashovi
Средняя и нижняя части разреза охарактеризованы саранинскими формами: Neopronorites permicus Uraloceras fedorowi.
Коми, Интинский р-н, р. Черная
(бас. Косью).
U. sp.1, 2, Par. sp.,
Sakmarites. sp.
Находки не привязаны к местным подразделениям, на данный уровень помещены
исходя из определений (Богословская,
Школин, 1999)
Коми, Вуктыльский р-н, р. Кобылка
(бас. р. Печора),
чернореченская св. ?
Par. cf. subtrapezoidale,
Par. kojimense, S. sp.
Небольшой комплекс, вероятно, близкий к
кожимскому (Борисенков, 2009)
Коми, Интинский р-н, р. Кожим,
чернореченская св.
U. unicum, Par. kojimense,
Par. subjossae, Par. varium
Кроме указанных эндемиков, присутствуют типично саргинские средне-южноуральские формы (Богословская, Школин,
1999)
Материалы III Всероссийского совещания
?Филипповский
Иреньский
Местонахождения
(положение в таблице не в полной
мере отражает их стратиграфическую
последовательность)
Соликамский
Кунгурские аммоноидеи на Урале и сопредельных территориях
43
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео44
ружения в основании этого горизонта конодонтов Neostreptognathodus pnevi Kozur. Таким образом, кунгурский комплекс был просто расширен автоматическим включением в него списка
саранинских аммоноидей. Такая ситуация мало помогала в решении стратиграфических задач,
поскольку известный на тот момент саранинский комплекс был практически не отличим от
нижележащего саргинского комплекса артинского яруса (Чувашов и др., 1999).
Значимым моментом в изучении кунгурских аммоноидей и стратиграфии отечественного кунгура в целом явилось обнаружение аммоноидей вида U. tchuvaschovi Bog., 1976 в непосредственной близости от места находок Neostr. pnevi в разрезе Мечетлино. Эта форма изначально была описана Богословской по сборам Б.И. Чувашова из заведомо кунгурских (тогда
считавшихся филлиповскими) отложений р. Барда. Эта находка позволила определить границу
артинского и кунгурского ярусов по аммоноидеям, сделать ее узнаваемой, в том числе в отсутствии находок конодонтов. Важно также, что слои, лежащие ниже находок Neostr. pnevi и U.
tchuvaschovi, также охарактеризованы конодонтами и аммоноидеями, что позволяет разграничивать саргинские (артинские) и саранинские (кунгурские) комплексы.
Недавнее изучение аммоноидей из артинских отложений разреза Каменный Бор (р. Печора)
из коллекций ЦНИГРмузея и материалов К.В. Борисенкова (ВСЕГЕИ) показало присутствие
U. cf. tchuvaschovi в верхах этой толщи. Это предварительное наблюдение представляется очень
важным, на наш взгляд, по следующим причинам: во-первых, это третья точка, из которой
известны аммоноидеи этого вида; во-вторых, указанные находки происходят из верхней части
разреза, низы которого также охарактеризованы аммоноидеями (Буравский, 2004).
Таким образом, на сегодняшний момент мы имеем как минимум два разреза с границей
артинского и кунгурского ярусов, охарактеризованных аммоноидеями, т. е. как с саргинским,
так и саранинским их комплексами. А также один разрез с видом-маркером, в котором пока
не определено соотношение кунгурских и артинских слоев.
Общая картина распределения аммоноидей в разрезах кунгура Уральского региона приведена в таблице.
По-прежнему сложной является картина распределения находок аммоноидей в верхнекунгурских отложениях Уральского региона. Надо отметить, что автор придерживается мнения об
отсутствии уфимского яруса как стратона общей стратиграфической шкалы и, следовательно,
рассматривает аммоноидеи соликамского возраста как кунгурские. Находки аммоноидей возраста среднеиреньского и выше представляют собой совершенно изолированные и единичные
находки – одна находка из одного местонахождения. Попытки обосновать существование некоего «уфимского» этапа эволюции аммоноидей на таком материале представляются бесплодными, учитывая также общую бедность верхнекунгурских аммоноидей бореальных областей и
сложность корреляций локальных толщ (Леонова, 2006).
Таким образом, сейчас появляются вполне отчетливые перспективы составления аммоноидной характеристики кунгурского яруса и определения его нижней границы на основании
смены комплексов. В то же время аммоноидеи верхнего кунгура изучены слабо, в том числе
по объективным причинам, и их использование для обоснования верхней границы яруса на
данный момент не результативно. Решение данного вопроса заключается, как видно из таблицы, в изу­чении самых северных разрезов региона.
Работа выполнена при поддержке проекта президиума РАН № 12-П-5-1029.
Богословская М.Ф. Кунгурские аммоноидеи Среднего Приуралья // Палеонтол. журн. 1976. № 4. –
С. 43–50.
Богословская М.Ф. Аммоноидеи из пермских отложений Пай-Хоя и острова Вайгач // Палеонтол.
журн. 1997а. № 6. – С. 23–28.
Богословская М.Ф., Школин А.А. Аммоноидеи // Биота востока Европейской России на рубеже ранней
и поздней перми / ред. Т.А. Грунт, Н.К. Есаулова, Г.П. Канев. – М.: ГЕОС, 1998. – С. 245–251.
Богословская М.Ф., Шиловский О.П. Головоногие моллюски // Верхняя пермь полуострова Канин /
отв. ред. Т.Н. Грунт. – М.: Наука, 2006. – С. 30–32.
Бойко М.С. Аммоноидеи из пограничных отложений артинского и кунгурского ярусов разреза Мечетлино (Башкирия) // Современные проблемы изучения головоногих моллюсков. Вып. 2. – М.: ПИН
РАН, 2009. – С. 99–101.
Борисенков К.В. Новые находки пермских аммоноидей на р. Кобылка (Северный Урал) // Палеонтол.
журн. 2010. № 3. – С. 18–22.
Буравский А.А. Условия образования нижнепермских терригенных отложений на реке Верхняя Печора // Материалы докладов XV Коми республиканской молодежной науч. конф. – Сыктывкар, 2004.
Т. 1. – С. 147–149.
Гусев А.К., Богатырев В.В., Игонин В.М., Солодухо М.Г. Стратиграфия верхнепалеозойских отложений
Актюбинского Приуралья. – Казань: Изд-во Казанского ун-та. 1968. – С. 1–218.
Леонова Т.Б. Роудские аммоноидеи в северных районах земного шара // Эволюция биосферы и биоразнообразия: Сб. статей. – М., 2006. – С. 540–551.
Основные черты стратиграфии пермской системы СССР / Под ред. Г.В. Котляр, Д.Л. Степанова. –
Л.: Недра, 1984. – 280 с.
Попов А.В. Новый вид рода Epijuresanites (Ammonoidea) из пермских отложений Пай-Хоя // Па­
леонтол. журн. 2005. № 1. – С. 18–19.
Тихвинская Е.И., Тихвиский И.Н., Игонин В.M. и др. Пермская система. Кунгурский ярус, его объем
и распространение // Материалы по геологии востока Русской платформы. Вып. 2. – Казань: Изд-во
Казанского ун-та, 1967. – С. 354.
Чувашов Б.И., Богословская М.Ф. Комплексы аммоноидей в нижней перми Среднего Урала // Бюлл.
МОИП. Отд. геол. 1981. Т. 56. Вып. 2. – С. 89–102.
Чувашов Б.И., Черных В.В., Богословская М.Ф., Мизенс Г.А. Биостратиграфия пограничных артинскокунгурских отложений Западного Урала и Приуралья // Верхнепермские стратотипы Поволжья. – М.:
ГЕОС, 1999. – С. 336–369.
ОСОБЕННОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
ВЕНЛОКСКИХ (СИЛУР) КОНОДОНТОВ В РАЗРЕЗАХ ЛИТВЫ
В Литве венлокские, как все силурийские отложения в целом, перекрываются мощной толщей девонских, пермских, триасовых, юрских и меловых отложений. Поэтому их изучение проводится только на основе кернового материала глубоких буровых скважин. Венлокские отложения представлены более чем 100-метровой толщей разнофациальных отложений. В западной
и в юго-западной части Литвы они представлены глубоководными аргиллитовыми сланцами с
богатой граптолитовой фауной, а в восточных разрезах они состоят из лагунных красноцветных
доломитовых мергелей с прослоями пластинчатого гипса.
Распространение венлокских конодонтов в палеобассейне
Материалы III Всероссийского совещания
А. Бразаускас
45
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео46
Многолетний опыт исследования силурийских конодонтов позволил установить некоторые особенности их распространения в седиментационном бассейне на разных таксономических уровнях. Если рассматривать распределение венлокских конодонтов в седиментационном
бассейне на родовом уровне, с точки зрения фациальной модели, разработанной Х. Нестор и
Р. Эйнасто (1977) для Прибалтийского силурийского седиметационного бассейна, отчетливо
видно, что представители рода Dapsilodus приурочены только к 5-й и частично 4-й фациальным
зонам (рисунок). Распространение родов Pseudooneotodus и Decoriconus прослеживаются от 5-й до
3-ей фациальной зоны. Представители рода Panderodus установлены в 4-й и в 3-й фациальных
зонах. Особи рода Walliserodus обнаружены только в 3-й фациальной зоне. Большинство видов
рода Ozarkodina приурочены к 3-й и к 2-й фациальным зонам. Такой характер распространения венлокских конодонтов дает повод утверждать, что конодонтоносители, аппараты которых
представлены конусовидными формами, обитали в глубоководной части бассейна, со сложными
элементами – в мелководной.
В начале 1990-х годов автором (Бразаускас, 1993) была осуществлена попытка для каждой
изученной пробы подсчитать процентное содержание каждого вида, а также процентное соотношение конусовидных и морфологически сложных конодонтовых элементов. Прослеживание
динамики упомянутого соотношения показало, что оно имеет определенную связь с этапами
развития Прибалтийского силурийского седиментационного бассейна. Важно отметить, что
независимо от глубины бассейна достаточно четко в разрезах выделяются кратковременные
интервалы, в которых резко сокращается процентная доля конусовидных конодонтов, несмотря на то, что они приурочены к глубоководным частям бассейна. Отмеченные интервалы, как
показало их сопоставление с граптолитовыми зонами, в разных разрезах оказались одновозрастными. Это обстоятельство дает еще один дополнительный стратиграфический инструмент
при корреляции разнофациальных силурийских разрезов.
В.В. Буланов
НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО МОРФОЛОГИИ, РАСПРОСТРАНЕНИЮ
И ОНТОГЕНЕЗУ ВОСТОЧНОЕВРОПЕЙСКИХ
KARPINSKIOSAURIDAE (TETRAPODA, SEYMOURIAMORPHA)
Сеймуриаморфные амфибии обособляются как группа внутри антракозавроморфного ствола, по-видимому, не позднее конца каменноугольного периода. Местонахождения с наиболее
архаичными представителями отряда – Utegeniidae (Курты; Казахстан) – датируются поздним
карбоном – ранней пермью (Ивахненко, 1987), но приурочены к району, детальная стратиграфия которого не разработана. В целом единственным косвенным подтверждением датировки
является общая примитивность утигениид по сравнению со всеми другими, заведомо пермскими, представителями сеймуриаморф, однако проведение прямых корреляций с использованием
самой группы невозможно, а другое фаунистическое наполнение типового местонахождения
отсутствует. Древнейшие сеймуриаморфы, временне распространение которых фиксируется
достаточно точно (североамериканские Seymouriidae), известны с начала ранней перми (Cutler
Formation) и выглядят слишком специализированными, чтобы претендовать на роль предкового
таксона для большинства известных семейств.
Морфология сеймуриид демонстрирует ряд адаптаций к наземному образу жизни. Представители группы имеют сравнительно короткое тело, массивные конечности и их пояса. Гипертрофированные ушные вырезки являются результатом прогрессивного развития слухового
аппарата, адаптированного к условиям наземной среды. Ларвальный этап онтогенеза сеймурий
оканчивается сравнительно рано: при длине черепа 20 мм молодые сеймурии уже почти лишены желобов сейсмосенсорных органов на покровном дерматокраниуме (Klembara at al., 2007).
Представители рода Seymouria известны из нижнепермских отложений Северной Америки и
Европы. Близкими к сеймурии являются Discosauriscidae (Discosauricus, Ariekanerpeton и др.); их
отличают меньшие размеры и более пролонгированный ларвальный период (Ивахненко, 1987;
Bulanov, 2003).
После обнаружения крупных сеймуриаморф, таких как Kotlassia и Karpinskiosaurus, в
верхней перми Восточной Европы (Амалицкий, 1921) их традиционно сближали с северо-
Материалы III Всероссийского совещания
американскими сеймуриаморфами. Среди европейских родов особый интерес представляет
Karpinskiosaurus, выделяемый в семейство Karpinskiosauridae. Валидность описанных внутри
рода видов из-за фрагментарности типовых материалов не вполне очевидна, однако онтогенез,
судя по имеющимся данным, проходил по сеймуриидному сценарию. Новые находки в местонахождении Монастырский овраг-D (Татарстан) указывают, что редукция сейсмосенсорных
органов, обычно увязываемая с окончанием ларвальной стадии, происходит при длине черепа
около 25 мм, т. е. значительно раньше по сравнению с другими восточно-европейскими родами
(например, Microphon), а также дискозаврисцидами. Особи с длиной черепа около 50 мм (экз.
ПИН, № 4617/158, местонахождение Бабинцево; Bulanov, 2003) уже имеют характерный для
дефинитивной стадии ячеистый орнамент на большинстве покровных окостенений крыши
черепа. Примерно на этой же стадии начинают окостеневать периотикальные структуры и
exoccipitalia (Буланов, 2005). Показательно дефинитивное строение слуховой капсулы, образованной хорошо окостеневшими передне- и заднеушной костями, причем овальное окно,
расположенное на конце образованного ими тубусоподобного выступа, сильно выдвинуто
латерально в направлении ушной вырезки.
Новые данные по морфологии черепа карпинскиозаврид получены при переизучении
материалов из терминально-пермского местонахождения Самбуллак (Южное Приуралье),
ранее описанных как один из видов Kotlassia – K. grandis (Твердохлебова, Ивахненко, 1994).
Переизучение голотипа (экз. СГУ, № 104В/165), а также сопутствующих в местонахождении
посткраниальных остатков указывает на их принадлежность к роду Karpinskiosaurus. Голотип
сохранился очень фрагментарно, однако даёт возможность изучения отделов краниума, плохо
представленных на других материалах по карпинскиозаврам. К таким структурам можно отнести квадратно-артикулярный комплекс, замечающие окостенения слуховых капсул, stapes,
базисфеноид и др.
Квадратная кость высокая, что косвенно указывает на ранний процесс оссификации
palatoquadratum. Грацильность stapes экз. СГУ, № 104В/165 позволяет говорить о достаточно
совершенном слуховом аппарате у карпинскиозаврид. Суставная поверхность квадратного
мыщелка короткая, ровная, разделенная пережимом на латеральную и медиальную части.
Суставная поверхность articulare тоже ровная и в два раза превышает по площади таковую
quadratum. Строение квадратно-артикулярного сочленения допускает значительные по амплитуде продольные движения нижней челюсти в суставе, что хорошо согласуется с морфологией
зубной системы карпинскиозавров, образованной однотипными зубами с крючковидно загнутыми коронками.
Начиная с работ А.П. Амалицкого, была установлена одна из характерных особенностей
карпинскиозаврид в строении посткраниального скелета – развитие высоких, апикально расширенных остистых отростков у позвонков предкрестцового отдела. Дополнительное препарирование посткраниума голотипа Karpinskiosaurus secundus (экз. ПИН, № 2005/81) и других
остатков, относимых к этому виду, из типового местонахождения (Соколки), показало наличие
таких отростков на протяжении почти всего предкрестцового отдела. Ориентация зигапофизов шейных позвонков и форма их центров указывают на хорошо выраженную вертикальную
флексию шеи и приподнятое за счет этого положение головы.
Остистые отростки у крестцовых позвонков не развиты, но сам крестец несет черты дополнительной консолидации. Ориентация поверхностей зигапофизов наклонная, что блокирует их
взаимное смещение в горизонтальной плоскости. Связанные с крестцовыми позвонками интерцентры продольно расширены и широко подстилаются спереди и сзади торцевыми краями
центров. Сохранность крестцовых ребер у голотипа позволяет установить наличие по меньшей
мере двух крестцовых позвонков. Дистальный конец ребра следующего за ними позвонка на
голотипе разрушен, однако судя по сильному развитию площадок для его крепления на центре,
он, возможно, также мог иметь связь с тазовым поясом.
В тазовом поясе карпинскиозавра следует отметить не типично глубокий гленоид с сильно
нависающим верхним краем, в плечевом – высокую скапулярную пластину и хорошо развитый
cleithrum.
Сравнение с сеймурией показывает, что центры позвонков Karpinskiosaurus развиты сильнее:
относительно размеров невральных дуг они более крупные и заметно удлинены. Таким образом, при сходном числе предкрестцовых позвонков карпинскиозавры имели более вытянутое
тело. Центры позвонков Seymouria очень небольшие; зигапофизы, напротив, короткие и очень
широкие, обеспечивающие прочность осевого скелета при наземной локомоции. У карпинскиозавров требуемая жесткость, вероятно, обеспечивалась за счет связок и сухожильного скелета,
размещенных на гипертрофированных остистых отростках, которые у сеймурий развиты только
47
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео48
в шейном отделе позвоночника (White, 1939). Можно предположить также, что связочно-сухожильный скелет в сочетании с большей длиной тела обеспечивает бльшую свободу при ундуляционном движении, востребованном в условиях водной среды, с которой карпинскиозавры,
несмотря на свою адаптивность к наземному существованию, с большой вероятностью были
связаны трофически (Буланов, 2006).
Анализ ключевых апоморфий карпинскиозаврид в строении черепа указывает, что они
были накоплены преимущественно в результате прогрессивного развития тимпанальной области и челюстного аппарата. Увеличение размеров таблитчатых костей индуктивно связано
с быстрым и ранним развитием перекрываемых ими периотикальных структур; разрастание
tabularia в каудо-латеральном направлении приводит к характерному резкому изгибу затылочного края черепа и обусловлено, вероятно, необходимостью увеличения костного обрамления для annulus tympanicum (или функционально аналогичной ему структуры). Изменение
направления приоритетного роста tabulare является причиной необычного подстилания этой
кости лежащим впереди parietale, что не типично для всех остальных известных сеймуриаморф.
В отличие от сеймуриид, у которых ушная вырезка почти доходит до орбиты, у Karpinskiosaurus
передний край вырезки расположен на уровне средней части надвисочной кости, т. е. в исходном для сеймуриаморф положении. Как упоминалось выше, увеличение размеров вырезки
карпинскиозавра происходит путем разрастания ее костного обрамления преимущественно в
каудальном направлении и отчасти медиально за счет изгиба внешнего фланга надвисочной
кости.
Таким образом, несмотря на общую тенденцию к прогрессивному развитию наземной локомоции и слухового аппарата у карпинскиозаврид, с одной стороны, и сеймуриид, с другой,
процесс этот происходил явно независимо, что свидетельствует об очень ранней, видимо, допермской, дивергенции таксонов. По морфологии черепа и посткраниального скелета карпинскиозавриды гораздо более тяготеют к котлассиоидным сеймуриаморфам (sensu Bulanov,
2003), чем собственно к сеймуриидам, а частичное сходство между обеими группами вызвано
адаптацией к более наземному образу жизни и, как следствие, – принципиальным сходством
онтогенетического сценария.
Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ № 11-04-01055, программы фундаментальных исследований № 28 Президиума Российской академии наук «Проблемы происхождения жизни
и становления биосферы».
Амалицкий В.П. Seymouridae. Северодвинские раскопки проф. В.П. Амалицкого. Вып. 2. – Петроград:
Изд-во АН, 1921. – 14 с.
Буланов В.В. Первые данные о карпинскиозаврах ишеевского фаунистического комплекса // Па­
леонтол. журн. 2005. № 2. – С. 77–80.
Буланов В.В. Трофические адаптации сеймуриаморф (Parareptilia) и положение группы в структуре
водных сообществ конца палеозоя // Эволюция биосферы и биоразнообразия: Сб. статей. – М.: Товарищество научн. изд. КМК, 2006. – С. 394–415.
Ивахненко М.Ф. Пермские парарептилии СССР. – М.: Наука, 1987. Т. 223. – 159 с. (Тр. Палеонтол.
ин-та АН СССР).
Твердохлебова Г.И., Ивахненко М.Ф. Новые тетраподы из татарского яруса Восточной Европы // Палеонтол. журн. 1994. № 2. – С. 122–126.
Bulanov V.V. Evolution and systematic of seymouriamorph parareptiles // Рaleontol. J. 2003. Sappl. 1. –
P. 1–105.
Klembara J., Berman D.S., Henrici A.C., Cernansky A., Werneburg R., Martens T. First description of skull of
Lower Permian Seymouria sanjuanensis (Seymouriamorpha, Seymouriidae) at an early juvenile growth stage //
Ann. of Carnegie Mus. 2007. Vol. 76. N 1. – P. 53–72.
White T.E. Osteology of Seymouria bailorensis Broili // Bull. of the Mus. of Comp. Zool. – Harvard College.
1939. Vol. 85. – P. 325–409.
Н.С. Бухман
В данном сообщении приводятся некоторые предварительные результаты изучения каламитов из Ново-Кувакского местонахождения среднепермской палеофлоры (Наугольных, 2011;
Бухман, 2011). Территориально это местонахождение расположено на крайнем северо-востоке
Самарской области вблизи границы с Татарстаном и находится на юго-западной границе Бугульминско-Лениногорской группы местонахождений нижнеказанской флоры (Есаулова, 1986).
Поэтому нет ничего удивительного в том, что видовой состав каламитов из Ново-Кувакского
­местонахождения близок к описанному Н.К. Есауловой и вполне соответствует нижнеказанскому подъярусу казанского яруса. В собранной нами коллекции в основном имеются представители видов Paracalamites frigidus Neuburg (11 образцов) и Paracalamites similis Zalessky (5 образцов).
Для изученных образцов каламитов характерен относительно небольшой диаметр отливки и
достаточно большое (в сравнении с диаметром внутренней отливки) расстояние между узлами
(рис. 1, 2). На фотографиях представлены некоторые наиболее интересные из обнаруженных
окаменелостей.
Материалы III Всероссийского совещания
О КАЛАМИТАХ ИЗ НОВО-КУВАКСКОГО МЕСТОНАХОЖДЕНИЯ
СРЕДНЕПЕРМСКОЙ ПАЛЕОФЛОРЫ
(КАЗАНСКИЙ ВЕК)
Рис. 1
Фиг. 1, 2. Paracalamites frigidus Neuburg, экз. 2/5 (отливка внутренней полости ствола, противоположные стороны
одного штуфа): на фиг. 1 в непосредственной близости от каламита виден плохо сохранившийся филлоид и широколанцетный объект с чешуйчатой периферией, на фиг. 2 виден узел и оттиски инфранодальных каналов, а также
срединные бороздки на ребрах; фиг. 3. Paracalamites similis Zalessky, экз. 2/24 (отпечаток отливки внутренней полости
ствола). В непосредственной близости видны отпечатки листьев (?) с частыми линейными жилками (или желобками)
и розетковидный объект неясной этиологии; фиг. 4. Paracalamites similis Zalessky (слева, отпечаток отливки) и Paracalamites frigidus Neuburg (справа, отливка), экз. 2/75; фиг. 5а, 5б. Paracalamites frigidus Neuburg (отливка внутренней
полости ствола), экз. 2/75, отливка в поперечном сечении имеет серповидную форму (фиг. 5б)
49
Рис. 2
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
Фиг. 1а, 1б. Paracalamites frigidus Neuburg
(отливка внутренней полости ствола, противоположные стороны одной отливки),
экз. 3/3. Странным кажется дополнительный узел (выделен стрелкой); фиг. 2а, 2б.
Paracalamites similis ����������������������
Zalessky��������������
(2а – отпечаток отливки, общий вид, 2б – структура
узла), экз. 5/25, на фиг. 2а (в левом нижнем углу) – отпечатки веерных листьев,
подозрительно часто соседствующих с отливками стволиков каламитов; фиг. 3а, 3б.
Paracalamites frigidus Neuburg�������������
��������������������
(3а – отливка, 3б – ее отпечаток), экз. 5/3, на фиг. 3б
(в правой части) – отпечаток веерного
листа
50
Бухман Л.М. Таксономический
состав ископаемой флоры из местонахождения Новый Кувак (казанский
ярус, верхняя пермь; Самарская область) // Эволюция органического
мира в палеозое и мезозое. – СПб.:
Изд-во Маматов, 2011. – С. 15–23.
Наугольных С.В., Сидоров А.А. Первая находка репродуктивного органа
неггератиофита в пермских отложениях России // Эволюция органического мира в палеозое и мезозое. – СПб.:
Изд-во Маматов, 2011. – С. 65–70.
Есаулова Н.К. Флора казанского
яруса Прикамья. – Казань: Изд-во
КГУ, 1986. – 176 с.
А.С. Бяков
ПЕРМСКАЯ БИОГЕОГРАФИЯ ДВУСТВОРЧАТЫХ МОЛЛЮСКОВ
И ПРОБЛЕМА БИПОЛЯРНОГО РАСПРОСТРАНЕНИЯ ФАУН
Поздний палеозой и, в частности, пермский период является временем, когда дифференциация морских фаун проявилась наиболее ярко. В определенной степени это объясняется похолоданием климата (особенно в ранней перми), но, вероятно, в большей степени геократическим
характером пермского отрезка геологической истории Земли, выразившимся в образовании
многочисленных биогеографических барьеров на фоне формирования суперматерика Пангеи-2.
В перми, когда климатическая зональность проявилась наиболее отчетливо, все исследователи признают существование трех крупных биохорий высокого ранга: Бореальной, Тетической и Гондванской (Нотальной), которые мы рассматриваем в ранге надобластей. В свою
очередь в их пределах разные исследователи по разным группам фауны выделяют различные
провинции. Также отметим, что ряд регионов на протяжении перми принадлежал различным
биогеографическим надобластям. В частности, это касается Урала, до середины ранней перми
входившего в состав Тетической надобласти (Ганелин, Котляр, 1984). То же самое относится и к
ряду отдельных провинций (например, Новоземельскую провинцию Бореальной надобласти по
двустворчатым моллюскам до начала средней перми мы включаем в состав Западнобореальной
области, тогда как позднее она уже входит в Восточнобореальную область).
Тетическая надобласть охватывает бассейны Северной Америки, Средиземноморья, Северного Кавказа, Ирана, Памира, Индокитая, Южного Китая, Южной Монголии, Приморья, Ко-
Материалы III Всероссийского совещания
рякии, Японии и характеризуется исключительным богатством таксономического состава двустворчатых моллюсков (Girthy, 1910; Chronic, 1952; Chen, 1962; Ciriacks, 1963; Nakazava, Newell,
1968; Newell, Boyd, 1970, 1995; Yancey, Boyd, 1983 и др.). Здесь широко проявлен эндемизм на
семейственном уровне. Характерны многие группы двустворок, отсутствующие в бассейнах
умеренных широт, – посидонииды, энтолииды, аннуликонхиды, изогномонииды, остреиды,
алатоконхиды и др. Много паралледонтид, бакевеллид, миалинид, птеринеид, раличных групп
пектинодных, птеринопектинид, шизодусов и некоторых близких к ним родов.
Интересно, что пермские сообщества двустворок Северной Америки (Мид Континента и
Аризоны) во многом близки западнобореальным, отличаясь лишь бльшим фаунистическим
разнообразием (особенно среди пектинаций) и присутствием некоторых специфических родов
(Goniophora, Cassianella, Costatoria, Gryphellina) (Newell, 1940; Chronic, 1952; Ciriacks, 1963). В то
же время и в тех и других сообществах много миалин, бакевеллий, птеринеид, пермофорусов.
Заметим, что, как правило, двустворки являются второстепенным элементом бентосных
тетических сообществ, явно уступая, особенно в количественном отношении, брахиоподам
и некоторым другим группам (Невесская, 1998).
Бореальная надобласть. Бореальные сообщества двустворок отличаются прежде всего относительно невысоким таксономическим разнообразием, ранг которого не превышает семейственного или даже подсемейственного (Newell, 1955; Logan, 1967; Муромцева, Гуськов, 1984;
Бяков, 2010 и др.). Из бореальных эндемичных подсемейств двустворок можно назвать только
Kolymiinae, доминирующее во многих бассейнах востока Бореальной надобласти. Полностью
отсутствуют здесь многие пектиноидные формы (посидонииды, энтолииды, аннуликонхиды и др.), алатоконхиды, изогномониды, ряд «индикаторных» тетических родов (Goniophora,
Cassianella, Costatoria и др.). Весьма ограниченное распространение имеют птеринопектиниды, кардитиды и люциниды. Нередко в сообществах значительную роль играют нукулиды; велика доля родов, имеющих биполярное распространение, особенно Merismopteria, Undopecten,
Myophossa, Cosmomya, Praeundulomya, Vacunella, Myonia, Megadesmus, Pyramus, Stutchburia.
В отличие от бассейнов Тетиса, в некоторых бореальных бассейнах (в частности, цехштейновом бассейне Западной Европы и северо-восточноазиатских) двустворки являются одной из
главных групп бентоса, будучи представленными большим количеством экземпляров и иногда
играя породообразующую роль.
В то же время изучение двустворчатых моллюсков восточной части Бореальной надобласти
показало их значительное таксономическое разнообразие, в ряде случаев не уступающее таковому или даже превосходящее его в некоторых бассейнах Тетиса, что позволяет рассматривать
эту группу в качестве одного из наиболее важных компонентов пермской морской биоты.
Гондванская (Нотальная) надобласть включает в себя морские бассейны Южной Америки, Южной Африки, Индостана, Тибета, Океании (Тимор и Новая Каледония), Антарктиды,
Австралии и Новой Зеландии. Сообщества двустворчатых моллюсков, так же как и в Бореальной надобласти, характеризуются относительно невысоким таксономическим разнообразием
(Di­ckins, 1956 и др., Waterhouse, 1964, 2001 и др.; Rocha-Campos, 1970; Runnegar, 1970, 1972;
Gonzalez, 1974 и др.). Наиболее примечательно присутствие в ранней перми эндемичного семейства Euridesmidae, а в средней – Permoceraminae. Имеется несколько эндемичных подсемейств
пектиноидных, недавно установленных Б. Уотерхаузом (Waterhouse, 2001, 2008). Характерно
также распространение группы иноцерамоподобных двустворчатых моллюсков подсемейства
Atomodesmatinae, широко развито явление биполярности (на уровне родов и даже отдельных
видов). В бассейне Парана (Бразильская провинция) присутствуют специфические солоноватоводные двустворки, включающие несколько эндемичных родов и эндемичное подсемейство
Pinzonellinae (Runnegar, Newell, 1971).
Виды двустворок, очень близкие, а иногда и практически идентичные с гондванскими
(в частности, с западно- и восточноавстралийскими), встречены как в Западнобореальной, так
и в Восточнобореальной областях Бореальной биогеографической надобласти. Здесь можно
выделить по крайней мере пять стратиграфических уровней распространения биполярных
таксонов (Бяков, 2011).
Интересно отметить, что пермские бивальвиевые фауны Аргентины обнаруживают сходство
с бореальными только на родовом уровне при практически полном отсутствии близких видов
(Biakov, 2009).
Можно предполагать, что трансэкваториальные миграции биполярных таксонов были неоднократными и происходили различными путями, в частности, через ряд «транзитных» зон.
При этом проникновение гондванских (австралийских и новозеландских) двустворок в восточнобореальные бассейны были более частыми, что, по-видимому, облегчалось меньшей
51
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео52
­ золированностью последних от Мирового океана. Судя по определенной диахронности пои
явления некоторых таксонов в разных полушариях, эти миграции происходили, возможно, как
из Южного полушария в Северное, так и обратно. Этому способствовали глобальные трансгрессии, наиболее крупные из которых были в начале асселя, середине кунгура, начале роуда и
в кепитене. Обмен бивальвиевыми фаунами между бассейнами Аргентины и Бореальной надобласти был крайне затруднен, очевидно, из-за каких-то биогеографических барьеров. Наиболее
вероятной причиной была значительная изолированность аргентинских бассейнов от акваторий
Мирового океана.
Работа выполнена при поддержке РФФИ, проекты 11-05-00053 и 11-05-00950.
Бяков А.С. Зональная стратиграфия, событийная корреляция, палеобиогеография перми Северо-Востока Азии (по двустворчатым моллюскам). – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2010. – 262 с.
Бяков А.С. Распространение биполярных двустворчатых моллюсков перми в Бореальной надобласти
// Эволюция органического мира в палеозое и мезозое: Сб. научных работ. – СПб.: Изд-во Маматов,
2011. – С. 23–24.
Ганелин В.Г., Котляр Г.В. Районирование и общая характеристика пермской системы на территории
СССР. Восточно-Европейская подобласть // Основные черты стратиграфии пермской системы СССР. –
Л.: Недра, 1984. – С. 16–20.
Муромцева В.А., Гуськов В.А. Пермские морские отложения и двустворчатые моллюски Советской
Арктики. – Л.: Недра, 1984. – 208 с.
Невесская Л.А. Этапы развития бентоса фанерозойских морей. – М.: Наука, 1998. – 503 с.
Biakov A.S. Similarities and differences of the lowermost Permian bivalve faunas of Patagonia and Northeast
Asia // An approach to the Carboniferous-Early Permian Stratigraphy, Paleontology, Paleogeography and
Paleoclimatology of the Calingasta-Uspallata subbasin (western Argentina) and Tepuel-Genoa basin (Patagonia).
Field guidebook and abstracts. – Trelew: Museo Paleontologico Egidio Feruglio, 2009. – P. 65.
Chronic H. Molluscan fauna from the Permian Kaibab formation Walnut Canyon, Arizona. Bull. Geol. Soc.
Amer. 1952. Vol. 63. N 2. – P. 95–165.
Chen C.-C. Lamellibranchiata from the Upper Permian of Ziyun, Guizhou (Kueichow) // Acta Palaeontologica
Sinica. 1962. Vol. 10. N 2. – P. 191–203.
Ciriacks K.W. Permian and Eotriassic bivalves of the Middle Rockies // Bull. Amer. Mus. Nat. History. 1963.
Vol. 125. Art. 1. – 99 p.
Dickins J.M. Permian pelecypods from the Carnarvon Basin, Western Australia // Bull. Bur. Miner. Resourc.
Geol. and Geoph. Australia. 1956. N 29. – 42 p.
Girthy G.H. Fauna of the Phosphate beds of the Park City formation in Idaho, Wyoming and Utah // U.S.
Geol. Surv. 1910. Bull. 436. – 82 p.
Gonzalez C.R. Bivalvos del Permico inferior de Chubut, Argentina // Acta geol. Lilloana. 1974. Vol. 12.
N 13. – P. 233–271.
Logan A. Permian bivalvia of Northen England // Palaeontographical Society. 1967. Vol. 121. N 518. – 72 p.
Nakazawa K., Newell N.D. Permian Bivalves of Japan // Memoirs of the Faculty of Kyoto University, Series
of Geol., Mineral. 1968. Vol. 35. N 1. – 108 p.
Newell N.D. Invertebrate Fauna of the Late Permian Whitehorse Sandstone // Bulletin of the Geological
Society of America. 1940. Vol. 51. – P. 261–336.
Newell N.D. Permian pelecipods of East Greenland. Meddelelser om Gronland undgivne af kommissionen
for videnskabelige undersogelser i Gronland. 1955. Bd. 110. N 4. – 48 p.
Newell N.D., Boyd D.W. Oyster-like Permian bivalvia // Bull. of the American Museum of Natural History.
1970. Vol. 143. Art. 4. – P. 219–281.
Newell N.D., Boyd D.W. Pectinoid bivalves of the Permian–Triassic crisis // Bull. of the American Museum
of Natural History. 1995. N 227. – 95 p.
Rocha-Campos A.C. Moluscos permianos da Formacao Rio Bonito (Subdrupo Guata) sc. // Boletin. Dep.
Nac. Prod. Min. Div. Geol. Min. 1970. N 251. – 89 p.
Runnegar B. Euridesma and Glendella gen. nov. (Bivalvia) in the Permian of Eastern Australia // Bull. Bur.
Miner. Resourc. Geol. and Geophys. Australia. 1970. N 116. – P. 83–118.
Runnegar B. Late Palaeozoic bivalvia from South America; provincial affinities and age // Ann. Acad. Brasil
Sciencies. 1972. N 44, supl. – P. 295–312.
Runnegar B., Newell N.D. Caspian-like relict molluscan fauna in the South American Permian // Bulletin
of the American Museum of Natural History. 1971. Vol. 146. Art. 1. – New York: Columbia University. – 66 p.
Yancey T.E., Boyd D.W. Revision on the Alatoconchidae: a remarkable family of Permian bivalves //
Palaeontology. 1983. Vol. 26. N 3. – P. 497–520.
Waterhouse J.B. Permian stratigraphy and faunas of New Zealand // Bull. Geol. Surv. of New Zealand. 1964.
Vol. 72. – 101 p.
Waterhouse J.B. Late Paleozoic Brachiopoda and Mollusca from Wairaki Downs, New Zealand // Earthwise.
2001. Vol. 3. – 195 p.
Waterhouse J.B. Aspects of the evolutionary record for fossils of the Bivalve Subclass Pteriomorphia Beurlen.
// Earthwise. 2008. Vol. 8. – 220 p.
А.С. Бяков, И.Л. Ведерников
На северо-востоке Азии в течение пермского периода существовали различные геодинамические обстановки, во многом определявшие особенности осадконакопления связанных с ними
седиментационных бассейнов (Бяков и др., 2005). Особенно широко были распространены процессы терригенного осадконакопления, однако в каждом конкретном случае они имели свою
специфику, определявшуюся типом бассейна седиментации.
Наиболее ярко процессы терригенного осадконакопления проявились в Охотском и АянЮряхском бассейнах – в зоне перехода от Охотского массива к глубоководному его обрамлению,
которому в современном тектоническом плане отвечает периферия массива и Аян-Юряхский
антиклинорий. В течение пермского периода здесь накопилась мощная (до 7 км) толща песчано-глинистых осадков с существенной долей пирокластического материала, обусловленного
влиянием Охотско-Тайгоносской вулканической дуги. Важно также отметить, что с пермскими
породами Аян-Юряхского антиклинория связан ряд крупных месторождений золота, в частности, одно из крупнейших в мире – Наталкинское, прогнозные запасы которого составляют
около 2 тыс. т.
Пермские отложения Охотского и Аян-Юряхского бассейнов образуют сложно построенный комплекс осадков, испытывающий закономерные изменения условий их образования в направлении с юго-запада на северо-восток (в современных координатах) – от континентальных
и прибрежно-морских обстановок до глубоководных, соответствующих подножию континентального склона. Нами разработана фациально-седиментационная модель строения пермских
отложений Охотского и Аян-Юряхского бассейнов, которую можно представить в виде обобщенного литолого-фациального профиля и серии схематичных профилей, иллюстрирующих
стадии его развития.
Достоверность предложенной модели различна для разных частей рассматриваемых бассейнов и определяется прежде всего степенью изученности на современном уровне знаний
пермских разрезов. Наибольшая изученность характеризует разрезы Аян-Юряхского и северовосточной периферии Охотского бассейна, гораздо меньше информации (прежде всего из-за
их удаленности) по пермским разрезам центральных частей Охотского бассейна.
Вещественный и гранулометрический состав отложений также весьма различен – от гравелитов и диамиктитов до глинистых сланцев и вулканитов. Практически во всех типах пород
присутствует та или иная доля пирокластического материала, количество которого увеличивается при приближении к Охотскому массиву, где располагались вероятные центры извержений
Охотско-Тайгоносской вулканической дуги. Доля туфовой составляющей здесь достигает не
менее 10–20% объема пород; иногда встречаются и лавы основного состава (Бяков, Ведерников, 1990). Ярким доказательством первичного вулканогенного происхождения пермских пород
Охотского и Аян-Юряхского бассейнов является резко повышенное содержание кремнезема в
глинистых породах (в среднем 65,5 вес. %) (Ведерников, Бяков, 2007).
Спецификой рассматриваемых бассейнов является широкое развитие глубоководных отложений, прежде всего, различных типов гравититов, среди которых выделен ряд макрофаций:
проксимальных и дистальных турбидитов, дебризных, зерновых и глинистых потоков (дебритов, грейнитов и потоков тонкого илистого материала). Существенное значение играют также
макрофации нефелоидитов и нарушеннослоистых алевролитов дегенеративной стадии рифтогенеза в условиях глубоководья.
В отличие от верхнепалеозойских относительно мелководных циклично построенных отложений пассивной окраины Северо-Азиатского кратона (Будников и др., 2003), где цикличность
определялась возвратно-поступательным движением береговой линии палеобассейна, трансгрессивно-регрессивный характер осадконакопления рассматриваемых бассейнов, особенно
глубоководных его частей, распознается с большим трудом. Однако все наиболее значимые
стратиграфические уровни, отражающие в главных чертах этапность развития системы бассейнов Cеверо-Восточной Азии, могут здесь быть распознаны.
Следует подчеркнуть, что седиментологические предпосылки являются одним из важных
факторов, контролирующих размещение золотого оруденения в пределах Аян-Юряхского
Материалы III Всероссийского совещания
ФАЦИАЛЬНО-СЕДИМЕНТАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ СТРОЕНИЯ
ПЕРМСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ОХОТСКОГО И АЯН-ЮРЯХСКОГО
БАССЕЙНОВ (СЕВЕРО-ВОСТОК АЗИИ)
53
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео54
антиклинория. Так, большая часть месторождений золото-кварцевой формации, в частности,
одно из крупнейших – Наталкинское, а также ряд более мелких (Родионовское), приурочены к двум основным литостратиграфическим уровням распространения турбидитов – нижнеомчакскому и верхнеродионовскому. Именно они, как показывают детальные литологостратиграфические исследования (Бяков, Ведерников, 1990), являются наиболее фациально
изменчивыми во всем пермском разрезе, что многими специалистами-рудниками (Ручкина,
1990; Буряк, Хмелевская, 1997) расценивается как один из важнейших факторов литологического контроля золотого оруденения и позволяет рассматривать этот факт в качестве одного
из главных прогнозно-поисковых критериев золотого оруденения указанного типа. Оруденение золото-сульфидно-вкрапленного типа может контролироваться литостратиграфическими
уровнями с существенно глинистой, черносланцевой седиментацией, особенно характерной
для пионерской и старательской свит, где сосредоточена основная масса сульфидов различного генезиса. Однако перспективы этого типа оруденения требуют углубленного изучения
на основе надежной стратиграфической основы и всестороннего исследования вещественноминеральных характеристик пород.
Таким образом, осуществление детального литофациального анализа отложений на основе
созданных моделей осадконакопления глубоководных пермских отложений Аян-Юряхского
бассейна позволяет осуществить региональный, а в ряде случаев и локальный прогноз золотого
оруденения разного типа. Кроме того, расшифровка геологической структуры месторождений
в районах развития дислоцированных толщ большой мощности также невозможна без детальных литолого-стратиграфических исследований и вызывает неоправданно большие затраты на
бурение и другие виды работ.
Как показали проведенные нами исследования, распределение фаций и мощностей одновозрастных пермских толщ изученных бассейнов весьма неравномерно. В то же время оно подчиняется общим закономерностям, установленным для процессов терригенного осадконакопления в переходной зоне от континента (в нашем случае – Охотского микроконтинента) к океану
(морскому бассейну). Так же как и в классическом случае (Лисицын, 1988), здесь наблюдается
два глобальных уровня осадконакопления – первый, отвечающий дельте, и второй – подножие
континентального склона. Однако в нашем случае первый глобальный уровень седиментации не
выражен в классическом виде, что, возможно, связано с отсутствием крупных речных систем,
дренировавших Охотскую сушу. Этот уровень седиментации более отвечает так называемой
обстановке линейной терригенной береговой линии (Селли, 1989), когда дельта не образуется
вследствие перераспределения поступающего обломочного материала морскими течениями.
В результате формируются достаточно сложные в плане и сечении геологические тела с довольно резкими перепадами мощностей (более чем в 2 раза на протяжении первых десятков
километров).
Наиболее ярким примером достаточно невыдержанного строения изученных пермских
толщ являются отложения второго глобального уровня осадконакопления – подножия континентального склона. Именно этот уровень вскрыт в пределах большей части Аян-Юряхского
антиклинория и изучен нами наиболее хорошо.
Особенно наглядно сказанное можно проиллюстрировать на примере строения разрезов
атканской и омчакской свит, накопившихся в течение кепитенского и первой половины вучапинского веков (гижигинское и первая половина хивачского времени). Обстановки этого
времени трактуются нами как наиболее глубоководные с неоднократными резкими флуктуациями уровня моря, что находит отражение в формировании различных гравититов, прежде
всего проксимальных и дистальных турбидитов, диамиктитов (дебритов), а также зерновых и
глинистых потоков (грейнитов и потоков тонкого илистого материала).
В частности, диамиктиты атканской свиты, образование которых связывается нами с транспортировкой в глубоководные части бассейна продуктов синхронного и субсинхронного вулканизма из пределов Охотско-Тайгоносской вулканической дуги (Бяков и др., 2010), наиболее
ярко иллюстрируют сложность процессов образования и распределения гравититов.
В мелководных обстановках осадконакопления, отвечающих собственно Охотскому массиву, диамиктиты, так же как и другие гравититы, не зафиксированы (Умитбаев, Вельдяксов,
1977). Они появляются в более глубоководных разрезах периферии Охотского массива, где
обычно слагают толщу мощностью от 300 до 500 м, впрочем, в отдельных разрезах выклинивающуюся, что было зафиксировано нами во время полевых работ и ранее отмечалось другими
геологами. Такое изменчивое строение толщи диамиктитов в ряде случаев позволяло (и позволяет) некоторым геологам (в первую очередь занимающимся поиском и разведкой золоторудных
месторождений) говорить о якобы их «астратиграфичной» природе и связывать образование
Будников И.В., Гриненко В.С., Клец А.Г. и др. Модель формирования верхнепалеозойских отложений
востока Сибирской платформы и ее складчатого обрамления // Отечеств. геология. 2003. № 6. – С. 86–92.
Буряк В.А., Хмелевская Н.М. Сухой Лог – одно из крупнейших золоторудных месторождений мира. –
Владивосток: Дальнаука, 1997. – 156 с.
Бяков А.С., Ведерников И.Л. Стратиграфия пермских отложений северо-восточного обрамления Охотского массива, центральной и юго-восточной частей Аян-Юряхского антиклинория. Препринт. – Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1990. – 69 с.
Бяков А.С., Ведерников И.Л., Акинин В.В. Пермские диамиктиты Северо-Востока Азии и их вероятное
происхождение // Вестник СВНЦ ДВО РАН. 2010. № 1. – С. 14–24.
Бяков А.С., Прокопьев А.В., Кутыгин Р.В. и др. Геодинамические обстановки формирования пермских
седиментационных бассейнов Верхояно-Колымской складчатой области // Отечеств. геология. 2005.
№ 5. – С. 81–85.
Ведерников И.Л., Бяков А.С. Некоторые литохимические особенности отложений перми и нижнего
триаса Аян-Юряхского антиклинория (Северо-Восток России) по данным трехкомпонентного (SiO2,
K2O, Na2O) анализа // Литохимия в действии: Материалы Второй всерос. школы по литохимии (Сыктывкар: 13–17 марта 2006). – Сыктывкар: Геопринт, 2006. – C. 51–52.
Лисицын А.П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакоплении в морях и океанах. – М.:
Наука, 1988. – 310 с.
Ручкина Ю.Р. Литофации золотоносных черносланцевых толщ – индикаторы среды рудообразования
// Сов. геология. 1990. № 3. – С. 32–41.
Селли Р.К. Древние обстановки осадконакопления. – М.: Недра, 1989. – 294 с.
Умитбаев Р.Б., Вельдяксов Ф.Ф. Тектоническое и металлогеническое районирование Охотского срединного массива и его обрамления // Вопросы геологии срединных массивов Северо-Востока СССР. –
Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1977. – С. 79–98.
Чумаков Н.М. Следы позднепермского оледенения на реке Колыме: отзвук гондванских оледенений
на Северо-Востоке Азии? // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1994. Т. 2. № 5. – С. 130–150.
Эпштейн О.Г. Верхнеполеозойские ледово-морские отложения бассейна истоков р. Колымы // Литология и полезн. ископ. 1972. № 3. – С. 112–127.
Материалы III Всероссийского совещания
диамиктитов то с местными центрами извержений, то даже трактовать их как мезозойские эксплозивные брекчии, чуждые пермскому разрезу.
На юго-восточном фланге Аян-Юряхского антиклинория строение толщи диамиктитов
остается в целом таким же, что и на периферии Охотского массива. На северо-восточном фланге
Аян-Юряхского антиклинория строение толщи диамиктитов становится еще более сложным.
Диамиктиты здесь появляются выше по разрезу собственно атканской свиты, полностью замещая на отдельных участках турбидитовые толщи, за счет чего создается ложное представление
о трехкратном увеличении мощности атканской свиты, появлении выдержанного «безгалькового» уровня, якобы фиксирующего потепление климата (Эпштейн, 1972; Чумаков, 1994).
Сами диамиктиты атканского уровня становятся нетипичными, материал крупной (галечной)
размерности почти полностью исчезает, в ряде случаев они полностью замещаются неслоистыми аргиллитами, что дает основание выделять здесь «безгальковый» аналог атканской свиты – осеннинскую толщу. Все это создает большие трудности при проведении геологического
картирования и в ряде случаев привело к существенным невязкам на границах листов геологических карт. Поэтому понимание закономерностей процессов образования гравититов помогает
избежать таких ошибок.
Исследования поддержаны РФФИ и ДВО РАН, проекты № 11-05-98569-р_восток, 11-05-00950
и 12-III-А-08-029.
Л.И. Ветлужских
СТРАТИГРАФИЯ КЕМБРИЯ
САЯНО-БАЙКАЛЬСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ
На территории Саяно-Байкальской горной области (СБГО) выделяются отложения всех отделов кембрия, охарактеризованных трилобитами, брахиоподами, водорослями, археоциатами и
другими органическими остатками. В настоящее время известно довольно большое количество
кембрийских разрезов, однако обнажены они неодинаково. В общем, кембрийские отложения
выходят на дневную поверхность в виде отдельных блоков или ксенолитов среди магматических
и метаморфических образований в нескольких структурно-фациальных зонах (рис. 1).
55
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео56
Рис. 1. Схема структурно-фациального районирования для нижнего палеозоя
территории Саяно-Байкальской горной области по (Язмиру, Далматову, 1975),
с измен. и дополн. автора
1 – границы зон; 2 – границы подзон; БЯЗ – Бирамьино-Янгудская зона, подзоны: Ян – Янгудская, Бр – Бирамьинская, Бм – Бамбуйская; Ц – Ципинская зона; УВЗ – Удино-Витимская зона, подзоны: Ер – Еравнинская,
Тр – Туркинская; ДЗ – Джидинская зона; ОКЗ – Окино-Китойская зона, подзоны: Ок – Окинская, Кт – Китойская;
X – Хамсаринская зона; 3 – опорные разрезы. Цифрами обозначены: 1 – бассейны рек Коокта и Иномакиткан;
2 – бассейн р. Келяна, левобережный приток руч. Аикта; 3 – бассейн р. Бамбуйка; 4 – бассейн р. Турка, правобережные притоки р. Сухая Бадота и Ямбуй; 5 – бассейн р. Забит; 6 – бассейн р. Горлык-Гол, руч. Серпентин-Горхон;
7 – бассейн р. Джида, падь Юхта
Рис. 2. Схема стратиграфического расчленения кембрийских отложений
Саяно-Байкальской горной области (Ветлужских, 2011)
Рис. 3. Схема размещения разрезов и местонахождений с фауной
в бассейнах рр. Ямбуй и Сухая Бадота. Масштаб 1 : 200 000.
Сост. Б. А. Далматов, с дополн. Л. И. Ветлужских, 2005
Для СБГО предлагается следующая схема стратиграфического расчленения кембрийских отложений (рис. 2).
Отложения верхнего кембрия впервые выделяются
в Туркинской подзоне в бассейне р. Турки, по правобережным притокам Ямбуй и Сухая Бадота (рис. 3). Автору представляется следующий стратиграфический разрез
данных отложений (снизу вверх): 1) курбинская свита
(1500–2000 м) – преимущественно известняково-доломитовая с археоциатами; 2) пановская свита, в составе
трех подсвит (1500–1800 м) – терригенно-карбонатная с
трилобитами.
Возраст курбинской свиты по комплексу археоциат
определяется в пределах: томмотский (верхи) – атдабанский ярусы раннего кембрия.
Возраст пановской свиты оценивается в пределах: ботомский ярус – поздний кембрий.
В бассейне р. Сухая Бадота и на водораздельном пространстве pек Сухая Бадота, Большая и
Малая Пановки, ключ Зумбуруки разрез пановской свиты имеет следующий вид (снизу вверх):
1. Нижняя подсвита (1000–1300 м) – конгломераты, конглобрекчии, алевросланцы, прослои
песчаников и известняков с остатками трилобитов, археоциат, водорослей, микрофитолитов.
2. Средняя подсвита (более 800 м) – нижний контакт тектонизирован: а) известняки темносерые, алевритистые, окремненные, в верхней части пачки с остатками трилобитов и микрофитолитов, мощность более 70 м; б) сланцы филлитовидные, зеленовато-серые и серые, фациально замещаются темными известняками – 140 м, зона разлома; в) известняки темно-серые,
алевритистые, с линзами и прослоями сланцев, мощность до 150 м; г) сланцы серые, розовато- и
вишнево-серые – 50 м; д) переслаивание темно-серых до черных известняков с маломощными
Рис. 4. Принципиальная схема биостратиграфического расчленения кембрийских
отложений СБГО (Ветлужских, 2011)
Материалы III Всероссийского совещания
1 – четвертичные отложения; 2 – мезозой – ендондинская свита;
3 – пановская свита; 4 – курбинская свита; 5 – андреевская свита;
6 – суванихинская свита; 7 – интрузивные образования; 8 – разломы:
а – достоверные, б – предполагаемые; 9 – местонахождения ископаемых организмов
57
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео58
прослоями вишнево-серых сланцев. В известняках содержатся трилобиты, мощность – 150 м;
е) сланцы филлитовидные зеленовато-серые (130 м); ж) известняки серые и темно-серые (до
черных), мелкозернистые, грубослоистые с остатками брахиопод, трилобитов и водорослей
(270 м). В северо-восточном направлении на водоразделе рек Большая и Малая Пановки, ключей Зумбуруки и Аэропортовский пановская свита наращивается отложениями верхнепановской подсвиты.
3. Верхнепановская подсвита (более 1200 м) характеризуется монотонным строением большей части разреза: а) серые и зеленовато-серые, темно-серые до черных грубослоистые песчаники с прослоями полимиктовых конгломератов, видимая мощность – 200 м; б) алевросланцы,
глинистые и филлитовидные сланцы темно-серые до черных, предполагаемая мощность 1000 м.
Последними работами (Минина, Катюха, Ветлужских, 2009) из разреза пановской свиты
выделена микститовая толща верхнего девона – нижнего карбона, соответствующая верхней
подсвите пановской свиты.
Таким образом, в бассейне р. Турка, по ее правобережным притокам Ямбуй и Сухая Бадота
развиты отложения верхнего кембрия (рис. 3), в которых выделяются региональные стратиграфические подразделения в ранге слоев с фауной (рис. 4).
Работы выполнены при поддержке гранта РФФИ № 12-05-00324.
Ветлужских Л.И. Трилобиты и биостратиграфия кембрийских отложений Саяно-Байкальской горной
области. Автореф. дис. ... канд. геол.-минер. наук. – Новосибирск, 2011. – 18 с.
Минина О.Р., Катюха Ю.П., Ветлужских Л.И. Новые данные о возрасте отложений Ямбуйского ксенолита (Удино-Витимская зона, Западное Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы науч. совещ. Т. 2. – Иркутск:
Изд-во Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2009. – С. 20–22.
О.Я. Гаген-Торн
СТРОЕНИЕ ПОГРАНИЧНЫХ
ВЕНДСКО-КЕМБРИЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ГЛИНТОВОЙ ОБЛАСТИ
ЮЖНОГО БЕРЕГА ФИНСКОГО ЗАЛИВА
Вендско-кембрийские отложения в области Ладожско-Балтийского глинта, протянувшегося
вдоль южного берега Финского залива, представлены алеврито-глинистой толщей, наблюдаемой в отдельных маломощных разрезах и скважинах.
Смена вендских отложений кембрийскими на принятой стратиграфической схеме Ильменской серии листов и западнее изучаемого района в классических разрезах Прибалтики характеризуется крупным стратиграфическим перерывом в основании кембрийской толщи (Менс,
Пиррус, 1971).
Значимыми объектами для понимания строения и условий седиментации пограничных
вендско-кембрийских отложений Ладожско-Балтийского глинта являются естественные обнажения на р. Черная у пос. Б. Ижора, обнажения на реках Воронка и Коваш.
В прижиме левого берега р. Черная в коренном выходе высотой около 10 м и протяженностью около 20 м наблюдаются василеостровские глины алевритистые голубые и зеленоватосерые с охристым оттенком, с горизонтальной и волнистой слоистостью, подчеркнутой прослойками алевритового материала розовато-серой окраски. На поверхностях напластования
наблюдаются ляминаритовые пленки.
В толще отмечаются прослои ожелезненных глинистых алевролитов с интракластами слаболитифицированных алевритов. Вероятно, интракласты представляют собой корки взламывания,
образовавшиеся после перерыва и уплотнения нижележащих осадков.
Минералогический состав алевритовой и пелитовой фракций полимиктовый. Среди обломочных минералов алевритовой размерности преобладают слюды – мусковит и хлоритизированный биотит, кварц и единичные зерна микроклина. В тяжелой фракции преобладают
аутигенные минералы сидерит и пирит (> 50 %), за ними следуют слюды и реже зерна магнетита, турмалина, циркона и титанита. В глинистом хлорит-каолиновом субстрате на отдельных
участках видны линзы алевритового материала. В шлифах наблюдаются ожелезненные остатки
клеток ископаемых прокариот, образующие неветвящиеся нитевидные структуры.
Материалы III Всероссийского совещания
Верхневендский возраст отложений подтверждается находками на этом обнажении в 1980-х
годах Vеndotaenia antiqua Gnilovskaya, определенными М.Б. Гниловской (ПИН РАН).
Разрез по седиментологическим признакам сопоставим с разрезом скважины, пробуренной
во дворе ВСЕГЕИ (б. Геолком), приведенным М.Э. Янишевским (1939).
Вышележащая алеврит-глинистая толща верхнего венда, относимая к воронковской свите
и протягивающаяся в западном направлении до северной Эстонии, обнажена в приустьевой
части р. Воронка.
В естественном обнажении протяженностью около 3 м наблюдаются (снизу вверх):
1. Песчаник среднезернистый серый кварц-полевошпатовый с неясной косой слоистостью
и миллиметровыми железистыми вкраплениями (ниже уреза воды).
2. Голубые глины тонко-волнистослоистые c ляминаритовыми пленками на поверхностях
напластования (аналогичные наблюдаемым в ижорском разрезе) и линзовидным прослоем голубовато-серого мелкозернистого песчаника (на уровне уреза воды). Видимая мощность 1 м. На
этом уровне М.В. Леоновым (ПИН РАН) в восьмидесятые годы обнаружены остатки Vеndotaenia
antiqua Gnilovskaya.
Выше уровня уреза воды в расчистках вскрыты:
3. Глины табачно-серые плотные с охристыми пленками на поверхностях напластования,
1 м.
4. Алевролиты голубовато-серые песчанистые, около 1 м.
5. Сантиметровое переслаивание серых плотных глин, голубовато-серых алевролитов со
скорлуповатой отдельностью и песчаников, 1,7 м.
6. Песок глинистый палево-розоватого оттенка с сантиметровыми прослоями светло-серых
среднезернистых песчаников, ожелезненных на поверхности напластования, 1,5 м.
Верхняя часть прижима скрыта оползнем. В 30 м выше по реке еще одно обнажение протяженностью около 20 м с закрытым оползнем основанием (около 5 м). По литолого-стратиграфическим признакам можно предположить, что закрытая оползнем часть разреза наращивается
вышеописанным разрезом.
Выше оползня расчистками вскрыты:
7. Неравномерное дециметровое переслаивание глин голубовато-серых алевритистых с ячеистыми разрушенными конкрециями марказита и серых с охристыми примазками алевролитов,
около 5 м.
8. Глины пестроокрашенные голубых, фиолетовых и желтых оттенков с горизонтальноволнистой прерывистой слоистостью содержат линзовидные песчаные прослойки. В кровле
прослой ярко-желтых вязких глин (5 см), хорошо прослеживающийся по обнажению и задокументированный в скважине, пробуренной в устье р. Воронка. В этом прослое обнаружен
лепидокрокит, 0,8 м.
9. Пески среднезернистые и алевриты белесые кварцевые мелкозернистые глинистые с тонкими сантиметровыми линзовидными пропластками лимонитизированных песчаников, 4,5 м.
Пески перекрыты четвертичными валунными суглинками темно-коричневого цвета.
Найденные в ляминаритовых глинах в основании разреза остатки Vеndotaenia antiqua
Gnilovskaya указывают на принадлежность отложений к верхней подсвите василеостровской
свиты котлинского горизонта.
Наращивающие разрез пестроокрашенные алеврито-глинистые отложения узнаваемы
в описаниях керна скважин, пробуренных в устье р. Воронка и в среднем течении р. Коваш,
и традиционно отнесены к воронковской свите верхнего венда.
Вышележащая (доордовикская) часть разреза в исследуемом районе не вскрыта. По данным
бурения, в черте г. Ломоносов (в 44 км восточнее исследуемого района) на серых верхневендских глинах залегают слабосцементированные пески, глины и песчаники ломоносовской свиты
нижнего кембрия.
Вышележащие отложения, отнесенные предшественниками к «синим» кембрийским глинам и внешне очень похожие на воронковские, наблюдались в разрозненных мелких коренных
выходах (до 2 м мощностью) в 22 км на восток от разрезов воронковской свиты на р. Воронка
в среднем течении р. Коваш.
Глины залегают моноклинально с пологим падением на юго-восток в сторону погружения
северо-западного крыла Московской синеклизы под углами 9–12°.
Голубые пластичные и плотные глины характеризуются неясной слоистостью, раковистым
и скорлуповатым изломом и присыпками слюдистого материала по напластованию. Ближе к
урезу воды голубая окраска становится интенсивнее. В отдельных прослоях появляется зеленоватый оттенок за счет глауконита, наблюдаемого в шлифах и приуроченного к алевритовым
59
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео60
пропласткам в глине. На поверхностях напластования наблюдаются ожелезненные, похожие
на ляминаритовые, пленки и охристые пятна. В одном метре от подошвы прослеживается прослой (3–5 см) голубовато-серых мелкозернистых песчаников с тонкой горизонтальной слоистостью (мм), подчеркнутой темно-серыми прослойками. Поверхности напластования песчаника
покрыты ожелезненными пленками, участками наблюдаются знаки ряби течения, ветвистой,
мелкой, с высотой гребней до 2 мм
Среди основных минералов преобладают кварц, гидрослюды, зеленый биотит (вероятно,
хлоритизированный), редкие зерна полевых шпатов. В глинистой фракции преобладают гид­
рослюды, каолинит, хлорит, в незначительных количествах смешаннослойный иллит–смектит.
Спорадически в тонкозернистой глинистой массе встречаются крупные зерна кварца, глауконита, полевого шпата, пирита. В тяжелой фракции наблюдаются титанистые минералы,
эпидот и циркон. В глинах А.Ю. Иванцовым обнаружен Sabellidites cambriensis Janischevskii
кембрийского возраста.
Присутствие глауконита позволяет провести детальные изотопно-геохимические исследования глин. Так, например, по данным Е.Б. Андерсона и др. (2006) калий-аргоновым методом
для глауконитов определен абсолютный возраст нижнекембрийских глин как 530–590 млн лет.
По результатам силикатного анализа проб, отобранных из глин и алевролитов василеостровской, воронковской и ломоносовской свит, химический состав отложений стабилен. Несколько
превышающее кларковое содержание Fe до 5,56 % в глинах воронковской свиты, вероятно,
связано с гипергенными процессами. Дифрактограммы глин василеостровской, воронковской
и ломоносовской свит имеют схожий облик.
По совокупности литологических признаков и повышенному содержанию железа, присутствию лепидокрокита формирование алевро-глинистых отложений происходило в лагунных
условиях, в периодически пересыхающих водоемах. Каолинит свидетельствует о гидрослюдис­
том составе глин, а присутствие остатков клеток ископаемых прокариот может указывать на
умеренно гумидный климат.
В кембрийское время условия осадконакопления немного изменились – бассейн стал открытым подвижным мелководьем, о чем свидетельствует появление песчаных прослоев с глау­
конитом.
В целом облик и состав алеврито-глинистых толщ верхневендского (котлинского) и нижнекембрийского возраста очень схож, и скорее всего условия осадконакопления в верхнем венде –
нижнем кембрии были стабильны. Значительного перерыва в осадконакоплении в исследуемом
районе на границе венда и кембрия, вероятно, не было.
Андерсон Е.Б., Савоненков В.Г., Шабалев С.И. Перспективы создания подземных могильников
РАО в нижнекембрийских глинах Ленинградской области. – СПб., 2006. Т. ХI (Труды Радиевого ин-та
им. В. Г. Хлопина).
Менс К.А., Пиррус Э.А. О стратиграфии пограничных слоев венда и кембрия на северо-западе Русской
платформы // Изв. АН СССР. Сер. геол. № 11. 1971. – С. 93–103;
Янишевский М.Э. Кембрийские отложения Ленинградской области // Ученые записки ЛГУ. Серия
географ. наук. № 25. Вып. I. – Л.: ЛГУ, 1939. – С. 4–31.
В.Г. Ганелин
ПОЗДНИЙ ПАЛЕОЗОЙ СЕВЕРО-ВОСТОКА АЗИИ:
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ БИО- И СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА
Позднепалеозойский морской бассейн Северо-Востока Азии занимал площадь свыше
2 500 000 км2. Совместно с Таймырским он составлял биогеографически и седиментологически
целостную систему бассейнов – Таймыро-Колымскую палеогеографическую область. Основные черты палеогеографии, био- и седиментогенеза области обусловлены деструкцией континентального шельфа, широко проявившейся ещё в середине раннего карбона и определившей
общий палеогеографический рисунок системы бассейнов позднего палеозоя. По особенностям
седиментогенеза и характеру биоты в пределах Северо-Востока Азии выделяются три палеогеографические области: Верхояно-Охотская, Колымо-Омолонская, Новосибирско-Чукотская.
При значительной общности позднепалеозойской биоты имеются определённые особенности
Материалы III Всероссийского совещания
в седиментогенезе этих геохорий, а на отдельных стратиграфических интервалах выявляются и
различия в составе бентоса, особенно это касается Новосибирско-Чукотского региона.
Верхояно-Охотская область представляла собой пассивную окраину материка Ангариды,
где накапливались мощные толщи терригенных осадков, образованные проградирующими конусами выноса крупных рек. Новосибирско-Чукотская область отвечает окраинным бассейнам
Гипербореи (Арктиды). Располагающаяся между ними Колымо-Омолонская область, наиболее
удалённая от источников сноса, сочетает в себе мелководные фации срединных поднятий и
глубоководные образования обрамляющих их погруженных зон.
Позднепалеозойский седиментогенез территории имеет регионально черносланцевый
характер. Определяется широким и сплошным по разрезу распространением углеродистых,
глинистых, углеродисто-кремнистых, пеплово-кремнистых отложений, местами марганцевоносных, повсеместно сульфидоносных. Отмеченные особенности увязывались автором с низкотемпературными гидротермами, обусловившими формирование высокоуглеродистых, существенно кремнистых, сульфидоносных осадков, формировавшихся в бассейне эвксинного типа
(Ганелин, 1997).
С черносланцевыми толщами тесно ассоциируют аутигенные карбонаты. Слагают как отдельные биогермы и биостромы внутри чёрносланцевых серий, так и толщи известняков значительной мощности, замещающие черносланцевые серии по простиранию и широко распространённые в Колымо-Омолонском и Новосибирско-Чукотском регионах. В пределах мелководных
фаций срединных поднятий (Омолонский массив, Приколымье) к этим карбонатам приурочено
наибольшее разнообразие раковинного бентоса, что позволяет рассматривать эти карбонатные
экосистемы центрами расселения соответствующих сообществ. Изучение изотопии карбонатов,
их макро-, микро- и ультрамикроструктур позволило выявить их микробиальную природу.
Карбонаты среднего карбона – первой половины ранней перми пользуются незначительным распространением, слагая разобщённые маломощные биостромы и биогермы среди черносланцевых пород. Б.В. Покровский установил, что породы имеют низкие значения δ18О – от
12,5 до 15,9 ‰, что возможно связать с предположением о необычно интенсивном флюидном
режиме, протекавшем в условиях гидротермальной активности. При этом карбонаты аномально
обогащены лёгким изотопом – δ13С от –9,4 до –26,4 ‰, что свидетельствует о значительном
присутствии в их составе биогенного карбоната.
Широкое распространение карбонатов средней–поздней перми связано с трансгрессией,
начавшейся в конце раннепермского времени. Карбонатные корки, биогермы, биостромы, так
же как и нормально пластующиеся известняки, распространены повсеместно. Представлены
очень тонкослоистыми породами, зловонными, с резким запахом сероводорода, часто насыщены тонкодисперсным пиритом, местами битуминозны. Мощность слагаемых ими толщ
достигает местами 400 м. Особенности микроструктуры этих пород – сложены мельчайшими
призмочками кальцита – породило ошибочное мнение об их обломочной природе. Считалось,
что породы состоят из дезинтегрированных призм раковинного слоя иноцерамоподобных
моллюсков – «колымиевые известняки». Детальные исследования соответствующих структур с
несомненностью показали аутигенность этих пород и их микробиальную природу. Изотопный
состав карбонатов, в отличие от раннепермских пород, характеризуется «нормально морскими»
для пермского периода значениями в δ13C = 4,1 ± 1,4 ‰ и широкими вариациями в δ18О =
= 15,5–28,8 ‰. Характер латерального распределения соответствующих толщ позволяет полагать, что карбонаты формировались, по-видимому, на разных уровнях стратифицированного
бассейна как в пределах фотической, так и в афотической зоне. Можно думать, что их происхождение связано с жизнедеятельностью неких гипотетических прокариот, фиксирующих
морской карбонат, строгих анаэробов, но факультативных фото-хемоавтолитотрофов. Можно
предположить наличие здесь консорциума из фотосинтезирующих анаэробных серных бактерий и архей. Адаптационная стратегия последних, как известно, позволяет им распространиться по всей толще океанских вод.
Не меньший интерес, чем рассмотренные карбонаты черносланцевых серий, представляет собой другой член этих серий – позднепермские микститы, образующие пояс в пределах
окраины Ангариды от Южного Верхоянья до Северного Приохотья. Другой пояс этих пород
обрамляет южную и юго-восточную окраины Омолонского массива. В Верхоянье и Приохотье
микститы приурочены к мощным (до 1500 м) глинисто-сланцевым комплексам пассивной окраины Ангарского континента. Здесь породы являются рудовмещающими для крупных и очень
крупных золотых месторождений штокверкового типа. На Омолонском массиве мощность
толщ, вмещающих аналогичные породы, составляет 30–60 м, увеличиваясь до 200–300 м в его
краевых частях и районах, пограничных с Гижигинским прогибом. Особенностью пород являет-
61
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео62
ся их тиллитоподобный облик – песчаный, гравийно-галечный и валунный материал хаотично
рассеян в темно-сером и чёрном глинисто-алевритовом, как правило, неслоистом матриксе,
имеющим часто характерную концентрически-скорлуповатую отдельность. Другой особенностью пород является преимущественно вулканогенный характер обломков андезито-дацитового, реже липаритового состава. Светлые, разрушенные и изменённые обломки вулканогенных
пород, разбросанные в тёмном матриксе, придают породам рябой облик, что и послужило их
именованию в полевом геологическом сленге «рябчиками». Менее распространены, но известны, аналогичные породы и в среднем карбоне. Существуют различные взгляды на природу
этих образований. Они рассматривались и как ледниково-морские отложения, и как продукты
разрушения гипотетических вулканических поясов и дуг (Бяков и др., 2010; Устрицкий, 1975).
Ряд особенностей распространения, состава и морфологии этих образований позволяет
предположить их вероятную принадлежность к классу флюидно-эксплозивно-грязевых систем.
Сочетание бактериальных карбонатов и продуктов мощного грязевого вулканизма, являющихся
продуктом разгрузки глубинных флюидов, широко распространено в аноксидных обстановках
современных внутренних и океанических бассейнов и описано в ряде работ последних десятилетий (Блинова, 2006; Леин, 2004).
Черносланцевая «аномальность» позднепалеозойского седиментогенеза Северо-Востока
вполне корреспондируется со своеобразием его позднепалеозойской бентосной биоты. Последняя, как известно, резко обеднена таксономически и весьма эндемична. Причину этого
обычно видят в её высокоширотном положении и холодноводности. Однако ранее автором
было показано, что ареалы распространения так называемых бореальных, холодноводных фаун
не согласуются с этими представлениями. Вместе с тем была выявлена тесная корреляция появления соответствующих сообществ с процессами рифтогенеза и заложением глубоких черносланцевых бассейнов (Ганелин, 1997). Вещественный состав позднепалеозойских комплексов на
Северо-Востоке Азии, также как и характер биотопов позднепалеозойского бассейна, наводит
на предположение о том, что определяющую роль в формировании осадков и населения этого
бассейна играли процессы, связанные с глубинной дегазацией недр. Последняя проявилась,
по-видимому, как в виде высачиваний холодных флюидов (сипов), приуроченных к региональной системе разломов (трещин), так и в эксплозивно-грязевой форме, связанной с коровыми
градиентами. Результатом явился интенсивный вынос восстановленных соединений, в первую
очередь метана и сероводорода, определивших экологию бассейна.
Приуроченность наибольшего разнообразия бентоса к толщам бактериальных карбонатов
даёт основания думать, что своеобразие соответствующей биоты имеет не климатическую, а
трофическую природу. Сформировавшиеся здесь восстановленные биомы представляют собой
симбиоз его обитателей с аноксидными хемо-метанотрофными и фототрофными прокариотами. При этом наиболее специализированные формы, такие как иноцерамоподобные моллюски,
достигавшие гигантских размеров, являлись, по-видимому, эндосимбионтами.
Рассмотренные особенности позднепалеозойского био-седиментогенеза не ограничиваются
Северо-Востоком Азии. Аналогичные сообщества и биотопы фрагментарно присутствуют в
обширном Памиро-Гималайском поясе, Внутренней Монголии, Российском Приморье. Но
наиболее яркие аналоги представлены в Южном полушарии, в позднепалеозойских отложениях Гондваны. Глобальное распространение подобных биотопов даёт основания предполагать
глобальный характер позднепалеозойской глубинной дегазации и связанную с ней деструкцию
земной коры. Результатом явилось формирование позднепалеозойских сульфидных бассейнов
и свойственной им сульфидной биоты, что и определило биогеографическое своеобразие позднепалеозойской биосферы.
Подготовлено при финансовой поддержке РФФИ, проект №11-05-00950.
Бяков А.C., Ведерников И.Л, Акинин В.В. Пермские диамиктиты Северо-Востока Азии и их вероятное
происхождение // Вестник СВНЦ ДВО РАН. 2010. № 1. – С. 14–24.
Блинова В.Н. Состав и происхождение углеводородных флюидов в грязевых вулканах залива Кадис.
Автореферат дисс. ... канд. геол.-минер. наук. – М., МГУ, 2006. – 30 с.
Ганелин В.Г. Бореальная бентосная биота в структуре позднепалеозойского мирового океана // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1997. № 3. – С. 29–42.
Леин А.Ю. Аутигенное карбонатообразование в океане // Литология и полезн. ископ. 2004. № 1. –
С. 3–35.
Устрицкий В.И. История развития Северо-Востока СССР в позднем палеозое // Верхний палеозой
Северо-Востока СССР. – Л.: НИИГА, 1975. – С. 54–75.
М.Р. Геккер
Предлагаемая схема корреляции турнейских и визейских отложений Подмосковного, Донецкого и Динантского бассейнов представлена в таблице. Данные о распространении упоминаемых ниже таксонов приведены в публикациях Н.П. Василюк (1960), М.Р. Геккер (Hecker,
2002), Т.А. Добролюбовой (1958), Л.Ф. Кузиной и В.И. Полетаева (1991), М.Х. Махлиной с
соавторами (1993), В.И. Полетаева с соавторами (Poletaev et al., 1990), Е.Д. Сошкиной (1960),
В.В. Огаря (Ogar, 2010) и в ряде других.
В Подмосковном бассейне комплекс спор нижней части купавнинской свиты отвечает нижней части зоны VI, сопоставляемой с конодонтовой зоной lower sulcata. Отмеченные в малевской
свите ругозы Siphonophyllia ex gr. cylindrica предполагают корреляцию с подзоной RC1β. В чернышинской подсвите присутствуют фораминиферы Spinoendothyra spinosa и Tournayella discoidea
(индекс-таксоны зоны Cf2), а также ругозы Sychnoelasma konincki и Cyathoclisia (индекс-таксоны
зоны RC3). Комплекс ругоз верхней части богородицкой подсвиты включает Siphonodendron
junceum и Lithostotion maccoyanum (виды-индексы подзоны RC7β). Виды-индексы основания
верхнего варнантия (бригантия) известны из основания алексинской свиты (споры Tripartites
vetustus) и нижней ее части (фораминиферы Loeblichia ukrainica и ругозы Lonsdaleia floriformis);
в верхней части свиты отмечены фораминиферы Janishewskina (индекс-таксон верхней части
подзоны Cf6δ).
Присутствие комплекса однокамерных фораминифер в нижней части базалиевской свиты Донецкого бассейна и ругоз Conilophyllum в ее средней части предполагает корреляцию с
зонами MFZ 1–MFZ 2. Присутствие Chernyshinella glomiformis и Laxoendothyra parakosvensis в
комплексе фораминифер каракубской свиты предполагает корреляцию с зоной MFZ 3, присутствие Tuberendothyra tuberculata и ругоз Cyathoclisia и Keyserlingophyllum в волновахской свите – корреляцию с зоной MFZ 4 и нижней частью зоны RC3. Комплекс фораминифер зоны Td
карповской свиты включает Carbonella, Planoendothyra, Spinoendothyra, Inflatoendothyra и Dainella,
что предполагает корреляцию с зоной MFZ 6. Присутствие Eoparastaffella и двустворчатых моллюсков Levitusia humerosa в основании зоны Va карповской свиты позволяет сопоставить этот
уровень с основанием зоны MFZ 8 (Avins Event). Скелеватская свита характеризуется молиньясским комплексом фораминифер: ее основание коррелируется с основанием визейского
яруса по появлению Eoparastaffella simplex, присутствие Eoendothyranopsis donica в зонах Vb–Vc
предполагает корреляцию с верхней частью зоны MFZ 9, присутствие Globoendothyra numerabilis
в подзоне Vd1 – с 13 Mamet Zone, присутствие Uralodiscus rotundus и Paraarchaediscus в Vd2 –
с зоной MFZ 11.
Комплекс аммонитов основания стыльской свиты, включающий Bollandites donetsensis,
B. mediocris, Bollandoceras stylensis и Dimorphoceras sp., отвечает зоне upper Bollandites – Bollandoceras
(верхний ливий). Комплекс фораминифер верхней части стыльской – нижней части донецкой свит включает индекс-таксоны подзоны Cf6α-γ (15 Mamet Zone, нижний варнантий):
Vissariotaxis, двустенные Palaeotextularia, Globoendothyra globulus и примитивные Howchinia. Основание подзоны Vf2 сопоставляется с основанием бригантия благодаря присутствию Tripartites
vetustus; в этой же подзоне отмечены характерные для бригантия Goniatites aisenvergi, Loeblichia
ukrainica и Janishewskina. Комплекс ругоз донецкой свиты отвечает верхнему асбию – нижнему
бригантию; комплекс ругоз межевской свиты, включающий Corwenia rugosa и Orionastraea aff.
prerete, отвечает более высоким уровням бригантия.
Далеко не все индекс-таксоны, установленные в стратотипической местности, могут быть
использованы для корреляции с Подмосковным и Донецким бассейнами. Так, Chernyshinella
glomiformis и Palaespiroplectammina tchernyshinensis отмечены в Подмосковном бассейне на более
высоком уровне, в нижней части чернышинской свиты; в Донецком бассейне P. tchernyshinensis
появляется в основании волновахской свиты. Prochernyshinella disputabilis (вид-индекс зоны
MFZ 3) появляется в Донецком бассейне на более низком уровне, в средней части базалиевской свиты. Ругозы Caninophyllum появляются в Подмосковном бассейне в упинской свите – на
Материалы III Всероссийского совещания
ОСНОВНЫЕ ПРОБЛЕМЫ КОРРЕЛЯЦИИ
ТУРНЕЙСКИХ И ВИЗЕЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ (НИЖНИЙ КАРБОН)
ПОДМОСКОВНОГО И ДОНЕЦКОГО БАССЕЙНОВ
СО СТРАТОТИПИЧЕСКОЙ МЕСТНОСТЬЮ (БЕЛЬГИЯ)
63
Корреляция турнейских и визейских отложений
Подмосковного и Донецкого бассейнов со стратотипической местностью (Бельгия)
ПОДМОСКОВНЫЙ
RC9
MFZ 15
RC8
β
MFZ 14
α
MFZ 13
MFZ 10
MFZ 6
γ
β
MFZ 4
RC2
Ve
Vd
Vc
γ
MFZ 2
f1
e2
β
чернышинская
подсвита
агеевская
подсвита
d1
d2
Td
c2
волновахская
св.
упинская св.
малевская св.
MFZ 1
α↓
d2
Vb
Tc
c1
каракубская св.
RC1
α’-α’’
↓
стыльская св.
f2
d1
MFZ 3
Cf1
Астье
Hastarian
Астье
Hastarian
β
Vf
Va
нижняя
пачка
черепетская св.
γ
донецкая св.
RC3
Ивуар
Ivorian
Ивуар
Ivorian
α
α
←
верхняя
пачка
глубоковская св.
RC4
β1
MFZ 7
MFZ 5
Vg
бобриковская св.
MFZ 9
α1
Cf2
межевская св.
e1
RC5
MFZ 8
Cf3
подсвита
Sa↑
RC6
β2
α2
подсвита
щекинская
самарская св.
Tb в.
β
тарусская св.
веневская св.
михайловская св.
алексинская св.
ольховецкая
богородицкая
Полетаев и др. (1990)
скелеватская св.
γ-δ
MFZ 11
Махлина и др. (1993)
купавнинская св.
Tb
базалиевская
св.
Tb нижн.
MFZ 16↑
MFZ 12
α
64
Poty et al. (2006)
карповская св.
α-β
Cf5
ДОНЕЦКИЙ БАССЕЙН
(ЮЖНАЯ ЧАСТЬ)
тульская св.
Cf6
γ1
Cf4
Молиньясий
Moliniacian
Ливий
Livian
Молиньясий
Moliniacian
ВИЗЕЙСКИЙ ЯРУС
Варнантий
Warnantian
γ2
БАССЕЙН
RC7
Poty et al.
(2006)
Conil
et al.
(1990)
Conil
et al.
(1990)
Cf7↑
δ
ТУРНЕЙСКИЙ ЯРУС
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
ДИНАНТСКИЙ БАССЕЙН
Василюк Н.П. Нижнекаменноугольные кораллы Донецкого бассейна. – Киев: Наукова Думка, 1960. –
179 с.
Добролюбова Т.А. Нижнекаменноугольные колониальные четырехлучевые кораллы Русской платформы // Тр. ПИН АН СССР. 1958. Т. 70. – 224 с.
Кузина Л.Ф., Полетаев В.И. Новые визейские аммоноидеи Донбасса и Днепровско-Донецкой впадины // Палеонтол. журн. 1991. № 3. – С. 35–45.
Махлина М.Х., Вдовенко М.В., Алексеев А.С. и др. Нижний карбон Московской синеклизы и Воронежской антеклизы. – М.: Наука, 1993. – 219 с.
Сошкина Е.Д. Турнейские кораллы Rugosa и их взаимоотношения с девонскими / Ред. В.А. Варсанофьева // Сборник трудов по геологии и палеонтологии. – Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1960. –
С. 272–329.
Conil R., Groessens E., Laloux M. et al. Carboniferous guide Foraminifera, corals and conodonts in the
Franco-Belgian and Campine Basins: their potential for widespread correlation // Cour. F.-I. Senkenberg. 1990.
Vol. 130. – P. 15–30.
Hecker M.R. Correlation of the Dinantian of the East European Platform and Urals with the type area
(Belgium) // Canadian Soc. Petrol. Geol. Mem. 2002. N 19. – P. 51–78.
Menning M., Alekseev A.S., Chuvashov B.I. et al. Global time scale and regional stratigraphic reference scales
of Central and West Europe, East Europe, Tethys, South China, and North America as used in the DevonianCarboniferous-Permian Correlation Chart 2003 (DCP 2003) // PPP. 2006. Vol. 240. N 1–2. – P. 318–372.
Ogar V.V. New data on the Carboniferous corals of the Donets Basin // Palaeoworld. 2010. Vol. 19. –
P. 284–293.
Poletaev V.I., Brazhnikova N.E., Vasilyuk N.P. et al. Local zones and major Lower Carboniferous
biostratigraphic boundaries of the Donets Basin (Donbass), Ukraine, U.S.S.R. // Cour. F.-I. Senkenberg. 1990.
Vol. 130. – P. 47–59.
Poty E., Devuyst F.-X., Hance L. Upper Devonian and Mississippian foraminiferal and rugose coral zonations
of Belgium and Northern France: a tool for Eurasian correlations // Geol. Mag. 2006. Vol. 143. – P. 829–857.
Материалы III Всероссийского совещания
более низком уровне, чем основание зоны RC3; Sychnoelasma появляется в Донецком бассейне
в подзоне Td2 – на более высоком уровне, чем в Западной Европе и в Подмосковном бассейне.
Gnathodus bilineatus, известный со среднего асбия, появляется в Подмосковном и Донецком
бассейнах на более высоких уровнях – в верхней части тульской свиты и в средней части донецкой свиты.
При корреляции нижнекаменноугольных отложений Центральной России и Донецкого
бассейна с Западной Европой М. Меннингом и его соавторами (Menning et al., 2006) не были
учтены многие данные о распространении индекс-таксонов фораминифер и гониатитов; распространение индекс-таксонов спор и кораллов также не было принято во внимание. В результате возраст большинства региональных подразделений был существенно занижен.
В.Н. Глинский
РАСПРОСТРАНЕНИЕ ЖИВЕТСКИХ ПСАММОСТЕИД
В ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ГЛАВНОГО ДЕВОНСКОГО ПОЛЯ
На территории восточной части Главного девонского поля (ГДП) естественные выходы
пород живетского яруса сосредоточены в пределах Псковской и Ленинградской областей.
Наиболее крупные обнажения протягиваются вдоль рек Лемовжа, Луга, Ящера, Оредеж,
Плюсса, Гдовка, Еглина и их притоков (рисунок). В связи с неопределенным положением
верхней границы живетского яруса (Esin et al., 2000; Mark-Kurik, 2000; Ivanov, Lebedev, 2011)
здесь приводятся данные только по арукюласкому, буртниекскому и гауйскому горизонтам.
В общих чертах вопрос распространения живетских псаммостеид ГДП был освещен в монографии Д.В. Обручева и Э.Ю. Марк-Курик (1965), однако данные в большей степени касались
западной части ГДП (Латвия, Эстония), где на тот момент было известно больше местонахождений, богатых материалом по псаммостеидам. Позже также для западной части ГДП
(Латвия, Эстония, Белорусь) Э.Ю. Марк-Курик (Mark-Kurik, 2000) был проведен анализ распространения среднедевонских позвоночных, включающий в себя живетские псаммостеиды. Основываясь на публикациях (Обручев, Марк-Курик, 1965; Аверьянов, 1990; Ivanov et al.,
2005; Ivanov, Glinskiy, 2011; Ivanov, Lebedev, 2011; Глинский, 2012) и результатах пересмотра
65
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
Карта местонахождений
живетских псаммостеид восточной части
ГДП, цифрами обозначены местонахождения (номера в тексте), фигурами – зоны по
бесчелюстным
66
коллекций музеев, уточнен таксономический состав и распространение
живетских псаммостеид в восточной
части ГДП.
В арукюласком горизонте выделяются две зоны по бесчелюстным:
Pycnosteus palaeformis и Pycnosteus pauli
(Mark-Kurik, 2000). В пределах нижней зоны Pycnosteus palaeformis встречаются следующие таксоны: Schizosteus
striatus (Осьмино (1) (цифрами обозначены местонахождения на карте) на
р. Саба; Хилок (2) на р. Луга; родник
Хотнежа у р. Лемовжа (3); Сиверская (4), Белогорка (5), Новосиверская (6) на р. Оредеж; Химози (7) у
г. Гатчина; Боровня на р. Боровенка
(29)), Schizosteus asatkini (Твердять (8)
на р. Луга; Кропивна (9) на р. Плюсса; Химози у г. Гатчина), Schizosteus
cf. asatkini (Осьмино на р. Саба; родник Хотнежа у р. Лемовжа; Сиверская, Новосиверская на р. Оредеж),
Tartuosteus giganteus (Псоедь (10), Осьмино на р. Саба; Хилок и Клескуши
(12) у р. Луга; Сиверская, Новосиверская на р. Оредеж; Зайцево (11); Лядинки на р. Вейенка (30)), Pycnosteus
palaeformis (Осьмино на р. Саба; родник Хотнежа у р. Лемовжа; Твердять, Клескуши, Старицы
(13), Кабацкий ручей (14), Муравейно (15) на р. Луга; Рождествено (16), Сиверский ручей (17),
Сиверская, Новосиверская, Белогорка, Вырица (18) на р. Оредеж; Зайцево; р. Орлинка (19));
Psammolepis proia (Псоедь на р. Саба; Сиверский ручей, Сиверская, Белогорка, Зеленая Гора
(20) на р. Оредеж; Зайцево; р. Орлинка). В верхней зоне Pycnosteus pauli встречаются Schizosteus
striatus (р. Долгая (21); правый берег р. Лемовжа у Хотнежи (22)), Tartuosteus cf. giganteus (Еврейно (23) на р. Гдовка), Pycnosteus pauli (р. Долгая; правый берег р. Лемовжа у Хотнежи; Еврейно
на р. Гдовка), Ganosteus artus (Еврейно на р. Гдовка), Psammolepis proia (Еврейно на р. Гдовка).
В буртниекском горизонте в западной части ГДП выделяются зоны Pycnosteus tuberculatus
и Psammolepis abavica (Mark-Kurik, 2000), граница между которыми в восточной части пока не
прослеживается. В пределах буртниекского горизонта на восточной части ГДП встречаются
Tartuosteus maximus (карьер Новинка (24)), Pycnosteus tuberculatus (р. Кемка (25); карьер Новинка; Нестерково (26) на р. Оредеж; Теппо у р. Еглина (27)); Ganosteus stellatus (р. Кемка; карьер
Новинка; Нестерково на р. Оредеж; Теппо у р. Еглина), Psammolepis abavica (карьер Новинка;
Нестерково на р. Оредеж), Psl. sp. (Теппо у р. Еглина), Psammosteus bergi (карьер Новинка; Теппо
у р. Еглина).
Гауйскому горизоту в западной части ГДП по бесчелюстным отвечает зона Psammolepis
paradoxa. На территории Ленинградской области аналоги горизонта часто представлены пустыми толщами (Долговка на р. Ящера; Толмачево и карьер Зеленое озеро на р. Луга; частично
Бор на р. Оредеж (устное сообщение А.О. Иванова)). В Псковской области отложения горизонта вскрыты в Печорском карьере (28), где встречены многочисленные остатки Psammolepis
alata. Также, вероятно, к гауйским псаммостеидам следует отнести Ganosteus stellatus (Бор на
р. Оредеж (31)), чьи переотложенные остатки встречаются в аматском горизонте (Mark-Kurik,
1968; Glinskiy, 2011).
Комплексы живетских псаммостеид разных частей ГДП существенно различаются между собой (таблица). Так на территории восточной части ГДП в зоне Pycnosteus palaeformis присутствует Schizosteus asatkini. Не наблюдается характерного для Латвии и Эстонии арукюлаского вида
Tartuosteus? luhai. Количественно в отложениях арукюлаского горизонта преобладают остатки родов Pycnosteus и Psammolepis. В буртниекском горизонте на восточной части ГДП граница между
зонами по бесчелюстным пока не прослеживается, Psammolepis abavica встречается в комплексе
с Tartuosteus maximus, Ganosteus stellatus и Psammosteus bergi, количественно преобладают остатки
Pycnosteus, Ganosteus, Psammosteus. Отложения гауйского горизонта восточной части ГДП бедны
фауной, из псаммостеид присутствуют Ganosteus stellatus, Psammolepis alata.
Аверьянов А.О. Новое местонахождение среднедевонских позвоночных в Ленинградской области. –
СПб., 1990. Т. 213. – С. 4–15 (Труды ЗИН РАН).
Глинский В.Н. Новые данные по псаммостеидным бесчелюстным из арукюлаского горизонта (средний девон) Ленинградской области // Палеонтология и эволюция биоразнообразия в истории Земли
(в музейном контексте): Сб. науч. работ. – М.: ГЕОС, 2012. – 150 с.
Обручев Д.В., Марк-Курик Э.Ю. Псаммостеиды (Agnatha, Psammosteidae) девона СССР. – Таллинн:
Ин-т. геол. АН ЭССР, 1965. – 305 с.
Esin D., Ginter M., Ivanov A. et al. Vertebrate correlation of the Upper Devonian and Lower Carboniferous
on the East European Platform // Cour. Forsch.-Inst. 2000. Vol. 223. – P. 341–359.
Glinskiy V. Psammosteid agnathans from the Amata Regional Stage of the Oredezh River Basin, Leningrad
Region // The Eighth Baltic Stratigraphical Conference. Abstracts. 2011. – P. 23.
Ivanov A., Glinskiy V. Vertebrate assemblage from the Burtnieki Regional Stage (Givetian) of Leningrad region
// Biostratigraphy, Paleogeography and Events in Devonian And Lower Carboniferous in memory of E. A. Yolkin.
Contributions of international conference. 2011. – P. 55–56.
Ivanov A., Lebedev O. Devonian Vertebrate Localities in the Luga River Basin (Leningrad Region, Russia).
Guidebook for the field trip. – St. Petersburg, 2011. – 37 p.
Ivanov A., Zhuravlev A., Stinkulis G. et al. Devonian sections of North-West of East European Platform.
Guidebook of the post-conference field trip. – St. Petersburg: Publishing House, St. Petersburg State University,
2005. – 74 p.
Mark-Kurik E. New finds of psammosteids (Heterostraci) in the Devonian of Estonia and Latvia // Proceedings
of the Estonian Academy of Sciences, Chemistry. Geology. 1968. N 17 (4). – P. 409–424.
Mark-Kurik E. The Middle Devonian fishes of the Baltic States (Estonia, Latvia) and Belarus // Cour.
Forsch.-Inst. 2000. Vol. 223. – P. 309–324.
Материалы III Всероссийского совещания
Комплексы живетских псаммостеид западной (Латвия, Эстония) и восточной (Россия) частей ГДП
67
В.К. Голубев
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
ГРАНИЦЫ ВЕРХНЕГО ОТДЕЛА ПЕРМСКОЙ СИСТЕМЫ
НА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЕ
68
Верхний отдел пермской системы в Международной (МСШ) и в Общей, принятой в России
(ОСШ), стратиграфических шкалах, несомненно, имеет разный объём. Однако точное сопоставление данных шкал затруднительно, так как МСШ основана на разрезах морских отложений Китая, а ОСШ – на континентальных разрезах Европейской России.
В ОСШ верхний, татарский, отдел подразделяется на два яруса: северодвинский и вятский
(рисунок). На Русской плите татарскому отделу соответствуют сухонский, путятинский, быковский, нефёдовский и жуковский горизонты. Сухонский горизонт отвечает остракодовой
зоне Suchonellina inornata – Prasuchonella nasalis и соответствует нижнесеверодвинскому подъярусу. Путятинский горизонт отвечает остракодовой зоне Suchonellina inornata – Prasuchonella
stelmachovi и соответствует верхнесеверодвинскому подъярусу. По позвоночным путятинский
горизонт подразделяется на два подгоризонта. На границе между подгоризонтами в комплексах
рыб исчезают платисомусы и акулы и широкое распространение получают тойемии. В сообществе четвероногих позвоночных на этом рубеже исчезают все диноцефалы, появляются парейазавры, дицинодонты, горгонопии и многие другие териодонты, характерные для тетраподных
фаун Гондваны. Фауны наземных позвоночных Восточной Европы и Гондваны в это время приобретают максимальное сходство. Нижнепутятинский подгоризонт отвечает тетраподной зоне
Suchonica vladimiri. Верхнепутятинский подгоризонт охватывает тетраподные зону Deltavjatia
vjatkensis, зону Chroniosaurus dongusensis и нижнюю часть зоны Chroniosaurus levis.
Быковский горизонт отвечает остракодовой зоне Wjatkellina fragilina – Dvinella cyrta и
соответствует нижневятскому подъярусу. Он охватывает верхнюю часть тетраподной зоны
Chroniosaurus levis, зону Jarilinus mirabilis и нижнюю часть зоны Chroniosuchus paradoxus. Нефёдовский и жуковский горизонты отвечают верхневятскому подъярусу. Этот подъярус исходно
выделялся в объёме остракодовой зоны Wjatkellina fragiloides – Suchonella typica. Однако жуковская остракодовая фауна характеризуется некоторыми особенностями, отличающими её от типичного комплекса Wjatkellina fragiloides – Suchonella typica. Вероятно, в будущем стратиграфический интервал, отвечающий жуковскому горизонту, будет выделен в особую остракодовую зону.
Нефёдовский горизонт охватывает верхнюю часть тетраподной зоны Chroniosuchus paradoxus,
жуковский горизонт в полном объёме соответствует тетраподной зоне Archosaurus rossicus.
Татарский отдел Европейской России сложен исключительно континентальными отложениями, нет ни одного морского прослоя. Это полностью исключает проведение прямых
биостратиграфических корреляций типовых разрезов МСШ и ОСШ. Тем не менее возможна
опосредованная корреляция, так как в обоих шкалах могут быть выделены уровни, отвечающие
одним и тем же геологическим событиям.
Нижняя граница верхнепутятинского подгоризонта отвечает событию появления на территории Восточной Европы гондванских тетрапод. Несмотря на широко распространённое
мнение о существовании континентальной Пангеи в пермском периоде, миграция наземных
позвоночных была весьма ограниченной. На протяжении большей части пермского периода
тетраподная фауна Восточной Европы развивалась независимо от тетраподных фаун других
регионов мира, в частности, Южной Африки. В перми было только два относительно непродолжительных периода интенсивного обмена элементами между фаунами Восточной Европы
и Гондваны: в конце уфимского века и в середине путятинского времени. Следующая инвазия
гондванских элементов на территории Европейской России произошла уже в начале триаса,
в конце вохминского времени (Голубев, 1999). Все эти контакты приходятся на периоды максимальных регрессий и связанных с ними экологических кризисов и массовых вымираний в
морских экосистемах. Очевидно, в регрессивные эпохи появлялись проходы для миграции тетрапод, отсутствовавшие в периоды трансгрессий. Вероятно, в перми Пангея не представляла
собой единую сушу, но была расчленена эпиконтинентальными морями на ряд крупных континентов, населённых определёнными тетраподными фаунами. Во времена регрессий между
этими блоками суши возникали сухопутные перешейки, по которым и проходила миграция
тетрапод. Если это предположение верно, то появление гондванских тетрапод на территории
Восточной Европы в середине путятинского времени связано с крупной регрессией и вымиранием морской фауны в самом конце средней перми (гваделупия). То есть нижняя граница
69
Материалы III Всероссийского совещания
Стратиграфическая шкала верхнепермских отложений Европейской России
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео70
верхнепутятинского подгоризонта (середина верхнесеверодвинского подъяруса татарского отдела) примерно соответствует нижней границе верхнего, лопинского, отдела пермской системы
МСШ. Это заключение не противоречит палеомагнитным данным: обе границы располагаются
внутри отрицательно намагниченных отложений, отвечающих палеомагнитной зоне R2P (Голубев, Сенников, 2011; Shen et al., 2010). Таким образом, нижняя граница татарского отдела располагается внутри гваделупского отдела МСШ и, судя по палеомагнитным данным, примерно
соответствует границе вордского и кептенского ярусов (Jin et al., 2000).
В окрестностях пермотриасового рубежа на территории Восточной Европы произошло несколько важных событий, из которых стратиграфический интерес представляют крупнейшая
перестройка континентальной биоты на границе жуковского и вохминского времён и инвазия
гондванских тетрапод (капитозавроидных темноспондилов) в конце вохминского времени. Ранее было сделано предположение, что именно инвазия гондванских элементов была связана
с регрессией и массовым вымиранием в морских экосистемах в самом конце перми (Голубев,
1999). В данном случае граница перми и триаса МСШ соответствовала бы границе вохминского
и рыбинского горизонтов. Но это не подтверждается палеомагнитными данными: утверждённая в настоящее время граница перми и триаса располагается внутри толщи положительно
намагниченных пород (Yin et al., 2001), отвечающих палеомагнитной зоне N1T палеомагнитной шкалы Европейской России. Таким образом, граница перми и триаса по палеомагнитным
данным располагается внутри нижневохминского подгоризонта (рисунок). Поскольку крупная
регрессия и связанное с ней массовое вымирание морской биоты произошло несколько раньше
принятого в настоящее время рубежа перми и триаса (Yin et al., 2001), можно уверенно сопоставлять с данным событием крупнейшую перестройку восточноевропейской биоты на границе
жуковского и вохминского времён.
Голубев В.К. Биостратиграфия верхней перми Европейской России по наземным позвоночным и проблемы межрегиональных корреляций пермских отложений // Доклады Междунар. симп. «Верхнепермские стратотипы Поволжья» (Россия, Казань, 28 июля – 3 августа, 1998 г.). – М.: Геос. 1999. – С. 228–240.
Голубев В.К., Сенников А.Г. Среднепермское событие в истории фауны тетрапод Восточной Европы
// Позвоночные палеозоя и мезозоя Евразии: эволюция, смена сообществ, тафономия и палеогеография:
Материалы конф., посвященной 80-летию со дня рождения В. Г. Очева (1931–2004) 6 декабря 2011 г. –
М.: ПИН РАН, 2011. – С. 13–16.
Jin Y.G., Shang Q.H., Cao C.Q. Late Permian magnetostratigraphy and its global correlation // Chinese
Scien­ce Bulletin. 2000. Vol. 45. – P. 698–705.
Shen S.Z., Henderson C.M., Bowring S.A. et al. High-resolution Lopingian (Late Permian) timescale of South
China // Geol. J. 2010. Vol. 45. – P. 122–134.
Yin H.F., Zhang K.X., Tong J.N., Yang Z.Y., Wu S.B. The Global Stratotype Section and Point (GSSP) of the
Permian-Triassic boundary // Episodes. 2001. Vol. 24. – P. 102–114.
А.В. Гоманьков
КОСТОВАТОВСКИЙ ФЛОРИСТИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС
И ПРОБЛЕМА КАЗАНСКО-УРЖУМСКОЙ ГРАНИЦЫ
НА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЕ
В настоящей работе используется шкала пермской системы, утверждённая Межведомственным совещанием по среднему и верхнему палеозою Русской платформы 1988 г. (Решения…,
1990), с изменениями, принятыми в книге «Стратотипический разрез…» (2001). Новая общая
стратиграфическая шкала перми, включённая в третье издание Стратиграфического кодекса
России (2006), непригодна для использования по номенклатурным причинам (Гоманьков, 2007).
При анализе стратиграфического распределения местонахождений ископаемой флоры в
татарском ярусе Восточно-Европейской платформы можно обратить внимание на то, что большинство местонахождений, содержащих обильные, разнообразные и хорошо сохранившиеся
растительные остатки, приурочено к нескольким очень узким стратиграфическим «горизонтам»
или «уровням», разделённым значительными по мощности интервалами, в которых растительные остатки встречаются сравнительно редко и имеют, как правило, плохую сохранность. Так,
большинство флористических местонахождений вятского возраста приурочено к так называемому «горизонту старичных глин», который прослеживается на севере Восточно-Европейской
Материалы III Всероссийского совещания
платформы в середине вятского горизонта (Бороздина, Олферьев, 1970). К этому стратиграфическому уровню относятся местонахождения Аристово I и Аристово II на Малой Северной
Двине, Мулино на Вятке, а также большое количество местонахождений, вскрытых буровыми
скважинами на междуречье Вятки и Сухоны: Виледь, Дор, Калиновка, Луптюг, Титово. В Южном Приуралье к этому же уровню приурочено местонахождение Вязовка, флористически и
тафономически очень похожее на Аристово I. Если двигаться от горизонта старичных глин
вниз по разрезу, то следующий уровень с богатыми местонахождениями флоры оказывается
приуроченным примерно к середине вишкильского горизонта. На этом уровне оказываются
такие богатейшие местонахождения, как Исады на Сухоне и Александровка в Южном Приуралье. Местонахождения в нижней части вишкильского горизонта (Опоки и Устье Стрельны
на Сухоне, Котельнич и Слободской на Вятке) сравнительно редки и содержат обычно растительные остатки, таксономически однообразные и плохой сохранности. А ещё ниже по разрезу следует уржумский горизонт, в котором местонахождения растительных остатков почти
полностью отсутствуют (исключения составляют местонахождение Вострое на Сухоне и, возможно, Бекечево в Южном Приуралье). Такое распределение ископаемых растений в татарском
ярусе Восточно-Европейской платформы объяснялось «геологической эволюцией», т. е. сменой
обстановок осадконакопления и, как следствие, условий захоронения растительных остатков
(Гоманьков, 2002).
Следующий (при движении сверху вниз по разрезу) после палеоботанически почти «немого» уржумского горизонта уровень высокой концентрации флористических местонахождений
приходится примерно на границу казанского и татарского ярусов. К этому уровню относятся
такие местонахождения, как Костоваты и Чепаниха в Удмуртии, Донаурово и Шихово-Чирки
на Вятке, а также, возможно, Каргалинские рудники в Южном Приуралье, хотя не исключено,
что в этом последнем местонахождении флороносная толща отвечает весьма широкому возрастному интервалу, который нецелесообразно квалифицировать как некий стратиграфический
«уровень».
Если местонахождения верхнетатарского подъяруса представляют известную татариновую
флору (Гоманьков, Мейен, 1986), то в упомянутых более древних уржумско-казанских местонахождениях явно представлен иной флористический комплекс, который по местонахождению
Костоваты можно назвать костоватовским. Для него характерно присутствие пельтаспермовых
рода Odontopteridium и (или) близкого к нему рода Ustyugia. Часто встречаются также листья
рода Phylladoderma подрода Phylladoderma. В Костоватах и Чепанихе к этим таксонам добавляются папоротники (Pecopteris sp.), пельтаспермовые рода Compsopteris, кордаиты, а в Каргалинских
рудниках – хвойные рода Quadrocladus и дикранофилловые рода Steirophyllum.
Несмотря на то, что точное определение возраста костоватовского комплекса представляет
собой задачу, чрезвычайно важную для целей фитостратиграфии, разрешение этой задачи кажется достаточно трудным. Местонахождение Шихово-Чирки приурочено к разрезу, в котором
представлен стартотип нижней границы татарского яруса (Стратотипический разрез…, 2001),
и находится ниже этой границы, т. е. относится к верхам казанского яруса. При движении
из Шихово–Чирков вниз по Вятке можно наблюдать, как пестроцветы максимовских слоёв
Н.Н. Форша (1963), с которых начинается разрез уржумского горизонта, фациально замещаются на характерную толщу тонкослоистых розовых мергелей. В разрезе у д. Коряково хорошо
видно, как эта толща перекрывает белые известняки с характерной морской фауной казанского яруса. Но дальше на восток эти известняки фациально замещаются континентальными
красноцветами белебеевской свиты, и в нижнем течении Вятки в районе устья р. Уржумка
видно, что розовые мергели подстилаются уже этими красноцветами, к которым и приурочено местонахождение Донаурово. Такое сопоставление позволяет считать, что местонахождение Донаурово соответствует верхам казанского яруса. Однако геологи КГУ, исходя в своих
корреляциях из стратотипических для казанского яруса разрезов Приказанского Поволжья,
на нижней Вятке проводили границу казанского и татарского ярусов внутри толщи белебеевских красноцветов, так что, согласно их корреляциям, местонахождение Донаурово имеет
раннеуржумский возраст. В.И. Игнатьев (1962), считая толщу, к которой приурочено местонахождение Донаурово, татарской, протягивал её через бассейн р. Кильмезь на правобережье
Камы и синхронизировал с той толщей, к которой приурочены местонахождения Костоваты
и Чепаниха. Однако к этой же толще приурочено местонахождение позвоночных Сидоровы
Горы на Каме, которому приписывается (Ивахненко и др., 1997) даже раннеказанский возраст.
И.И. Молостовская (СГУ) по остракодам определяла казанский возраст для местонахождения
Костоваты. Такой же «казанский» комплекс остракод определён из слоёв белебеевской свиты, расположенных непосредственно ниже флороносного слоя местонахождения Донаурово.
71
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео72
Следует, однако, помнить, что в стратотипическом разрезе у д. Шихово-Чирки «казанский»
комплекс остракод проходит в максимовские слои Форша (Стратотипический разрез…, 2001).
Для решения проблемы положения границы казанского и татарского ярусов на нижней
Вятке (от которого зависит возраст местонахождения Донаурово, а следовательно, и всего костоватовского комплекса) необходимо тщательное опробование на остракоды в этом районе
верхов белебеевской свиты и толщи розовых мергелей, а также этой же толщи в среднем течении
Вятки, там, где она перекрывает морские отложения казанского яруса.
Бороздина З.И., Олферьев А.Г. О принципах выделения вятского горизонта в разрезе татарского яруса
юго-восточного борта Московской синеклизы // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1970. № 1. – С. 114–120.
Гоманьков А.В. Флора и стратиграфия татарского яруса Восточно-Европейской платформы. Автореф.
дис. ... докт. геол.-минер. наук. – М., 2002. – 48 с.
Гоманьков А.В. Стратиграфическая шкала терминальной перми: история и современность // Верхний
палеозой России: стратиграфия и палеогеография: Материалы Всерос. конф., посвященной памяти проф.
В.Г. Халымбаджи, 25–27 сентября 2007 г. – Казань: Изд-во КГУ, 2007. – С. 73–76.
Гоманьков А.В., Мейен С.В. Татариновая флора (состав и распространение в поздней перми Евразии). – М.: Наука, 1986. – 174 с.
Ивахненко М.Ф., Голубев В.К., Губин Ю.М. и др. Пермские и триасовые тетраподы Восточной Европы. – М.: ГЕОС, 1997. – 215 с.
Игнатьев В.И. Татарский ярус центральных и восточных областей Русской платформы. Ч. I. Стратиграфия. – Казань: Изд-во КГУ, 1962. – 334 с.
Решения Межведомственного регионального стратиграфического совещания по среднему и верхнему палеозою Русской платформы с региональными стратиграфическими схемами. Ленинград, 1988 г.
Пермская система. – Л.: ВСЕГЕИ, 1990. – 48 с.
Стратиграфический кодекс России. Издание третье. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2006. – 96 с.
Стратотипический разрез татарского яруса на р. Вятка. – М.: ГЕОС, 2001. – 140 с.
Форш Н.Н. О стратиграфическом расчленении и корреляции разрезов татарского яруса востока Русской платформы по комплексу литолого-стратиграфических, палеомагнитных и палеонтологических
данных // Палеомагнитные стратиграфические исследования. – Л.: Гостоптехиздат, 1963. – С. 175–211.
Н.В. Горева, А.С. Алексеев
ПОЛОЖЕНИЕ НИЖНЕЙ ГРАНИЦЫ МОСКОВСКОГО ЯРУСА
КАМЕННОУГОЛЬНОЙ СИСТЕМЫ
Московский ярус в стратиграфической последовательности карбона Подмосковья был установлен С.Н. Никитиным в 1890 г. Позднее А.П. Иванов (1926) дал характеристику четырех выделенных им горизонтов московского яруса, хотя и не указал их стратотипов. Более дробное,
сначала литологическое, а потом и биостратиграфическое деление горизонтов было разработано на южном крыле Московской синеклизы (Иванова, Хворова, 1955). История становления современной стратиграфической схемы московского яруса подробно приведена в работе
М.Х. Махлиной с соавторами (2001).
В настоящее время московский ярус – один из четырех отечественных ярусов пенсильванской подсистемы каменноугольной системы, ратифицированный Международным союзом
геологических наук (Gradstein et al., 2004). Однако биостратиграфические маркеры его нижней
границы до сих пор не определены, и стратотип не зафиксирован.
Сложность ситуации в отношении фиксации нижней границы московского яруса связана
прежде всего с тем, что она не может быть определена в типовой местности (Подмосковье), поскольку здесь верейский горизонт с большим перерывом залегает на породах нижнего карбона и
только в пределах Азовской палеодолины на верхнебашкирских континентальных отложениях.
Членами Международной рабочей группы по выбору нижней границы московского яруса для обсуждения предлагались различные маркеры. Среди фораминифер: первое появление видов Aljutovella aljutovica или Depratina prisca и рода Eofusulina. Среди конодонтов: первое появление (FAD) (1) Declinognathodus donetzianus в линии D. marginodosus – D. donetzianus;
(2) Idiognathoides postsulcatus в линии I. sulcatus – I. postsulcatus; (3) Diplognathodus ellesmerensis
в линии D. orhanus – D. ellesmerensis; (4) Streptognathodus expansus в линии S. preexpansus – S.
expansus. В качестве возможных кандидатов для установления GSSP рассматриваются разрезы
в первую очередь Южного Урала и Южного Китая.
Материалы III Всероссийского совещания
В отечественной шкале московский ярус традиционно начинается с FAD фузулинид
Aljutovella aljutovica Rauser, считающегося совпадающим с основанием верейского горизонта.
Этот вид долгие годы рассматривался как практический индекс, определяющий основание московского яруса в пределах Западной Пангеи. Однако Aljutovella aljutovica в разрезе Аскын на
Южном Урале (гипостратотип башкирского яруса) по уточненным данным встречается лишь со
слоя 35, в 28 м выше всеми принимаемой границы (основание слоя 31), в связи с чем Е.И. Кулагина (2008) предложила в качестве индекса FAD Depratina (Profusulinella) prisca Deprat. Это изменяет сложившееся определение нижней границы московского яруса, делая ее более древней.
Кроме того, D. prisca не известна в верейском горизонте Подмосковья.
Обобщение данных по распространению фузулинид в пограничных отложениях башкирского и московского ярусов в Евразии (Восточно-Европейская платформа, Донбасс, Урал, ТяньШань, Кантабрийские горы) показало, что в бассейнах этой территории в башкирское время
шло развитие единого ствола фузулинид с небольшими провинциальными особенностями в
эволюционной линии Staffelliformes staffellaeformis – Profusulinella parva – Pr. rhomboides – Tikhono­
vichiella pseudoaljutovica – Aljutovella aljutovica. Трудность корреляции со средним пенсильванием
Американского континента связана с тем, что в Северной Америке зафиксированы лишь фрагменты этого ствола из-за периодического характера миграции фузулинид из Евразии в Северную
Америку. Волна обширной миграции приходится на поздневерейское – каширское время, когда
в бассейнах Мидконтинента США и Восточно-Европейской платформы отмечается максимальное количество близких видов (Groves et al., 2007). Сейчас рассматриваются и другие таксоны
фузулинид, в частности, FAD представителей рода Eofusulina (Groves and Task Group, 2011), но их
первое появление в типовой местности московского яруса приурочено к каширскому горизонту,
хотя в Донбассе эофузулины отмечены ниже, в известняке К1 (Nemirovska et al., 2010).
Установлено, что наибольшим преимуществом при определении границ ярусов обладают конодонты как группа пелагических организмов, имеющая широкое географическое распространение, меньшую зависимость от фаций и высокие темпы эволюции. В рабочей группе
обсуждались различные варианты. Первоначально это были виды Declinognathodus donetzianus
Nemyrovska и Idiognathoides postsulcatus Nemyrovska, появляющиеся вблизи основания московского яруса (известняк К2) в Донбассе. Из них наиболее подходящим представлялся D. donetzianus.
Выявлено, что первое появление Declinognathodus donetzianus установлено в основании московского яруса, как оно понимается в настоящее время в типовой местности (альютовская свита)
(Махлина и др., 2001), и это событие может быть перспективно для определения данной границы. Уточнен диагноз этого вида, его географическое распространение, стратиграфический
диапазон, выявлены филогенетические связи с предковым видом Declinognathodus marginodosus
(Немировская, 1990). Однако этот вид имеет ограниченное распространение и обнаружен пока
только в Донбассе, Подмосковье и на Южном Урале (разрез Басу). Более широко распространен
второй из предложенных маркеров – Idiognathoides postsulcatus, который присутствует в Донбассе, Подмосковье, на Южном Урале, в Кантабрийских горах (Испания) и в Мидконтиненте
США, но его появление в различных регионах асинхронно.
Китайскими специалистами было предложено использовать в качестве маркера FAD Diplo­
gnathodus ellesmerensis Bender (Qi et al., 2007). Этот вид имеет большой стратиграфический диапазон, будучи найден и значительно выше, в подольском горизонте Подмосковья, Архангельской
области и Южного Урала (Дальний Тюлькас), но встречается единично, а его предок неизвестен.
При демонстрации разрезов Южного Китая Qi Y. с коллегами (2010) выдвинули предложение рассматривать появление продвинутых форм S. expansus или S. suberectus в качестве потенциального уровня башкирско-московской границы. Позднее примитивные формы S. expansus
были названы S. preexpansus и рассматриваются как предковые для S. expansus (Qi et al., 2011).
Принятие такого уровня вряд ли приемлемо, так как значительно понижает границу московского яруса, практически до середины башкирского яруса.
Таким образом, поиск маркера нижней границы глобального московского яруса вблизи
подошвы верейского горизонта на данном этапе зашел в тупик.
Изучение конодонтов типовой местности московского яруса показало, что почти все виды
платформенных конодонтов верейского времени представляют собой морфологические типы,
возникшие значительно раньше. Составляющие основной фон верейской фауны конодонтов
такие виды, как Declinognathodus marginodosus Grayson и Neognathodus atokaensis Grayson, появляются еще в башкирском веке. Столь же распространенные в верейском комплексе виды рода
Idiognathoides также являются раннепенсильванскими. Лишь два вида этого рода (I. ouachitensis и
I. tuberculatus) имеют более позднее, но еще доверейское происхождение. Род Idiognathodus также
возник в доверейское время.
73
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео74
Платформенные конодонты каширского времени характеризуются существенно иным морфологическим обликом, а в таксономическом отношении резко отличаются от ранее существовавших форм. Основу характерного облика конодонтов каширского горизонта составляют наиболее часто встречающиеся виды: Neognathodus bothrops, N. znensis, N. nataliae, N. medadultimus,
N. kashiriensis, Idiognathodus praeobliquus, I. obliquus, I. delicatus, Swadelina dissectа. Все это, наряду
с зафиксированным во всех изученных разрезах на территории Московской синеклизы резким
изменением родового и видового состава конодонтов в основании каширского горизонта, дало
основание высказать мнение о том, что биостратиграфически более обоснованным является
проведение границы московского яруса не в подошве верейского горизонта, а в его кровле, т. е.
в основании нынешнего каширского подъяруса (Барсков, Алексеев, 1975; Барсков и др., 1980;
Горева, 1984). В этом отношении данные по конодонтам хорошо согласуются с историческим
развитием аммоноидей, согласно которым московский ярус начинается с отложений каширского горизонта. Верейский горизонт по сопоставлению с отложениями Донбасса, содержащими аммоноидеи, объединялся с нижележащими отложениями под названием каяльского яруса
(Руженцев, Богословская, 1978). Столь же резкая смена на границе верейского и каширского
горизонтов отмечена С.С. Лазаревым и в комплексах брахиопод (Махлина и др., 2001).
В качестве маркера этой границы мы предлагаем FAD Neognathodus bothrops Merrill, известного в США и Подмосковье. Это довольно существенное изменение объема московского яруса,
но на практике мелекесский горизонт башкирского яруса и верейский московского имеют общий комплекс конодонтов и не могут быть корректно разделены. Кроме того, есть основание
полагать, что верхняя граница московского яруса будет также передвинута вверх, примерно в
среднюю часть хамовнического горизонта касимовского яруса.
Работы поддержаны РФФИ, проект 12-05-00106.
Барсков И.С., Алексеев А.С. Конодонты среднего и верхнего карбона Подмосковья // Изв. АН СССР.
Сер. геол. 1975. № 6. – С. 84–99.
Барсков И.С., Алексеев А.С., Горева Н.В. Конодонты и стратиграфическая шкала карбона // Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1980. № 3. – С. 43–45.
Горева Н.В. Конодонты московского яруса Московской синеклизы // Палеонтологическая характеристика стратотипических и опорных разрезов карбона Московской синеклизы. – М.: Изд-во МГУ,
1984. – С. 44–122.
Иванов А.П. Средне- и верхнекаменноугольные отложения Московской губернии // Бюлл. МОИП.
Отд. геол. 1926. Т. 4. Вып. 1–2. – С. 133–176.
Иванова Е.А., Хворова И.В. Стратиграфия среднего и верхнего карбона западной части Московской
синеклизы // Тpуды ПИН АН СССР. 1955. Т. 53. – 279 с.
Кулагина Е.И. Граница башкирского и московского ярусов (средний карбон) на Южном Урале в свете
эволюции фузулинид // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2008. Т. 83. Вып. 1. – С. 33–43.
Махлина М.Х., Алексеев А.С., Горева Н.В. и др. Средний карбон Московской синеклизы (южная часть).
Т. 2. Палеонтологическая характеристика. – М.: Научный Мир, 2001. – 328 с.
Немировская Т.И. Самые поздние представители рода Declinognathodus в пограничных отложениях
башкирского и московского ярусов Донецкого бассейна // Палеонтолог. сб. 1990. № 27. – С. 39–42.
Руженцев В.Е., Богословская М.В. Намюрский этап в эволюции аммоноидей. Поздненамюрские аммоноидеи // Труды ПИН АН СССР. 1978. Т. 167. – 338 с.
Gradstein F.M., Ogg O., Smith A.G. A Geologic Time Scale 2004. Cambrige University Press. 2004. – 589 p.
Groves J.R., Kulagina E.I., Villa E. Origin of the fusulinid Profusulinella in Eurasia and North America //
Journal Paleontology. 2007. Vol. 81. N 6. – Р. 227–237.
Groves J. and Task Group. Report of the Task Group to establish a GSSP close to the existing BashkirianMoscovian boundary // Newsletter on Carboniferous Stratigraphy. 2011. Vol. 29. – P. 30–33.
Nemirovska T.I., Matsunaga M., Ueno K. Conodont and fusuline composite biostratigraphy across the
Bashkirian/Moscovian boundary in the Donets Basin, Ukraine: the Malonikolaevka section // Newsletter on
Carboniferous Stratigraphy. 2010. Vol. 28. – P. 60–66.
Qi Y., Lambert L.L., Barrick J.E., Groves J.R. et al. New interpretation of the conodont succession of the
Naqing (Nashui) section: candidate GSSP for the base of the Moscovian Satge, Luosu, Luodian, Guizhou, South
China // Carboniferous carbonate succession from shallow marine to slope in Southern Guizhou. Guide Book for
field excursion. Nov. 25 – Nov. 30, 2010. Nanjing, 2010. – P. 65–77.
Qi Y., Wang Zh., Wang Y. et al. Stop 1. Nashui section, Luodian County // Pennsylvanian and Lower Permian
carbonate succession from shallow marine to slope in southern Guizhou. Bashkirian-Moscovian-KasimovianGzhelian boundary intervals and cyclothemic deposition. Field excursion C3. XVIth International Congress on
the Carboniferous and Permian. June 21–24, 2007, Nanjing, China, 2007. – P. 8–16.
Qi Y., Wang X., Lambert L.L., Barrick J.E. et al. Three potential levels for the Bashkirian-Moscovian boundary
in the Naqing section based on conodonts // Newsletter on Carboniferous Stratigraphy. 2011. Vol. 29. – P. 61–64.
В.М. Горожанин, Е.Н. Горожанина, Е.И. Кулагина
Разрез Верхняя Кардаиловка рассматривается как претендент на роль глобального стратотипа нижней границы серпуховского яруса (Nikolaeva et al., 2009; Richards, 2011). Разрез расположен в Баймакском районе Башкирии, на границе с Оренбургской обл., на правом берегу
р. Урал напротив д. Верхняя Кардаиловка (координаты: N 52°17′, E 058°55′).
В 2010–2011 гг. российской рабочей группой (ИГ УНЦ РАН, ПИН РАН, МГУ) во главе с председателем каменноугольной комиссии МСК России А.С. Алексеевым проводились
комплексные литолого-стратиграфические исследования разреза, в которых также принимал участие председатель Международной подкомиссии по каменноугольной стратиграфии
B.C. Richards (2011). Работы были сосредоточены на верхневизейско-серпуховском интервале
разреза, который был маркирован через метровый интервал (Кулагина и др., 2010; Nikolaeva
et al., 2011). Начало разреза фиксируется в двух метрах ниже кровли криноидных известняков
жуковского (тульского) горизонта верхнего визе, где вбит алюминиевый стержень с нулевой
отметкой (pin 0). Возраст этих известняков определен по фауне конодонтов зоны Gnathodus
texanus и фораминифер слоев Glomodiscus oblongus – Paraarchaediscus koktjubensis (Пазухин,
Горожанина, 2002; Кулагина, 2011).
Цель настоящего сообщения – охарактеризовать структурные особенности разреза и его
геологическую позицию, основываясь на результатах радиометрических и петрографических
исследований. В структурном отношении разрез находится на восточном крыле Кардаиловской
синклинали в центральной части Магнитогорского мегасинклинория, относящегося к палеоостроводужной зоне.
Литологическая характеристика. Маркированный разрез, общей мощностью около 55–57 м,
расчленяется на несколько пачек. На закарстованной поверхности криноидных известняков
залегает пестрая пачка вулканогенно-кремнисто-глинистых пород мощностью 11 м, сложенная тонко переслаивающимися глинами, кремнистыми и известковистыми туфоаргиллитами,
туфоалевролитами с прослоями кремнистых мергелей с реликтами выщелоченных ругоз и криноидей, с фрагментами растительных остатков (Орлова, Мамонтов, 2011). В верхней части появляются глауконитовые алевролиты и туфопесчаники. Отложения относятся к жуковскому
горизонту верхнего визе, зоне Gnathodus texanus (Nikolaeva et al., 2011). Выше (инт. 13–21 м) залегает пачка темно-серых пелитоморфных плитчатых и нодулярных известняков верхнего визе
(предположительно алексинский, михайловский, веневский горизонты). В интервале 16–17 м
отмечаются два прослоя (5 и 12 см) желтой глины туфового происхождения. Граница визейского и серпуховского ярусов фиксируется в интервале 19–20 м. Известняки серпуховского яруса
представлены толщей светло-серых толсто-среднеслоистых известняков (вакстоунов) с аммоноидеями, радиоляриями и криноидеями (мощностью около 40 м). В верхнесерпуховской части
разреза (ход 2) наблюдается биогерм, сложенный криноидными вакстоунами-пакстоунами с
аммоноидеями и мелкими табулятами, появляются прослои мшанково-криноидных грейнстоунов. В интервале 38,5–40 м отмечаются линзы темно-серых кремней.
Обстановки осадконакопления. Резкий переход от криноидных грейнстоунов открытого
шельфа к вулканогенно-осадочной глинисто-мергелистой толще связан с тектоно-вулканическими событиями в жуковское время – расширением Магнитогорского рифтогенного прогиба
в начале позднего визе и заполнением новообразованных оперяющих грабенов глинисто-вулканогенными (пепловыми и туфовыми) осадками (Горожанина и др., 2009). Прослои углистокремнистых сланцев и мергелей в данной толще являются фоновыми осадками заполнения
бортовой зоны грабена на фоне общей трансгрессивной седиментации глобального характера.
Карбонатные отложения позднего визе и серпуховского века представлены относительно глубоководными гониатитовыми фациями в конденсированном типе разреза, формировавшемся
в пострифтовую стадию на склоне палеограбена. Образование небольшого биогерма в верхнесерпуховских отложениях характерно для зоны склона.
Индикаторы постседиментационных тектонических деформаций. С наличием в регионе крупных субмеридиональных разломов сдвигового типа – Кизильского и Магнитогорского (Знаменский, 2008) связано развитие оперяющих зон деформаций. Зона таких деформаций при-
Материалы III Всероссийского совещания
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ РАЗРЕЗА ВЕРХНЯЯ КАРДАИЛОВКА
(ЮЖНЫЙ УРАЛ), КАНДИДАТА В GSSP НИЖНЕЙ ГРАНИЦЫ
СЕРПУХОВСКОГО ЯРУСА
75
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео76
урочена к контакту криноидных известняков жуковского горизонта с перекрывающей пачкой
вулканогенно-кремнисто-глинистых пород. Ранее эта зона была описана как палеокарстовая
поверхность с остатками палеопочвы (Кулагина и др., 2010). Наблюдаемая картина действительно соответствует карстовому процессу, однако не древнему (визейскому), а значительно
более молодому (миоценовому), развившемуся в зоне тектонического нарушения. Карстовые
полости имеют трубообразную форму с ромбовидными очертаниями, вниз они переходят в
трещины, направление которых согласуется с сетью тектонической трещиноватости. Поверхность известняков разбита трещинами на блоки, один из них опущен по сравнению с единой
поверхностью напластования. В перекрывающей слоистой толще отложения деформированы,
однако они смяты в антиклинальную складку, а не в синклинальную, как следовало бы ожидать при карстовом проседании блока. Складка представляет собой флексурный перегиб слоев
пластичных пород над приподнятым и опущенным блоками известняков. Амплитуда складки
–1 м (рис. 1, а, б).
В глине отмечаются послойные и секущие гипсовые прожилки толщиной до 2 см, подчеркивающие мелкую складчатость (плойчатость) глинистых слоев, направление роста кристаллов гипса говорит о заполнении пустот типа трещин отрыва. Вблизи отметки 4 м наблюдается
тектоническое нарушение – взбросо-надвиг небольшой амплитуды (15 см), который проявлен
контрастной окраской контактирующих глинистых прослоев – бурых ожелезненных и серовато-белых осветленных пород (рис. 1, в). Тектоническая зона шириной около 2 м выражена
зоной осветления. На фоне белого монтмориллонита вдоль кливажных трещин контрастно
проявляется налет черного цвета, который, возможно, образовался в результате миграции углеводородов по зоне разлома (твердые битумоиды присутствуют также в срастании с гипсовыми
прожилками). Зона осветления выделяется повышенными значениями радиоактивности – на
фоне естественной радиоактивности известняков (5–15 мкр/час) значения в ней достигают
120 мкр/час, в том числе и в закарстованных известняках (до 45 мкр/час) (рис. 2).
В верхней части глинистой толщи на контакте ее с известняками влияние молодых тектонических движений выражается в интенсивной трещиноватости алеврокремнистых прослоев
и линзовидной форме пластов мергелей и песчаников. Малоамплитудные смещения по этим
тектоническим трещинам принимаются некоторыми геологами за синседиментационные подводно-оползневые структуры. О наличии горизонтальных смещений в толще известняков сви-
Рис. 1. Деформация карбонатно-терригенной пачки верхневизейских пород в зоне
тектонического нарушения (а, б, в) и характер залегания известняков пограничной
зоны визейского и серпуховского ярусов (г)
детельствуют межпластовые зеркала скольжения в 13 м выше начала разреза (pin 13). Выше,
в монотонной толще известняков верхнего визе и серпухова, тектонические смещения выражены слабее. Тектоническая трещиноватость проявлена в виде пересекающихся трещин и кулисообразно расположенных кальцитовых прожилков. При общем моноклинальном залегании
слоев (аз.пд. 230 < 25) отчетливо проявлены два направления трещиноватости: северо-западное
и субмеридиональное. Между отметками 35 и 36 м проходит зона нарушений, выраженная в рельефе небольшой ложбиной северо-западного простирания. Приграничные породы визейского
и серпуховского ярусов в интервале 18–22 м не несут признаков значительного тектонического
воздействия (рис. 1, г).
Выводы. Верхневизейско-серпуховские отложения в разрезе Верхняя Кардаиловка представляют собой последовательность осадков, сформировавшихся в обстановке погруженной
(затопленной) карбонатной платформы (drowned carbonate platform). Погружение началось в
конце жуковского времени и связано с активизацией вулкано-тектонических процессов в Магнитогорско-Богдановском грабене, что совпало с глобальной поздневизейской трансгрессией.
В серпуховское время при стабилизации тектонического режима в этой зоне грабена формировались относительно глубоководные гониатитовые фации известняков. Пестрая туфо-карбонатно-кремнисто-глинистая толща, образовавшаяся в начале позднего визе, в постпалеозойское
время испытала слабые деформации сдвигового характера, которые привели к развитию трещиноватости и мелкой приразломной складчатости, относительно слабо нарушающей первичное
залегание пород. Зона влияния тектонических нарушений находится стратиграфически ниже
предлагаемой границы и не может сказаться на ее обосновании.
Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект № 10-05-01076.
Горожанина Е.Н., Пазухин В.Н., Горожанин В.М. Палеофациальная модель осадконакопления нижнекаменноугольных отложений на Южном Урале // Материалы междунар. полевого совещ. «Типовые
разрезы карбона России и потенциальные глобальные стратотипы», Уфа – Сибай, 13–18 августа 2009 г. –
Уфа: ДизайПолиграфСервис, 2009. – С. 12–21.
Знаменский С.Е. Структурная эволюция Магнитогорской мегазоны (Южный Урал) в позднем палеозое // ДАН. 2008. Т. 420. № 1. – С. 85–88.
Кулагина Е.И., Николаева С.В., Ричардс Б. и др. Геологический объект международного значения
на Южном Урале // Материалы VIII Межрегион. геолог. конф. – Уфа: ДизайПолиграфСервис, 2010. –
С. 30–34.
Кулагина Е.И. Фораминиферовая последовательность в нижневизейских отложениях разреза Верхняя
Кардаиловка на Южном Урале // Геологич. сб. № 9. Юбилейный выпуск. – Уфа: ДизайнПолиграфСервис,
ИГ УНЦ РАН, 2011. – С. 54–62.
Орлова О.А., Мамонтов Д.А. Первая находка хвощевидных в визейских вулканогенно-терригенных
отложениях разреза Верхняя Кардаиловка (Южный Урал) // Биостратиграфия, палеогеография и события
Материалы III Всероссийского совещания
Рис. 2. Радиометрическая характеристика разреза Верхняя Кардаиловка
77
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео78
в девоне и нижнем карбоне (Международная подкомиссия по стратиграфии девона / Проект 596 МПГК):
Материалы Междунар. конф., посвященной памяти Е.А. Елкина. Уфа, Новосибирск, 20 июля – 10 августа
2011 г. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2011. – С. 124–125.
Пазухин В.Н., Горожанина Е.Н. Разрез «Верхняя Кардаиловка» // Путеводитель геологических экскурсий по карбону Урала. Ч. 1. Южноуральская экскурсия / Под ред. Б.И. Чувашова. – Екатеринбург:
ИГиГ УрО РАН, 2002. – С. 59–67.
Nikolaeva S.V., Kulagina E.I., Рazukhin N.N. et al. Paleon­tology and microfacies of the Serpukhovian in the
Verkhnyaya Kardailovka section, south Urals, Russia: potential candidate for the GSSP for the Visan-Serpukhovian
boundary. – Newsletters on Stratigraphy, 2009, 43. – Р. 165–193.
Nikolaeva S.V., Richards B.C., Kulagina E.I. et al. Summary of Research at the Verkhnyaya Kardailovka section
(South Urals) – a candidate for the Visean-Serpukhovian boundary GSSP // Abstracts. The XVII International
Congress on the Carboniferous and Permian, July 2011. – P. 98.
Richards B.C. Report of the task group to establish a GSSP close to the existing visan–serpukhovian boundary
Newsletter on Carboniferous Stratigraphy, 2011. – P. 26–29.
Д.А. Груздев, А.В. Журавлев, Д.Б. Соболев
ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА И КИСЛОРОДА В РАЗРЕЗЕ
ВЕРХНЕФАМЕНСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ПАЙ-ХОЯ, река СИЛОВА
На основании сопоставления данных по литологии и стратиграфии верхефаменских отложений в разрезе на р. Силова (Пай-Хой) были установлены предполагаемые рубежи биотических событий «annulata» и «dasberg» (Груздев и др., 2011). Посмотреть их отражение в изотопных
характеристиках углерода и кислорода являлось следующим этапом наших исследований.
Результаты определения величин δ13C и δ18O представлены вариационными кривыми на рисунке, здесь же приведена литологическая колонка с кривой колебаний относительного уровня
моря.
Изотопные соотношения углерода и кислорода варьируют в широком диапазоне: от +1,1
до +4,3 ‰ для δ13C и от 23,2 до 29,0 ‰ для δ18O. Распределение величин δ13C и δ18O по разрезу неравномерное, с многочисленными экскурсами в стороны минимальных и максимальных
значений.
Нередко по разрезу отмечаются закономерные изменения изотопного состава углерода и
кислорода, которые выражены в синхронных экскурсах величин δ13C и δ18O. В этом отношении наиболее значимые события приурочены к нижней и верхней части конодонтовой зоны
postera. В первом случае наблюдается резкое облегчение изотопного состава как углерода (с 2,8
до 1,1 ‰), так и кислорода (с 28,0 до 25,4 ‰). Во втором случае, напротив, если утяжеление
изотопного состава углерода происходит в целом постепенно с 2,6 до 4,3 ‰, то для кислорода
это происходит скачкообразно и с гораздо большей амплитудой (с 23,3 до 28,7 ‰).
Событийному уровню «annulata» соответствует сопряженный с трансгрессией значительный
сдвиг в изотопном соотношении углерода (рисунок), что, возможно, отвечает широко развитому
распространению аноксных условий на глубоководных шельфах. Бескислородное событие «das­
berg» также маркируется положительным сдвигом изотопного соотношения углерода (рисунок).
Не исключено, что реальную картину изменения изотопных систем затушёвывают пост­
седиментационные, в том числе и постдиагенетические процессы преобразования, развитые
в породах разреза (окременение, стилолитизация).
Разложение карбонатов и измерение изотопного состава углерода и кислорода в режиме
непрерывного потока производились на аналитическом комплексе, включающем в себя систему подготовки и ввода проб Gas Bench II, соединенную с масс-спектрометром DELTA V
Advantage фирмы Thermo Fisher Scientific (Бремен, Германия). Значения δ13C даны в промилле
относительно стандарта PDB, δ18O – стандарта SMOW. При калибровке были использованы
международные стандарты МАГАТЭ NBS18 (calcite) и NBS19 (TS-limestone). Ошибка определения составляет ±0,1 ‰.
Груздев Д.А., Соболев Д.Б., Журавлев А.В. Возможное отражение событий Annulata и Dasberg в верхнедевонских отложениях Пай-Хоя, р. Силова // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Материалы 20-й науч. конф. Института геологии Коми НЦ УрО РАН. Сыктывкар,
13–15 декабря 2011 г. – Сыктывкар, 2011. – C. 44–46.
Материалы III Всероссийского совещания
Стратиграфическая колонка средне-верхнефаменских отложений с вариациями δ13C и δ18O, р. Силова
79
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
Т.А. Грунт
80
ПЕРМСКОЕ СЕМЕЙСТВО KANINOSPIRIFERIDAE KALASHNIKOV,
1996 (ОТРЯД SPIRIFERIDA, BRACHIOPODA)
В ПЕРМСКИХ БАССЕЙНАХ
БОРЕАЛЬНОЙ И НОТАЛЬНОЙ КЛИМАТИЧЕСКИХ ЗОН
Во внетропических зонах осадконакопления второй половины пермского периода была
широко распространена характерная и очень представительная группа крупных тонкоребристых
спириферид. Ее первые представители были описаны как Spirifer striato-paradoxus Toula, 1874 из
пермских отложений (формация Капп Старостин) Шпицбергена. В 1964 г. из этих же отложений
близкий вид Sp. striato-plicatus был описан Гоббеттом. В разрезах восточного побережья п-ова
Канин (Чешская губа) представители этой группы впервые были описаны Б.К. Лихаревым
(1943) под названием Spirifer kaninensis Licharew. Данный вид был избран в качестве типового
для рода Kaninospirifer Kulikov, Stepanov, 1975 (Степанов и др., 1975). На основе рода Kaninospirifer
как одного из наиболее характерных представителей этой группы, известных к тому моменту, Н.В. Калашниковым (Kalashnikov, 1996) было установлено подсемейство Kaninospiriferinae
Kalashnikov, 1996, переведенное позднее в ранг семейства (Грунт, 2006).
Большое внимание было уделено таксономии этой группы Б. Уотерхаузом (Waterhouse,
2004), который установил два новых рода: Fasciculatia (типовой вид: F. greenlandicus Waterhouse,
sp. nov. из Гренландии) и Gobbettifera (типовой вид: G. angulata Waterhouse, sp. nov. из Канадской
Арктики), отнесенных к тогда же установленному им новому подсемейству Gypospiriferinae
семейства Spiriferidae King. В состав подсемейства Kaninospiriferinae, отнесенного к семейству Neospiriferidae Waterhouse, 1968, в дополнение к типовому роду, Уотехауз (2004) включил
Imperiospira Archbold et Thomas, Quadrospira Archbold, 1997 и Wadispirifer Waterhouse, 2004. Эти
три рода широко распространены в пермских отложениях Перигондваны (в основном, Западной
Австралии), что свидетельствует о биполярном распределении каниноспириферид на протяжении пермского периода.
Грунт (2006) предложила рассматривать состав семейства Kaninospiriferidae в объеме двух
подсемейств: Kaninospiriferinae Kalashnikov, 1996 и Gypospiriferinae Waterhouse, 2004. Грунт также
высказала мнение о близости родов Fasciculatia и Gobbettifera к Kaninospirifer и о возможности
сведения этих двух родов в синонимику последнего.
В фундаментальной сводке, посвященной системе брахиопод отряда Spiriferida (J. Carter In:
“Treatise on invertebrate paleontology”, vol. 5, 2006), не были учтены не только данные ­Уотерхауза, но
и более ранние работы Калашникова (Калашников, 1961; 1998; Kalashnikov, 1996). В «Treatise...»
отмечена лишь слабая изученность рода Kaninospirifer и его сходство с Betaneospirifer Gatinaud,
1949. О том, что данный род был описан достаточно подробно и на его основе было установлено
подсемейство, не упоминается вообще. В «Treatise…» род Kaninospirifer рассматривается в составе
подсемейства Neospiriferinae Waterhouse, 1968 семейства Trigonotretidae Schuchert, 1893.
Таким образом, не только относительно таксономического положения рода Kaninospirifer в
составе надсемейства Spiriferoidea, но даже его самостоятельности существуют различные точки
зрения.
Анализ оригинальных коллекций, собранных автором в пермских разрезах п-ова Канин в
2001 г. и Шпицбергена (формация Капп Старостин) в 2009 г. с привлечением дополнительных
материалов из коллекций Института геологии Коми НЦ, позволяет прийти к следующим выводам:
Фиг. 1, 2. Fasciculatia striatoparadoxus (Gobbett, 1964):
1 – Музей естественной истории, Берлин, экз. MB-B.1530; цельная раковина с поврежденной наружной скульптурой
с разных сторон (×0,75); 2 – Музей естественной истории, Берлин, экз. MB-B.1532; изолированная брюшная створка
снаружи и со стороны замочного края (×1); С-З Шпицберген, фиорд Экман, Талдомригген; формация Капп Старостин, средняя часть, казанский ярус (сб. Грунт, 2009; обр. TR-1/59)
Фиг. 3, 4. Kaninospirifer kaninensis (Licharew, 1943):
3 – Институт геологии, Коми НЦ, экз. 280/163; брюшная створка изнутри (х1); 4 – Институт геологии, Коми НЦ,
экз. 280/438; спинная створка снаружи и изнутри; восточное побережье полуострова Канин (Чешская губа), между
устьями рек Бол. Крутая и мысом Надтейсаля; биармийский отдел, ?уржумский ярус
81
Материалы III Всероссийского совещания
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео82
Роды Kaninospirifer и Fasciculatia обладают самостоятельной морфологической характеристикой. Первый род характеризуется присутствием лишь дельтириальных килей, в то время как у
второго присутствуют также админикулы. Возможно, на конечной стадии развития произошла
редукция админикул.
К роду Kaninospirifer, кроме типового, достоверно относятся еще два вида: K. borealis Kulikov
et Stepanov, 1975 и K. stepanovi Grunt, 2006, происходящие из казанских отложений Чешской
губы. Некоторые виды, указывавшиеся ранее в составе Kaninospirifer, в действительности относятся к роду Fasciculatia, так как характеризуются присутствием админикул.
Не является обоснованным отнесение группы родов, близких к Kaninospirifer, к подсемейству Neospiriferinae Waterhouse, 1968, которое, в свою очередь, включено в состав семейства
Trigonotretidae Schuchert, 1893 (см. Carter, 2006).
Пермское семейство Kaninospiriferidae, предковым для которого является семейство
Spiriferidae, отличается чрезвычайной изменчивостью, аберрантным и рекуррентным характером признаков как наружного, так и внутреннего строения (крупные размеры, стегидиум
и макушечное утолщение внутри брюшной створки, развитые в различной степени, степень
выраженности админикул, вплоть до их редукции), что характерно для завершающего этапа
развития группы (рисунок).
Грунт Т.А. Отряд Spiriferida // Верхняя пермь полуострова Канин. – М.: Наука, 2006. – С. 151–164.
Калашников Н.В. Спирифериды перми Европейского севера России. – М.: ГЕОС, 1998. – 137 с.
Лихарев Б.К. О новом пермском Spirifer, приближающемся к Sp. striatus Sow. // Изв. АН СССР. Отд.
биол. наук. 1943. № 5. – С. 279–285.
Степанов Д.Л., Куликов М.В., Султанаев А.А. Стратиграфия и брахиоподы верхнепермских отложений
полуострова Канин // Вестн. ЛГУ. 1975. № 6. – С. 51–65.
Kalashnikov N.V. Kaninospiriferinae: A new subfamily of the Spiriferidae (Brachiopoda) // Brachiopods:
Proc. of the Third Intern. Brachiopod congr. Sudbury (Canada), 1996. – P. 133–134.
Carter J.L. Spiriferoidea // Treatise on invertebrate paleontology / Pt. H: Brachiopoda revized, Vol. 5.
Rhynchonelliformea (part). – The University of Kansas Boulder, Colorado and Lawrence. Kansas, 2006. –
P. 1689–2320.
Waterhouse J.B. Permian and Triassic stratigraphy and fossils of the Himalaya in Northern Nepal. Oamaru:
Earthwise. 2004. Vol. 6. – 228 p.
А.В. Данилова
ПРИМЕНЕНИЕ ПАЛИНОФАЦИАЛЬНОГО АНАЛИЗА
ДЛЯ УСТАНОВЛЕНИЯ ГЕНЕЗИСА КАЗАНСКИХ
ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД острова КОЛГУЕВ
В последние годы для реконструкции обстановок древнего осадконакопления все более
широко применяется палинофациальный анализ, основанный на изучении всего органического
вещества, выделенного из породы для палинологического анализа.
Палинофациальный анализ, или метод палинофаций, созданный А. Комба (А. Kombaz) в
1964 г., в отличие от классического спорово-пыльцевого анализа, где исследуются только споры
и пыльца, включает в себя исследование всего рассеянного органического вещества (РОВ), содержащегося в мацерате. В палинологическом мацерате РОВ присутствует в структурной или
деструктурированной форме (Методические рекомендации…, 1985). Структурное органическое
вещество представлено палиноморфами. Палиноморфы могут быть морского (микрофораминиферы, большинство диноцист, акритархи, некоторые празинофиты, многие одноклеточные
водоросли) и континентального (проблематичный микрофитопланктон, споры и пыльца) происхождения. Деструктурированное РОВ представлено микроскопическим растительным детритом разной степени катагенеза – палинодебрисом. В морских и прибрежно-морских фациях
палинодебрис встречается в виде обломков и обрывков лейптинита, витринита и инертинита.
При удалении от береговой линии в сторону моря количество фрагментов палинодебриса и их
размер уменьшаются (Петросьянц, 1990).
Все микрокомпоненты РОВ (палиноморфы, палинодебрис и аморфное органическое вещество), содержащиеся в породе и используемые обычно при определении обстановок осадконакопления, называются палинофацией. Термин «палинофация» широко используется за
Кабанова В.М., Костеша О.Н., Шиховцева Л.Г. Сравнительная характеристика верхнеюрских палинофаций пласта Ю13 на примере Крапивинского нефтяного и Мыльджинского газоконденсатного месторождений (Томская область) // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири: Материалы науч. конф.,
посвященной 120-летию основания Томского университета. 1–4 апреля 2008 г. Т. 2. – Томск: Томск. ГУ,
2008. – С. 66–69.
Методические рекомендации по использованию микрофоссилий растительного и проблематичного
происхождения для выявления обстановок древнего осадконакопления / под. ред. М.А. Петросьянц. –
М.: ВНИГНИ, 1985. – 17 с.
Петросьянц М.А. Значение микрофоссилий различного происхождения для реконструкций обстановок осадконакопления // Проблемы современной палинологии. Статьи советских палинологов к VI Междунар. палинолог. конф. (Калгари, Канада, 1984). – Новосибирск: Наука, 1984. – С. 35–38.
Шишлов С.Б. Секвенс-стратиграфия верхнего палеозоя острова Колгуев // Нефтегазовая геология.
Теория и практика. http://www.ngtp.ru/rub/2/3_2008.pdf
Habib D. Sedimentary origin of North Atlantic Cretaceous palynofacies // Deep Drill Ras. in Atlantic Ocean:
Continental margins and paleoenvironment. 1979. – P. 420–437.
Материалы III Всероссийского совещания
рубежом. В классификации Habib D. (Habib, 1979) выделены следующие палинофации: экзинитовые (континентальные), трахеальные и микринитовые (прибрежно-морские), ксеноморфные
(морские). В 1998 г. В.М. Кабановой введено определение минеральной палинофации (Кабанова
и др., 1998). В работах российских палинологов чаще встречаются термины «комплекс микрофоссилий различного происхождения» или «палиноориктоценоз».
В настоящее время существуют различные методические разработки российских палинологов по использованию мокрофоссилий для реконструкций условий осадкообразования в
разных нефте-, газо- и угледобывающих регионах. Новые аспекты, раскрывающие прикладные
возможности палинологического метода, освещены в работах М.А. Петросьянц, М.В. Ошурковой, Л.В. Ровниной, Г.В. Мусиной, И.Р. Макаровой, О.Н. Костеша, Л.Г. Шиховцевой, Т.В. Стуковой и др.
При установлении генезиса казанских отложений изучался мацерат каждого палинологического образца, представляющий собой спектр из структурного и деструктурированного РОВ и
характеризующий условия осадконакопления в конкретной ситуации. В каждом образце устанавливался и описывался определенный тип палинофации (в ряде случаев переходный тип от
одной палинофации к другой) и прослеживалась смена и чередование палинофаций по разрезам
скважин. Был изучен керн четырех скважин (140-Колгуев, Песчаноозерская 1/4, Северо-Западная-202 и Таркская-4), вскрывающих казанские терригенные отложения на о. Колгуев.
В казанских отложениях скв. 140-Колгуев (инт. 1697,0–1542,0 м) установлены микринитовые (в инт. 1697,0–1581,0 м) и трахеальная с признаками микринитовой (гл. 1542,0 м) палинофации. Микринитовые палинофации характеризуются наличием большого количества
корродированной пыльцы двухмешковых и мелких спор, палинодебрис слабоокатанный, сорти­
рованный. Полученные данные могут свидетельствовать о прибрежно-морских условиях осадконакопления с активной гидродинамикой, возможно, об обстановках берегового бара. Трахеальная с признаками микринитовой палинофация отличается обилием крупного структурного
палинодебриса (в основном растительного детрита, кутикул растений и трахеид) и большим
количеством пыльцы и меньшим по сравнению с предыдущей палинофацией количеством
спор. Осадконакопление происходило скорее всего в прибрежно-морских условия со спокойной гидро­динамикой (прибрежные марши, лагуны).
В казанских отложениях скважин Песчаноозерская 1/4 (инт. 2030,5–1836,2 м), Северо-Западная-202 (инт. 2565,1–2259,2 м) и Таркская 4 (инт. 2052,3–2031,0 м) установлено чередование по
разрезам минеральных с признаками микринитовых и минеральных с признаками ксеноморфных палинофаций, характеризующихся обилием аморфного органического вещества, обеднением количественного состава миоспор в породе, увеличением доли двухмешковой пыльцы и палиноморф неопределенного систематического положения Laricoidites sp., появлением в спектрах
акритарх. Немаловажно и наличие в палинологических мацератах большого количества спор
очень плохой сохранности. Все вышеперечисленное указывает на то, что осадконакопление происходило в прибрежно-морских и морских мелководных условиях с активной гидродинамикой.
Проведенное исследование позволяет сделать вывод о том, что в казанское время на южной
части территории осадконакопление происходило в условиях морского мелководья, прибрежных маршей и лагун в непосредственной близости к суше, на которой произрастали древние
хвойные леса с подлеском из древовидных папоротников и плаунов. В северной части о. Колгуев
в казанское время осадконакопление происходило в морских условиях открытого мелководного
шельфа. Полученные данные не только согласуются с литолого-фациальными исследованиями
(Шишлов, 2008), но и дополняют их.
83
А.В. Дронов
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
ОСАДОЧНЫЕ СЕКВЕНЦИИ И ЭВСТАТИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ
В ОРДОВИКСКОМ БАССЕЙНЕ БАЛТОСКАНДИИ
84
Колебания уровня моря – один из наиболее существенных факторов, влияющих на характер седиментационной и биотической эволюции любого осадочного бассейна. Они определяют
внутреннюю пластовую геометрию и внешнюю форму осадочных тел, заполняющих седиментационный бассейн, характер фациальных переходов, распределение поверхностей перерывов
и несогласий, а также распределение биоты и степень насыщенности осадка палеонтологическими остатками. Помимо непосредственного влияния на глубину бассейна, изменения уровня моря могут служить неким спусковым механизмом для разнообразных гидрологических,
климатических и биотических изменений и событий (Munnecke et al., 2010). Все это делает
построение кривых колебаний уровня моря для различных седиментационных бассейнов и реконструкцию глобальной кривой эвстатических колебаний уровня Мирового океана важным
объектом изучения.
Условия формирования ордовикских отложений в эпиконтинентальном бассейне Балтоскандии варьируют от открытого шельфа с черносланцевой или глубоководной морской красноцветной седиментацией до тайдалитов и темпеститов внутреннего шельфа. Скорость накопления осадков, мощность стратиграфических подразделений, распределение фаций и геометрия пластов внутриосадочных секвенций контролируются преимущественно климатом через
продуктивность карбонатной фабрики и колебаниями уровня моря. Основываясь на анализе
региональных поверхностей перерыва и распределении характерных фаций в разрезе и по площади, в ордовикском бассейне Балтоскандии выделено и прослежено 14 осадочных секвенций,
отвечающих колебаниям уровня моря 3-го порядка (Dronov et al., 2011).
Реконструкция кривой колебаний уровня моря для ордовикского бассейна Балтоскандии
базируется на следующих допущениях: 1) основные эрозионные региональные несогласия являются отражением крупных падений уровня моря и форсированных регрессий. Чем более
широко по площади развито региональное несогласие и чем более глубокий эрозионный врез
отмечается в его подошве, тем большей предполагается амплитуда падения уровня моря; 2) основные трансгрессивные эпизоды распознаются по расширению площади распространения
специфических относительно глубоководных фаций. Чем большую территорию они занимают,
тем большим был подъем уровня моря.
Наиболее существенные несогласия с глубокой эрозией подстилающих отложений в ордовикском бассейне Балтоскандии совпадают с подошвами Нижнелаторпской (II), Нижневезенбергской (VIII), Нижнетоммарпской (XIII) и Верхнетоммарпской (XIV) осадочных секвенций.
Амплитуды Хирнантской эрозии сопоставимы с амплитудами эрозии, отмеченными на современных шельфах в результате падения уровня Мирового океана, вызванного четвертичным
оледенением. При этом эрозия в основании Нижнетоммарпской (XIII) секвенции глубже, чем
в подошве Верхнетоммарпской (XIV). Сопоставимое по площади развития региональное несогласие, хотя и без столь глубокого вреза в подстилающие отложения, отмечается в подошве
Нижневезенбергской (VIII) секвенции. Глубокая эрозия подстилающих отложений ассоциируется также с подошвой Латорпской (нижнелаторпской (II)) секвенции, на которой к тому же
отмечается наиболее крупномасштабное смещение фаций в сторону бассейна.
Менее выраженные несогласия отмечены в подошвах Верхнелаторпской (III), Кундаской
(V), Таллиннской (VI), Кегельской (VII), и Юнсторпской (XII) осадочных секвенций. Среди
этих регрессий максимальную относительную амплитуду имеет, по-видимому, та, что соответствует поверхности несогласия в подошве Верхнелаторпской секвенции (III). Несколько
меньшей была амплитуда регрессии в подошве Кундаской (V) секвенции, а эрозия в подошве
Таллиннской (VI) и Юнсторпской (XII) осадочных секвенций была меньше, чем в подошве
Кундаской (V). Регрессия в подошве Кегельской (VII) секвенции имеет наименьшую амплитуду
среди тех, что попадают в эту категорию.
Падения уровня моря минимальной амплитуды отмечены границами секвенций, на которых следы эрозии подстилающих отложений выражены слабо. Это относится к подошвам
Волховской (IV), Верхневезенбергской (IX), Нижнефьякаской (X) и Верхнефьякаской (XI) секвенций. Среди них максимальная амплитуда регрессии предполагается в подошве Волховской
секвенции, а наименьшая в подошве Верхневезенбергской секвенции.
Материалы III Всероссийского совещания
Анализ пространственного распределения наиболее глубоководных фаций в бассейне седиментации позволяет разбить трансгрессивные события на три группы: большой, средней и малой амплитуды. К первой группе относятся трансгрессии, соответствующие трансгрессивным
трактам седиментационных систем Пакерортской (I), Нижнелаторпской (II), Верхнелаторпской (III), Волховской (IV), Нижневезенбергской (VIII), Нижнефьякаской (X) и Юнсторпской
(XII) секвенций. Ко второй группе – трансгрессии секвенций V, VII, XI, XII и XIV. Наконец,
к группе трансгрессий малой амплитуды – трансгрессивные тракты секвенций VI и IX.
Максимальная амплитуда подъема уровня моря предполагается для секвенции III. В это
время в ордовикском бассейне Балтоскандии впервые получают распространение относительно
глубоководные красноцветные фации, которые занимают довольно большую площадь. С этой
крупнейшей трансгрессией связана также миграция новой фауны в бассейн и переход от приливно-отливного к штормовому режиму седиментации. Практически весь Балтийский континент (Русская платформа) в это время был практически полностью покрыт морем впервые в
ордовикском периоде. Две другие крупные трансгрессии произошли во время формирования
трансгрессивных трактов секвенций I и II. О том, что это были трансгрессии большой амплитуды, свидетельствует распространение черносланцевой седиментации в мелководных областях бассейна (Диктионемовая трансгрессия в секвенции I) и возвращение морских условий
седиментации после крупноамплитудной регрессии в основании секвенции II.
Амплитуда Волховской трансгрессии была несколько меньше, чем амплитуда нижнеордовикских трансгрессий. Однако следует иметь в виду, что регрессия в подошве волховской секвенции была малой амплитуды, поэтому последующее повышение уровня моря лишь усилило
предшествовавшую трансгрессию и привело к увеличению глубины бассейна. Глубина бассейна
и площадь развития красноцветных фаций достигли максимума в волховское время. Крупные
трансгрессии произошли также в раннепоркуниское (секвенция XIII), кейла-оандуское (секвенция VIII) и вормсиское (секвенция X) время. Две последние трансгрессии отмечены инвазией
черных сланцев в осевую часть Ливонского трога в Южной Эстонии и Латвии (Сланцы Моссен
и Фьяка).
Трансгрессии средней амплитуды произошли в кундаское (секвенция V), йыхвиско-кейлаское (секвенция VII), пиргуское (секвенции XI и XII) и позднепоркуниское (секвенция XIV)
время. Следующие одна за другой трансгрессии средней амплитуды, которые не прерываются
форсированной регрессией сравнимой амплитуды, накладываясь друг на друга, дают кумулятивный эффект. В результате уровень моря достигает своей максимальной позиции в раннепиргуское время (секвенция XI), несмотря на то, что амплитуда индивидуальных трансгрессий
была средней.
Максимально высокое положение уровня моря маркируется появлением морских красноцветных отложений в осевой части Ливонского трога (Юнсторпская свита). Трансгрессия,
в ходе которой сформировалась юнсторпская секвенция (XII), наследует повышение уровня
моря во время формирования подстилающей верхнефьякаской секвенции (XI), и глубина
­бассейна достигает своего максимума в это время. Следует отметить, что черные сланцы
­занимают наиболее дистальную позицию на обобщенном фациальном профиле ордовикского
бассейна Балтоскандии. Обычно именно они первыми появляются в области развития отно­
сительно мелководных отложений, когда уровень моря начинает быстро подниматься пос­
ле пред­шествовавшей регрессии. Но если уровень моря продолжает повышаться и глубина
­бассейна увеличивается, вентиляция бассейна также увеличивается, и черные сланцы отступают
и замещаются морскими красноцветными отложениями. Трансгрессии минимальной амплитуды ассоциируют с секвенциями (VI и IX). В отложениях, слагающих эти осадочные секвенции,
ощущается недостаток осадкоемкого пространства в мелководных обстановках седиментации.
Большинство осадочных секвенций ордовикского бассейна Балтоскандии хорошо коррелируется с соответствующими секвенциями Лаврентии (Ross and Ross, 1995), Гондваны (Videt
et al., 2010), Сибири (Kanygin et al., 2010) и платформы Янцзы (Su, 2007), что, по-видимому,
свидетельствует в пользу эвстатической природы связанных с ними колебаний уровня моря.
Однако амплитуда соответствующих по времени трансгрессий и регрессий на разных континентах зачастую различна, что, по-видимому, отражает влияние регионального тектонического фактора. В целом реконструированная кривая колебаний уровня моря для ордовикского
бассейна Балтоскандии оказывается более близкой к кривой, составленной для платформы
Янцзы, чем к кривой, опубликованной для Северо-Американской платформы.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, гранты № 10-05-00848 и 10-05-00973.
85
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео86
Dronov A.V., Ainsaar L., Kaljo D. et al. Ordovician of Baltoscandia: facies, sequences and sea-level changes //
J.C. Gutirrez-Marco, I. Rbano and D. Garca- Bellido (Eds.)/ Ordovician of the World. Cuadernos del Museo
Geominero, 14. Instituto Geolgico y Minero de Espaa, Madrid, 2011. – P. 143–150.
Kanygin A., Dronov A., Timokhin A., Gonta T. Depositional sequences and palaeoceanographic change in the
Ordovician of the Siberian craton // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2010. Vol. 296. N 3–4. –
P. 285–294.
Munnecke A., Calner M., Harper D.A.T., Servais T. Ordovician and Silurian sea-water chemistry, sea-level,
and climate: A synopsis // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010. Vol. 296. – P. 289–413.
Ross C.A., Ross J.R.P. North American depositional sequences and correlations // J.D. Cooper, M.L. Droser,
S.C. Finney (Eds.) Ordovician Odyssey: Short Papers for the 7-th Intern. Symp. on the Ordovician System.
Fullerton, 1995. – P. 309–313.
Su Wenbo. Ordovician sea-level changes: evidence from the Yangtze platform // Acta Palaeontologica Sinica.
2007. Vol. 46 (Suppl.). – P. 471–476.
Videt B., Paris F., Rubino J.-L. et al. Biostratigraphical calibration of the third order Ordovician sequences of
the northern Gondwana platform // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010. Vol. 296. N 3–4. –
P. 350–375.
А.В. Дронов, А.В. Каныгин, А.В. Тимохин, Т.В. Гонта
ГЕО- И БИОСОБЫТИЯ В ОРДОВИКЕ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
При исследовании последних лет получены новые данные, существенно меняющие и дополняющие наши представления об эволюции Сибирского палеоконтинента в ордовике. В эволюции палеозойской биосферы ордовикский период играет особую роль. Это время «Великой ордовикской биодиверсификации», когда появились практически все типы современных
животных, а к концу ордовикского периода приурочено одно из пяти крупнейших массовых
вымираний в истории Земли. В последние годы были поставлены специальные комплексные
сравнительные исследования эволюции биоты и осадконакопления в эпиконтинентальных ордовикских бассейнах Русской и Сибирской платформ. Основное внимание было уделено выявлению следов эвстатических колебаний уровня моря, климатических изменений и изменений
интенсивности вулканизма, которые, как считается, были одними из ведущих абиотических
факторов, оказавших влияние на эволюцию биосферы (Herrmann et al., 2004; Дронов, 2009;
Harper, 2011).
Важнейшие результаты проведенных исследований:
1) по распространению региональных несогласий и характеру распределения фаций в опорных разрезах ордовика Сибирской платформы впервые выявлены крупные осадочные циклиты
(осадочные секвенции), отвечающие относительным колебаниям уровня моря продолжительностью 1–9 млн лет (Dronov et al., 2009; Kanygin et al., 2010). Эти секвенции довольно хорошо
коррелируются с осадочными секвенциями, описанными в ордовике Русской платформы и
других палеозойских палеоконтинентов (в пределах той точности, с которой дает возможность
это делать на сегодняшний день биостратиграфический метод), что позволяет предполагать их
эвстатическую природу. Однако при сопоставлении кривых относительных колебаний уровня
моря, построенных для ордовика Сибирской и Русской платформ, выяснилось, что характер
кривой колебаний уровня моря, близкий к таковому на Русской платформе, выявлен для всех
платформ, располагавшихся в ордовике в южном полушарии, т. е. для всех платформ Гондванской группы. В то же время кривая колебаний уровня моря для ордовика Сибирской платформы существенно отличается от них и близка к характеру кривой для Северо-Американской
платформы;
2) проведенный сравнительный анализ эволюции осадконакопления в ордовике на Русской
и Сибирской платформах продемонстрировал существенную их разнонаправленность. На Русской платформе разрез начинается толщей кварцевых песчаников, аналогичных тем, что слагают весь разрез ордовика Гондваны. Эти песчаники сменяются вверх по разрезу холодноводными
карбонатами, а венчают разрез тепловодные тропические карбонаты. Такой характер эволюции
осадконакопления отражает быструю миграцию Балтийского палеоконтинента в течение ордовика из приполярных широт Южного полушария в приэкваториальные (Dronov, Rozhnov,
2007). Направленность эволюции осадконакопления в ордовике Сибирской платформы имеет
совершенно другой характер. Нижний и низы среднего ордовика представлены здесь тропиче-
Материалы III Всероссийского совещания
скими карбонатами, которые сменяются в верхах среднего ордовика кварцевыми песчаниками.
Верхний ордовик представлен холодноводными карбонатами (Dronov et al., 2009). Описанный
тренд не может быть объяснен прохождением Сибирского палеоконтинента в течение ордовика
через различные климатические пояса, как это было в случае с Балтикой, так как, по палеомагнитным данным, он в течение всего ордовика располагался в приэкваториальной зоне (Cocks,
Torsvik, 2007). Аналогичный тренд в эволюции осадконакопления в течение ордовика демонстрирует и Северо-Американская платформа, также находившаяся в течение всего периода в
приэкваториальной зоне (Cocks, Torsvik, 2007). Такой характер эволюции осадконакопления
объясняется здесь апвеллингом холодных глубинных океанических вод и проникновением их в
относительно мелководный эпиконтинентальный бассейн Мидконтинета (Holland, Patzkovski,
1996; Herrmann and Haupt, 2010; Ettensohn, 2010). Аналогичное объяснение может быть предложено и для оценки характера эволюции осадконакопления в ордовике Сибирской платформы
(Дронов, 2009; Dronov, 2009; Dronov, 2011). Следует отметить, что распространение «нубийских
фаций» на Сибирской платформе сопровождается появлением здесь типичных для ордовика
Гондваны ихнофоссилий. Об этом свидетельствует уникальная находка в Байкитских песчаниках гигантских следов Rusophycus, отмечавшихся ранее только на палеоматериках Гондванской
группы (Seilacher, 2007; Kushlina, Dronov, 2011);
3) обнаружение многочисленных прослоев вулканического пепла в отложениях верхнего ордовика Сибирской платформы (Dronov et al., 2011) свидетельствует об интенсивном вулканизме
на западной (в современных координатах) окраине платформы и о наличии под современным
чехлом Западной Сибири верхнеордовикской вулканической дуги, протянувшейся примерно параллельно современному руслу Енисея. Время активности этой вулканической дуги на
удивление точно совпадает со временем активности Таконской вулканической дуги, располагавшейся вдоль восточного (в современных координатах) побережья Северо-Американского
континента. Это обстоятельство может свидетельствовать о том, что Таконская и Енисейская
дуги составляли единую систему и располагались на единой активной континентальной окраине
двух разных континентов (Сибирского и Северо-Американского). Ситуация подобна современной Андско-Кордильерской активной окраине вдоль западного побережья как Северной, так и
Южной Америки. Дрейф в направлении этой дуги Балтики и других континентальных блоков
и микроконтинентов вполне укладывается в эту концепцию.
Активность Таконской вулканической дуги давно уже рассматривается рядом специалистов
как свидетельство влияния вулканических извержений на происшедшие в позднем ордовике
глобальные климатические изменения (Huff et al., 1992). Считается, что именно возрастание
интенсивности вулканических извержений в конце ордовика могло привести к глобальному похолоданию, завершившемуся Хирнантским оледенением (Herrmann et al., 2010; Keller, Lehnert,
2010). Находки многочисленных пепловых прослоев в верхнем ордовике Сибирской платформы
существенно подтверждают этот аргумент.
В Северной Америке даже генезис кварцитов Эурека связывается с вулканической активностью и сопутствующим ей похолоданием (Keller, Lehnert, 2010). На Сибирской платформе,
однако, развитие Байкитских песчаников предшествует по времени вулканической активности
и сопровождающим ее пепловым прослоям. Ясно поэтому, что похолодание произошло здесь
раньше и не связано напрямую с вулканизмом (Дронов, 2011). По-видимому, уничтожение
тропической карбонатной фабрики и распространение «нубийских» фаций, сменяющихся
вверх по разрезу холодноводными карбонатами, на Сибирском и Северо-Американском континентах связано с одним и тем же процессом внедрения холодных вод в мелководные и теплые
эпиконтинентальные бассейны. Процесс этот, по-видимому, связан с апвеллингом и/или перераспределением направления океанических течений в результате тектонической перестройки.
Резкое увеличение таксономического разнообразия биоты в среднем и позднем ордовике,
получившее название «Великой ордовикской биодиверсификации», было вызвано резким расширением ареалов обитания холодноводной биоты, связанным с внедрением холодных водных
масс в мелководные эпиконтинентальные бассейны. Этот же процесс замещения теплых водных
масс в большинстве эпиконтинентальных бассейнов холодными вызвал постепенное похолодание (Trotter et al., 2008). Верхнеордовикский эпизод интенсивного вулканизма лишь усилил
эту тенденцию и привел к формированию обширного ледникового щита на Южном полюсе,
где располагался Гондванский материк.
Гляциоэвстатическое падение уровня Мирового океана во время Хирнантского оледенения
привело к осушению огромных площадей, занятых до этого мелководными эпиконтинентальными бассейнами, и, как следствие этого, к одному из крупнейших в истории планеты массовых вымираний. Позднеордовикский эпизод интенсивного вулканизма, непосредственно
87
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
предшествовавший Хирнантскому оледенению, был связан с субдукцией Балтийской плиты
под Американо-Сибирскую.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект 10-05-00848.
88
Дронов А.В. Философия секвентной стратиграфии // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2009. Т. 84. Вып. 4. –
С. 103–108.
Дронов А.В. Загадка байкитских песчаников (средний ордовик Сибирской платформы) / А.С. Алексеев (ред.) // ПАЛЕОСТРАТ-2011. Годичное собрание секции палеонтологии МОИП и Моск. отд. Палеонтолог. общества при РАН. Москва, 24–26 января 2011 г. Программа и тезисы докладов. – М.: Палеонтологический институт им. А.А. Борисяка РАН, 2011. – С. 32–33.
Cocks L.R.M., Torsvik T.H. Siberia, the wandering northern terrane, and its changing geography through the
Paleozoic // Earth-Science Reviews. 2007. Vol. 82. – P. 29–74.
Dronov A., Rozhnov S. Climatic changes in the Baltoscandian basin during the Ordovician: sedimentological
and palaeontological aspects // Acta Palaeontologica Sinica. 2007. Vol. 46 (Suppl.). – P. 108–113.
Dronov A.V., Kanygin A.V., Timokhin A.V. et al. Correlation of Eustatic and Biotic Events in the Ordovician
Paleobasins of the Siberian and Russian Platforms // Paleontological J. 2009. Vol. 43. N 11. – P. 1477–1497.
Dronov A.V., Huff W.D., Kanygin A.V., Gonta T.V. K-bentonites in the Upper Ordovician of the Siberian
Platform / J.C. Gutirrez-Marco, I. Rbano and D. Garca-Bellido (Еds.) // Ordovician of the World. Cuadernos
del Museo Geominero, 14. Instituto Geolgico y Minero de Espaa, Madrid, 2011. – P. 135–141.
Ettensohn F.R. Origin of the Late Ordovician (mid-Mohawkian) temperate-water conditions on southeastern
Laurentia: Glacial or tectonic? / S.C. Finney and W.B.N. Berry (Еds.) // The Ordovician Earth System. Geol.
Soc. of Amer. Spec. Pap. 2010. Vol. 466. – P. 163–175.
Harper D.A.T. A sixth decade of the Ordovician period: status of the research infrastructure of a geological
system / J.C. Gutirrez-Marco, I. Rbano and D. Garсa-Bellido, (Eds.) // Ordovician of the World. Cuaderuos
del Museo Geominero, 14. Instituto Geolgico y Minera de Espaa, Madrid, 2011. – P. 3–9.
Herrmann A.D., Patzkowsky M. E., Pollard D. The impact of paleogeography, pCO2, poleward ocean heat
transport and sea level change on global cooling during the Late Ordovician // Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology. 2004. Vol. 206. – P. 59–74.
Herrmann A.D., MacLeod K.G., Leslie S.A. Did a volcanic meda-eruption cause global cooling during the
Late Ordovician? // Palaios. 2010. Vol. 25. – P. 831–836.
Herrmann A.D., Haupt B.J. Toward identifying potential causes for stratigraphic change in subtropical to
tropical Laurentia during the Mohawkian (early Later Ordovician) / S.C. Finney and W.B.N. Berry (Eds.) // The
Ordovician Earth System. Geol. Soc. of Amer. Spec. Pap. 2010. 466. – P. 29–35.
Holland S.M., Patzkowsky M.E. Sequence stratigraphy and long-term paleoceanographic change in the
Middle and Upper Ordovician of the eastern United States / B. Witzke, G. Ludvigson, J. Day (Eds.) // Paleozoic
Sequence Stratigraphy: Views from the North American Craton. Geol. Soc. of Amer. 1996. Spec. Pap. 306,
Boulder, Colorado, USA. – P. 117–129.
Huff W., Bergstrm S.M., Kolata D.R. Gigantic Ordovician volcanic ash fall in North America and Europe:
Biological, tectonomagmatic, and event-stratigraphic significance // Geology. 1992. Vol. 20. – P. 875–878.
Kanygin A., Dronov A., Timokhin A., Gonta T. Depositional sequences and palaeoceanographic change in the
Ordovician of the Siberian craton // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2010. Vol. 296. N 3–4. –
P. 285–294.
Keller M., Lehnert O. Ordovician paleocarst and quartz sand: Evidence of volcanically triggered extreme
climates? // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010. Vol. 296. – P. 297–309.
Kushlina V.B., Dronov A.V. A giant Rusophycus from the Middle Ordovician of Siberia / J.C. GutirrezMarco, I. Rbano and D. Garca-Bellido (Eds.) // Ordovician of the World. Cuadernos del Museo Geominero,
14. Instituto Geolgico y Minero de Espaa, Madrid, 2011. – P. 279–285.
Seilacher A. Trace fossil analysis., Berlin, Heidelberg, New York: Springer, 2007. – 226 p.
Trotter J., Williams I., Barnes C. et al. Did Coolind Oceans Trigger Ordovician Biodiversification? Evidence
from Conodont Thermometry // Science. 2008. Vol. 321. – P. 550–554.
Ю.В. Ермакова, А.Н. Реймерс, А.С. Алексеев
Конодонтовая стратиграфия гжельского яруса и подстилающих его верхнекасимовских отложений хорошо изучена в Подмосковье (Alekseev et al., 2009) и на Южном Урале (Davydov et al.,
2008). Однако исключительно полный разрез гжельского яруса расположен в карьере Яблоневый овраг на правобережье р. Волга выше Самары. Он имеет статус гипостратотипа и достаточно
подробно изучен (Калмыкова, Кашик, 1975; Муравьев, 1983, 1984), но важные для стратиграфии
конодонты ранее установлены лишь на нескольких уровнях (Алексеев и др., 1986). Нами этот
разрез детально опробован на конодонты. Нумерация пачек принята по И.С. Муравьеву и др.
(1983). Вскрытая в карьере последовательность представлена чередованием пачек известняков
в различной степени доломитизированных и доломитов. Весьма характерен залегающий выше
перерыва тонкий линзовидный прослой рыжих глин (пачка 10), прослеживающийся по всему
карьеру. На данный момент опробована верхняя часть касимовского (начиная с пачки 3) и
нижняя часть гжельского (начиная с самой верхней части пачки 7) ярусов суммарной мощностью около 72 м. Всего отобраны и обработаны 132 образца общим весом 162 кг. Конодонты
обнаружены в 50 образцах, содержащих около 800 конодонтовых элементов, в том числе около
700 платформенных. Значительные по мощности интервалы, в которых конодонтов нет или они
представлены единичными экземплярами, чередуются с маломощными интервалами, где число
конодонтов существенно возрастает (до 50 экз./кг и более). Редкость конодонтовых элементов
объясняется мелководностью бассейна, осадки в котором накапливались с довольно высокой
скоростью, что приводило к разбавлению осадочным материалом, а также, возможно, низкой
или специфической трофностью этой части моря. На существенное влияние последнего фактора указывает преобладание в пробах ювенильных форм, которые не могли достигать взрослой
стадии.
Выявленные комплексы конодонтов позволяют выделить с различной степенью обоснованности пять зон, установленных для верхнего карбона России (Горева, Алексеев, 2010).
Нижнее подразделение (нижняя часть пачки 3 – пачка 6, обр. 3.2.1–6.3.1, мощность 22,5 м)
соответствует зоне S. firmus и выделяется по появлению вида-маркера Streptognathodus firmus
Kozitskaya. Этот интервал отвечает средней и верхней частям дорогомиловского горизонта.
Кроме вида-индекса, здесь встречены такие формы, как Streptognathodus pawhuskaensis Harris et
Hollingsworth, Idiognathodus toretzianus Kozitskaya, I. praenuntius Chernykh, S. aff. vitali Chernykh,
I. pictus Chernykh, I. mestsherensis Goreva et Alekseev, S. sp. A Sungatullina, H. minutus Ellison,
Adetognathus sp. и не получившие точных определений ювенильные формы. Вышележащая зона
S. zethus (?) (инт. 22,5–34,5 м; обр. 7.1.2–7.4.2) характеризуется крайне обедненным комплексом конодонтов, представленным единичными экземплярами H. minutus Ellison, Adetognathus
sp., Streptognathodus sp. A Sungatullina. Однако по своему стратиграфическому положению этот
интервал соответствует зоне S. zethus, которая также выделяется в Подмосковье. Поэтому в разрезе Яблоневый овраг мы выделяем зону zethus условно, как отвечающую самой верхней части
дорогомиловского горизонта. Следующая вверх зона I. simulator (инт. 34,5–49 м; обр. 7.4.3–
9.2.1) определяется по появлению вида Idiognathodus simulator (Ellison), который маркирует границу гжельского яруса (Heckel et al., 2007; Villa et al., 2009). Комплекс этой зоны содержит
Idiognathodus pictus Chernykh, I. simulator (Ellison), I. bachmuticus Kozitskaya, I. auritus Chernykh,
I. toretzianus Kozitskaya, I. luganicus (Kozitskaya), I. sinistrum (Chernykh), I. kalitvensis (Kozitskaya),
Streptognathodus pawhuskaensis Harris et Hollingsworth, S. cf. neverovensis Goreva et Alekseev, S. sp. A
Sungatullina, S. ruzhencevi Kozur, S. firmus Kozitskaya, S. aff. firmus Kozitskaya, S. aff. vitali Chernykh,,
Streptognathodus sp. B, Gondolella sublanceolata Gunnell, Hindeodus sp., Adetognathus sp. Конодонты
на этом уровне чрезвычайно многочисленны, здесь появляются, хотя и редкие, представители глубоководного рода Gondolella, что свидетельствует об эвстатическом максимуме уровня
моря, который хорошо прослеживается и в Подмосковье. Одновременно появляются спикулы
кремневых губок. Эта зона соответствует нижней части добрятинского горизонта в его новом
определении, если в общей шкале России нижняя граница гжельского яруса будет закреплена
Материалы III Всероссийского совещания
ЗОНАЛЬНОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ ПОГРАНИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
КАСИМОВСКОГО И ГЖЕЛЬСКОГО ЯРУСОВ (ВЕРХНИЙ КАРБОН)
КАРЬЕРА ЯБЛОНЕВЫЙ ОВРАГ (САМАРСКАЯ ЛУКА)
ПО КОНОДОНТАМ
89
90
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, геои биособытия
Разрез пограничных отложений касимовского и гжельского ярусов в карьере Яблоневый овраг
по появлению Idiognathodus simulator. Верхней части добрятинского горизонта принадлежит зона
S. vitali (инт. 49–67 м; обр. 11.1.2–14.4.3). Этот интервал обеднен конодонтами, здесь найдены
только Streptognathodus pawhuskaensis Harris et Hollingsworth, S. ruzhencevi Kozur и новый вид
рода Adetognathus с очень узкой изогнутой платформой практически без скульптуры на парапетах, а также единичные ювенильные экземпляры стрептогнатодусов. Перечисленные виды
не дают основания для выделения следующей конодонтовой зоны, но по стратиграфическому
положению этот интервал соответствует зоне S. vitali (установлена в амеревской свите добрятинского горизонта гжельского яруса (Горева, Алексеев, 2010)). Кроме того, встреченные нами
в 11 и 12 пачках виды S. pawhuskaensis Harris et Hollingsworth и S. ruzhencevi Kozur входят в
комплекс этой зоны. Появление здесь вида Adetognathus sp. nov. (обр. 11.1.2) говорит о существенной смене относительно глубоководных условий осадконакопления весьма мелководными. Последнее подразделение, которое выделяется в изученной части разреза, – это зона S.
virgilicus (инт. 67–72,5 м; обр. 14.4.4–15.1.5). Она определяется по появлению Streptognathodus
virgilicus Ritter и эквивалентна павловопосадскому горизонту и нижней части ногинского горизонта (Горева, Алексеев, 2010). В комплексе этой зоны встречены Streptognathodus pawhuskaensis
Harris et Hollingsworth, S. ruzhencevi Kozur, S. virgilicus Ritter, S. gracilis Stauffer et Plummer, S. sp.
B, Adetognathus sp. (рисунок).
Аналогичное явление эпизодического роста обилия конодонтовых элементов в касимовском
и гжельском ярусах Среднего Поволжья (скв. Пестрецы-11 в Татарии) установлено Г.М. Сунгатуллиной (2008), выявившей идентичную последовательность зон. Вероятно, эти особенности
типичны для всей Волго-Уральской области.
Алексеев А.С., Барсков И.С., Халымбаджа В.Г. и др. Отряд Conodontophorida // Атлас фауны верхнего
карбона и нижней перми Самарской Луки. – Казань: изд-во Казанского ун-та. 1986. – С. 128–135.
Горева Н.В., Алексеев А.С. Конодонтовые зоны верхнего крабона России и их глобальная корреляция
// Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2010. Т. 18. № 6. – С. 35–48.
Калмыкова М.А., Кашик Д.С. О пограничных слоях карбона и перми Самарской Луки (карьер «Яблоневый овраг») // Стратиграфия и биогеография морей и суши каменноугольного периода на территории
СССР: Сб. статей. – Киев: Bзд-во при Киевском ГУ, 1975. – С. 69–76.
Козицкая Р.И., Косенко З.А., Липнягов О.М., Немировская Т.И. Конодонты карбона Донецкого бассейна. – Киев: Наукова думка, 1978. – 134 c.
Муравьев И.С., Ермошкин Н.В., Шуликов Е.С. Верхнекаменноугольные и нижнепермские отложения
Самарской Луки. – Казань: Изд-во Казан. ун-та, 1983. – 127 с.
Муравьёв И.С. и др. Разрез Яблоневый овраг (Самарская Лука) как гипостратотип гжельского яруса и
возможный стратотип границы карбона и перми // Тр. АН СССР. Мин. геол. СССР. МСК. Т. 13. Верхний
карбон СССР, 1984. – С. 26–42.
Сунгатуллина Г.М. Биостратиграфия верхнекаменноугольных отложений востока Русской плиты по
конодонтам // Уч. зап. Казанского ГУ. 2008. Т. 150. Кн. 3. Естественные науки. – С. 183–197.
Черных В.В. Зональный метод в биостратиграфии. Зональная шкала нижней перми Урала по конодонтам. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2005.
Alekseev A.S., Goreva N.V., Isaqkova T.N. et al. Gzhel section stratotype of the Gzhelian stage // Type and
reference Carboniferous sections in the south part of the Moscow Basin. Moscow, 2009. – P. 115–137.
Davydov V.I., Chernykh V.V., Chuvashov B.I. et al. Faunal assemblage and correlation of Kasimovian –
Gzhelian Transition at Usolka Section, Southern Urals, Russia (a potential candidate for GSSP to define base of
Gzhelian Staage) // Stratigraphy. 2008. Vol. 5. N 2. – P. 113–135.
Heckel P.H., Alekseev A.S., Barrick J.E. et al. Cyclothem (“digital”) correlation and biostratigraphy across
the global Moscovian–Kasimovian–Gzhelian stage boundary interval (Middle–Upper Pennsylvanian) in North
America and Eastern Europe // Geology. 2007. Vol. 35. – P. 607–610.
Villa E., Alekseev A.S., Barrick J.E. et. al. Selection of the conodont Idiognathodus simulator (Ellison) as the
event marker for the base of the global Gzhelian Stage (Upper Pennsylvanian, Carboniferous) // Palaeoworld.
2009. Vol. 18. – P. 114–119.
Материалы III Всероссийского совещания
1 – известняк; 2 – доломит; 3 – глина; 4 – каверны; 5 – конкреции кремней; 6 – гастроподы; 7 – брахиоподы;
8 – кораллы. Номера образцов со штрихом после последней цифры – образцы, собранные в 2010 г. и дублирующие
утраченные при пересылке пробы 2009 г.
91
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
А.В. Зайцев, Б.Г. Покровский
92
К ЛИТОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКОЙ ХАРАКТЕРИСТИКЕ
ПЕСТОВСКОЙ ОПОРНОЙ СКВАЖИНЫ
(ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ ДАННЫЕ)
Ордовикские отложения широко распространены в пределах Русской плиты и ее обрамления. На дневную поверхность они выходят узкой полосой вдоль южного побережья Финского
залива, формируя т. н. Ордовикское плато. Также они вскрыты бурением в Южной Прибалтике
и на территории Московской синеклизы. В пределах Московской синеклизы они обнаружены
в центральной и западной ее частях, где залегают на глубинах порядка 1500–2500 м и достаточно хорошо охарактеризованы палеонтологически. Территория Балтоскандии и Московской
синеклизы в ордовикское время представляла единый морской бассейн. При этом для северной
(наиболее хорошо изученной) части Прибалтийского бассейна характерны условия существенно
карбонатной мелководной седиментации, в то время как более глубоководному Московскому
бассейну присуща преимущественно глинистая терригенная седиментация. Естественной границей Балтийского и Московского бассейнов следует считать Ловатский вал, сформировавшийся в поздневендское время и служивший неким барьером, ограничивающим взаимосвязь между
западной и восточной частями бассейна. Это подтверждается не только различием режимов
седиментации, но и различием биот этих двух частей ордовикского бассейна Русской плиты.
На востоке Московский бассейн, вероятно, был связан с Южно-Уральским бассейном через
Пачелмский и Пошехонско-Солигаличский прогибы (Дмитровская, 1980), что подтверждает
присутствие здесь ряда форм конодонтов, характерных для Мидконтинентальной провинции
(Протасевич, 1989).
Несмотря на то, что изучение ордовикских отложений Московской синеклизы ведется достаточно продолжительное время (40-е – начало 90 гг. XX в.), степень их палеонтологической и
биостратиграфической изученности недостаточна. Очевидно, что ряд стратиграфических уровней до настоящего времени не имеет достаточно обоснованных датировок и разными исследователями трактуется в широком возрастном диапазоне. Это связано как с несовершенством
использовавшейся в тот период времени палеонтологической систематики, так и слабой изученностью таких ортостратиграфических групп фауны, как акритархи и конодонты.
Из сказанного ясно, что вопросы био- и литостратиграфии ордовикских отложений территории Московской синеклизы требуют дальнейшего изучения. Однако количество сохранившегося керна и разница в литологическом составе вызывают существенные затруднения при
попытке корреляции этих разрезов с прибалтийскими. Керн большинства скважин, пробуренных в западной части синеклизы и наиболее литологически сходных с прибалтийскими, до
настоящего времени не сохранился. Таким образом, новые данные по литолого-геохимическим
исследованиям Пестовской скважины весьма интересны.
Пестовская опорная скважина пробурена в 50-х годах XX в. на территории Новгородской области и охватывает практически весь стратиграфический интервал ордовика. Разрез снизу вверх:
Волховская свита сложена зеленовато-серыми, желтовато-охристыми вакстоунами с вишнево-бурыми пятнами, развитыми по биотурбациям. Вниз по разрезу глинистость пород постепенно увеличивается, и известняки постепенно переходят в темные буровато-серые алевритистые
аргиллиты бугинской свиты.
Обуховская свита. В кровле представлена зеленовато-серыми известняками с тонкопесчаной
примесью, постепенно переходящими в глинистые мадстоуны. В средней части светлые, зеленовато-серые мелкозернистые доломиты. Нижняя половина свиты сложена зеленовато-серыми,
в разной степени глинистыми вак- и пакстоунами с флазерной слоистостью.
Полометская свита. Вверху светло-серые, зеленоватые флазернослоистые пакстоуны.
В средней части породы содержат сульфидные стяжения, развитые по биотурбациям, присутствует тонкопесчаная примесь.
Березайская и грязновская свиты. Имеют сходный литологический состав, и в настоящее
время точное проведение границы между свитами вызывает затруднение. В кровле интервала
зеленовато-серые глинистые мадстоуны и вакстоуны с фосфатными брахиоподами. Вниз по
разрезу размер биокластового материала увеличивается и породы переходят в флазернослоистые
пакстоуны. В нижней части породы содержат редкие крупные биокласты с окисленными сульфидными стяжениями, развитыми по биотурбациям, присутствует алевро-песчаная примесь.
Материалы III Всероссийского совещания
Литологическая колонка Пестовской скважины с кривой по изотопам углерода
93
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео94
Шундоровская свита. В кровле зеленовато-серые волнистослоистые вак- и пакстоуны с
крупными биокластами и мшанками. В нижней половине свиты породы содержат тонкопесчаную примесь и постепенно переходят в темно-серые песчанистые доломиты с глауконитом.
Хревицкая свита. В кровле серые доломиты с песчаной примесью, вниз по разрезу переходящие в серые, слегка зеленоватые, в разной степени доломитизированные пакстоуны с темно-серыми пятнами и прослоями, обогащенными кукерситовым материалом. В нижней части
породы содержат переотложенных мшанок.
Меглинская свита. В верхней части зеленовато-серые мадстоуны, внизу переходящие в
вакстоуны с прослоями буровато-кремово-серых доломитов, затем в светло-серые доломиты
с песчаной примесью и глинистыми прослоями мощностью 2–3 мм. В средней части светлосерые флазернослоистые доломитизированные пакстоуны со стилолитами, подчеркнутыми скоплением кукерситового материала. Для породы характерны крупные перекристаллизованные
биокласты. В нижней части свиты серые, зеленовато-серые доломиты с разным количеством
мелко-тонкопесчаной примеси. В основании биокластовые вак-пакстоуны.
Ратынская свита. Вверху светло-серые, кавернозные доломиты с тонкопесчаной примесью,
вниз по разрезу переходящие в зеленовато-серые неравномерно доломитизированные пятнистые глинистые мадстоуны с флазерной текстурой. В средней части светло-серые мелкозернистые долмиты, в нижней – зеленовато-серые вакстоуны.
Варлыгинская свита. В верхней части зеленовато-серые, буровато-серые пятнистые пакстоу­
ны с печаной примесью. Вниз по разрезу они переходят в буровато-кремово-серые, участками
желтовато-серые, зеленоватые мелкозернистые доломиты.
Предварительная интерпретация полученных новых данных по распределению в изученном разрезе изотопов δ13С и δ18О позволяет интерпретировать эти отложения как интервал,
охватывающий дарривильский – катийский ярусы (рисунок). Интерпретация производилась
с помощью изотопной шкалы, разработанной для Балтийского региона (Ainsaar et al., 2010).
Авторы выражают благодарность Ю.А. Иванову, Н.В. Оленевой и Н.В. Клавдиевой (Апрелевское отделение ВНИГНИ) за предоставленные материалы.
Е.Л. Зайцева, Н.К. Фортунатова, А.Г. Швец-Тэнэта-Гурий,
О.А. Карцева, М.А. Бушуева, А.В. Баранова, Г.В. Агафонова,
А.И. Михеева, Е.В. Рахимова
ПРОБЛЕМЫ СТРАТИГРАФИИ ВЕРХНЕДЕВОНСКИХ
И НИЖНЕКАМЕННОУГОЛЬНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
ЗАПАДА ВОЛГО-УРАЛЬСКОЙ ПРОВИНЦИИ
Верхнедевонские и нижнекаменноугольные отложения запада Волго-Уральской нефтегазоносной провинции характеризуются полифациальным составом, различающимися мощностями
и сложными пространственными взаимоотношениями стратонов. Детальное изучение разрезов, анализ биостратиграфических, литологических, седиментологических и геофизических
данных позволили выделить четыре структурно-формационные зоны: центральная и бортовая
части палеовпадины, склон и центральная часть палеосвода (Фортунатова и др., 2007). Рассматриваемые отложения содержат разнообразные органические остатки, значимость которых
в разнофациальных отложениях неодинакова. Достоверность проводимой корреляции между
различными фациями основана на зональных подразделениях по фораминиферам, конодонтам, брахиоподам, остракодам и миоспорам. Резкое различие в строении разрезов, степень их
изученности, а также неоднозначная корреляция зон по разным группам фоссилий и их соотношение с региональными стратиграфическими подразделениями обуславливают трудности
в обосновании и прослеживании границ стратиграфических подразделений разного уровня и
определяют комплексное использование разнообразных критериев.
Основополагающими для расчленения, корреляции разрезов осадочных толщ и прослеживания стратиграфических границ являются биостратиграфические критерии. В разрабатываемой в последние годы Международной стратиграфической шкале предложены биостратиграфические маркеры проведения ярусных границ верхнего девона и нижнего карбона
Материалы III Всероссийского совещания
(Зональная…, 2006; Соболев, Евдокимова, 2008), которые прослеживаются на западе ВолгоУрала с разной степенью достоверности.
Маркером границы среднего и верхнего девона (живетского и франского ярусов) выбраны
ранние представители конодонтов группы Ancyrodella rotundiloba – A. pristina и A. soluta. В современной конодонтовой шкале она проходит внутри конодонтовой подзоны Lower Mesotaxis
falsiovalis. Установление точного положения данного уровня в Урало-Поволжье затруднено, так
как вид Mesotaxis falsiovalis встречается не ниже саргаевского горизонта, а находки видов-маркеров единичны в верхней части тиманского горизонта (Ovnatanova, Kononova, 2008). На западе
Волго-Урала граница среднего и верхнего отделов проводится внутри терригенного комплекса,
который характеризуются отчетливо выраженным ритмическим строением. Этот уровень разными исследователями сопоставляется с основанием пашийского, с основанием тиманского,
с серединой тиманского или с основанием саргаевского горизонтов. Исследованиями авторов
установлено, что наиболее отчетливая седиментационная граница приурочена к основанию
тиманского горизонта и связана с началом нового трансгрессивного этапа осадконакопления.
В разрезах сводов рассматриваемая граница резко проявлена разноамплитудными перерывами,
которым в палеопрогибах соответствуют отложения подводных конусов выноса, отражающихся
в сейсмической записи в виде клиноформ.
Граница франского и фаменского ярусов в региональной схеме Русской платформы принята
в основании волгоградского горизонта, отвечающего по объему конодонтовым подзонам LowerMiddle triangularis и миоспоровой зоне Corbulispora viminea – Geminospora vasjamica. В западной
части Волго-Уральской провинции в большинстве скважин она проводится условно, так как
не имеет достоверного палеонтологического обоснования и проходит внутри однородной по
литологическому составу толщи. В пределах центральных частей и склонов палеосводов данный уровень выражен размывом и отсутствием отложений волгоградского горизонта, а также
широким развитием в нижнем фамене многочисленных поверхностей размыва, проявленных
в виде обломочных известняков «горизонтов переотложения» или пластов глин. Конодонты
вида-индекса P. triangularis встречены в немногих разрезах центральных и бортовых частей палеовпадин (Губарева, 2003).
Нижняя граница каменноугольной системы в конодонтовой шкале проводится по появлению Siphonodella sulcata в филогенетическом ряду S. praesulcata – S. sulcata и отвечает основанию гумеровского горизонта в региональной стратиграфической схеме Русской платформы. На
большей части Волго-Уральской провинции этому уровню соответствует перерыв. Вышеназванный биостратиграфический маркер установлен в депрессионных разрезах платформенной
части Башкортостана (Юнусов и др., 2000) и Пермского Прикамья (Чижова, Сташкова, Стукова, 2007), а также в единичных разрезах Южно-Татарского свода (Губарева, 2003). В западной
части провинции граница девона и карбона достоверного палеонтологического обоснования
не имеет и проводится по литологическим и седиментологическим критериям. Она отчетливо
проявляется в сводовых разрезах, где перерыв в осадконакоплении фиксируется сменой верхнефаменских карбонатов пачками пород с большим количеством обломочных отложений. Менее
четко она выражена в депрессионных разрезах, представленных ритмично построенной глинисто-карбонатной толщей.
Граница турнейского и визейского ярусов остается остродискуссионной среди специалистов. Она маркируется появлением фораминифер Eoparastaffella simplex в эволюционном ряду
Eoparastaffellina rotunda – Eoparastaffella simplex, однако прослеживание данного маркера на западе Волго-Урала затруднено в связи с широким развитием терригенных фаций. В непрерывных
разрезах пограничных отложений на западе Волго-Урала, приуроченных к центральной части
палеовпадин, выделены две формации: косьвинская карбонатно-глинистая и нижневизейская
глинисто-песчаная (Фортунатова и др., 2007). В депрессионных частях нижняя граница косьвинского горизонта выражена сменой карбонатного режима осадконакопления глинистым. На сводах косьвинской формации соответствуют перерыв и образование коры выветривания. Нижняя
граница радаевского горизонта также выражена сменой режима осадконакопления глинистого
глинисто-песчаным. На сводах этому уровню соответствует перерыв. Следовательно, обе границы выражены сменой режимов осадконакопления, отвечающих границам этапов в развитии бассейна. Так как эти уровни соответствуют перерыву в пределах палеосводов и отвечают единому
регрессивному этапу, границу турне и визе следовало бы проводить в кровле радаевского горизонта. Общая тенденция смены карбонатной седиментации терригенной, смена вещественного
состава дают основание принять данную границу в основании радаевского горизонта.
Границу визейского и серпуховского ярусов в планетарном масштабе определяет появление конодонтов Lochriea ziegleri в эволюционной линии L. mononodosa – L. nodosa – L.ziegleri.
95
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео96
В Волго-Уральской провинции прослеживание этого биостратигарфического маркера требует
дополнительных исследований. На западе провинции данная граница имеет слабую палеонтологическую аргументацию и проводится условно по литологической смене пород. В сводовых
разрезах она проявлена сменой открыто-шельфовых отложений рифовыми, сохранившимися
в виде реликтов. В депрессионной зоне граница не выражена.
Граница нижнего и среднего карбона принята (Кагарманов, 1998) в подошве вознесенского
горизонта и соответствует основанию цефалоподовой зоны Homoceras-Hudsonoceras, конодонтовой зоны Declinagnothodus noduliferus и фораминиферовой зоны Plectostaffella bogdanovkensis.
Биостратиграфическим маркером нижне-среднекаменноугольной границы (миссисипской и
пенсильванской подсистем) является вид Declinognathodus noduliferus, установленный в разрезах
бортовых и центральных частей палеовпадин на востоке провинции. В западной части ВолгоУральской провинции этот рубеж отмечен перерывом различной амплитуды до полного отсутствия башкирских отложений.
Таким образом, большинство ярусных границ рассматриваемого стратиграфического диапазона на западе Волго-Урала подчеркивается перерывами в осадконакоплении, особенно хорошо
проявленными в разрезах сводового типа. На бортах палеовпадин и в центральных их частях им
соответствуют глинисто-терригенные и карбонатные клиноформенные образования.
Губарева В.С. Девонская система / Геология Татарстана: Стратиграфия и тектоника. – М.: ГЕОС,
2003. – С. 83–102.
Зональная стратиграфия фанерозоя России / Науч. ред. Т.Н. Корень. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ,
2006. – 256 с.
Кагарманов А.Х. Проблемы общей шкалы каменноугольной системы // Постановления Межведомственного стратиграфического комитета и его постоянных комиссий. Вып. 30. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ,
1998. – С. 21–28.
Соболев Н.Н., Евдокимова И.О. Девонская система // Постановления Межведомственного стратиграфического комитета и его постоянных комиссий. Состояние изученности стратиграфии докембрия и
фанерозоя России. Задачи дальнейших исследований. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. – С. 52–60.
Фортунатова Н.К, Зайцева Е.Л., Швец-Тэнэта-Гурий А.Г. и др. Новые подходы к стратиграфическому расчленению верхнедевонско-нижнекаменноугольных отложений западной части Волго-Уральской
провинции // Стратиграфия и ее роль в развитии нефтегазового комплекса России. – СПб.: ВНИГРИ,
2007. – С. 303–334.
Чижова В.А., Сташкова Э.С., Стукова Т.В. Горизонты турнейского яруса каменноугольных отложений Волго-Уральской нефтегазоносной провинции // Стратиграфия и ее роль в развитии нефтегазового
комплекса России. – СПб.: ВНИГРИ, 2007. – С. 334–351.
Юнусов М.А., Масагутов Р.Х., Архипова В.В. и др. Башкирский ярус юго-востока Юрюзано-Айской
впадины // Зональные подразделения карбона общей стратиграфической шкалы России: Материалы
Всерос. совещания 29–31 мая 2000 г. – Уфа: Гилем, 2000. – С. 112–113.
Ovnatanova N.S., Kononova L.I. Frasnian Conodonts from the Eastern Russian Platform // Paleontological
J. 2008. Vol. 42. N 10. 2008. – P. 997–1166.
А.В. Зверева, Л.Г. Перегоедов, В.В. Силантьев
НЕМОРСКИЕ ДВУСТВОРЧАТЫЕ МОЛЛЮСКИ
ПОЗДНЕГО ПАЛЕОЗОЯ
СЕВЕРО-ВОСТОКА ТУНГУССКОЙ СИНЕКЛИЗЫ
Первые исследования позднепалеозойских неморских двустворчатых моллюсков (НДМ)
северо-востока Тунгусской синеклизы (Айхальский, Олгуйдахский, Мало-Ботуобинский районы) проведены О.А. Бетехтиной. В состав определенных ею комплексов НДМ вошли родовые и
видовые таксоны, встречающиеся во многих бассейнах Ангариды (Горловском, Минусинском,
Кузнецком и др.). Анализ распространения НДМ по разрезам 50 скважин и двух обнажений позволил ей совместно с другими геологами расчленить верхнепалеозойские отложения изученной
территории и предложить схему их сопоставления с разрезами других бассейнов Ангариды. В то
же время ею была отмечена определенная эндемичность комплексов НДМ и выделен новый
род Palaeomoncetia (Акульшина и др., 1986; Бетехтина, 1986).
В 2005 г. группа палеонтологов СНИИГГиМС начала работы на разрезах верхнего палеозоя
Средне-Моркокинской, Алымджа-Моркокинской и Хампинской площадей (рис. 1) Айхальско-
Материалы III Всероссийского совещания
го и Мало-Ботуобинского районов с целью уточнения стратиграфических границ и восстановления условий осадконакопления.
В результате изучения разрезов 47 скважин отобрано 290 образцов раковин НДМ из конекской и айхальской свит. Эти находки приурочены в основном к алевролитам, реже к аргиллитам. Степень сохранности НДМ невысокая. Как правило, они представляют собой внешние
ядра створок, из-за чего большинство экземпляров возможно определить лишь до рода. Кроме того, из-за небольшого диаметра керна крупные створки представителей таких родов, как
Anthraconaia, Abakaniella и Amnigeniella, часто представлены только своими фрагментами.
Из 14 установленных родов наиболее распространены морфологически близкие роды
Mrassiella и Mrassiellina, обладающие округлыми раковинами небольших размеров.
В целом в разрезе можно достаточно уверенно выделить три комплекса НДМ. Нижний
приурочен к конекской свите. Средний характеризует среднюю часть айхальской свиты схемы
1979–1982 гг. или ее объем по схеме 2011 г. (Сивчиков В.Е., 2011). Верхний комплекс отнесен
к верхней части айхальской свиты схемы 1979–1982 гг. (рис. 2).
Комплекс НДМ конекской свиты включает 8 видов, относящихся к 6 родам: Anthraconaia,
Curvirimula, Abakaniella, Amnigeniella, Mrassiella, Mrassiellina. Входящие в комплекс виды
Abakaniella cf. prima, A. cf. tungusensis, Anthraconaia cf. vulgaris, Curvirimula cf. trapesiforma характерны для мазуровского комплекса фауны, распространенного в безугольной свите Минусинского бассейна. Это позволяет высказать предположение о среднекаменноугольном возрасте
вмещающих отложений.
Комплекс средней части айхальской свиты включает 22 вида, относящихся к 13 родам.
В разрезе впервые появляются такие роды, как Abiella, Myalina, Orthomyalina, Palaeomoncetia,
и уверенно неопределимые формы двустворок, традиционно относимые (Бетехтина, 1974) к
сборной «группе М». Видовой и родовой состав НДМ соответствует алыкаевскому комплексу,
распространенному в верхнекаменноугольных отложениях Кузнецкого, Минусинского и Горловского бассейна.
Комплекс верхней части айхальской свиты (в объеме схемы 1979–1982 гг.) включает представителей 8 родов. В разрезе появляются новые роды Goniophora и Pseudomodiolus; в то же время исчезают Orthomyalina, Palaeomoncetia, Amnigeniella, Mrassiellina, Curvirimula. Род Goniophora
известен из промежуточной свиты Кузбасса, а вид Pseudomodiolus soanensis – из кендерлыкской
свиты ЮВ Казахстана. Это позволяет отнести данные отложения к бургуклинскому горизонту
ранней перми.
Наибольшее число НДМ встречено в скважинах, расположенных на восточной и северовосточной частях Средне-Моркокинской площади. Выявленный здесь комплекс НДМ по видовому составу близок к тому, который установлен ранее О.А. Бетехтиной (1986). Различие
заключается лишь в присутствии в наших сборах представителей рода Amnigeniella (рис. 2).
На Хампинской площади
фауна НДМ обнаружена в семи
скважинах, в каждой из которых
встречен только один уровень с
двустворками. Все местонахождения приурочены к верхним частям разрезов. Установленный
комплекс неморских двустворчатых моллюсков включает виды,
известные из алыкаевской (С3) и
промежуточной свит (Р1) Кузнецкого бассейна. Провести границу
между каменноугольными и пермскими отложениями по имеющимся данным пока не представляется
возможным, поэтому вмещающие
породы отнесены нами к айхальской свите в объеме, принятом в
схеме 1979–1982 гг.
Наиболее интересен Алымджа-Моркокинский район. В изученных скважинах, кроме НДМ,
встречены морские двустворчатые
Рис. 1. Схема расположения изученных площадей
97
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео98
Рис. 2. Распространение видов неморских двустворчатых моллюсков в каменноугольных
и пермских отложениях северо-востока Тунгусской синеклизы
моллюски и брахиоподы. В скважинах 04054 и 00052 в нижней части разреза (122,0–148,0 м и
160,0–171,0 м) наблюдается чередование прослоев с морской (брахиоподы и двустворчатые моллюски) и неморской (НДМ) фауной. Для алевролитов, содержащих остатки НДМ, характерна
пиритизация. Комплекс фауны, в том числе и НДМ (Goniophora sp., Pseudomodiolus soanensis),
свидетельствует о нижнепермском возрасте отложений (бургуклинский горизонт, верхи айхальской свиты схемы 1979–1982 гг.).
Проведенные исследования позволили расширить родовой и видовой состав неморских
двустворчатых моллюсков рассматриваемой территории (рис. 2).
Наибольшим видовым и количественным разнообразием НДМ характеризуются средние
части изученных разрезов, относимые к айхальской свите (С3–Р1).
Общими родами для каменноугольных отложений Западной Европы и северо-востока Тунгусской синеклизы являются Curvirimula Weir, 1960 и Anthraconaia Trueman et Weir, 1946. Можно
отметить, что если на территории Западной Европы род Curvirimula исчезает к концу среднего
карбона, то в пределах Тунгусской синеклизы его отдельные представители продолжают встречаться в отложениях верхнего карбона.
Границу между средним и верхним карбоном целесообразно проводить по появлению рода
Palaeomoncetia Betekhtina, 1986.
На территории Алымджа-Моркокинского участка граница между каменноугольными и
пермскими отложениями может быть проведена по появлению в разрезе рода Goniophora, известного из нижнепермских отложений (промежуточной свиты) Кузбасса.
В ряде разрезов установлены интервалы, характеризующиеся быстрой сменой морских и
неморских условий осадконакопления.
Акульшина Е.П., Бетехтина О.А. и др. Геология алмазоносных отложений верхнего палеозоя Тунгусской синеклизы. – Новосибирск: Наука, 1986. – С. 20–28.
Бетехтина О.А. Приложение 1, 2 // Геология алмазоносных отложений верхнего палеозоя Тунгусской
синеклизы. – Новосибирск: Наука, 1986. – С. 161–182.
Отчет о результатах работ по построению палеогеографических схем пермских отложений Сибирской
платформы. – Новосибирск: СНИИГГиМС, 2011.
КОРРЕЛЯЦИЯ ЖИВЕТСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ
НА ЮГО-ВОСТОКЕ ТАТАРСТАНА
Геолого-поисковые работы поиска нефти на юго-востоке Татарстана начались еще в 40-е
годы прошлого столетия. Глубокими скважинами были вскрыты терригенные отложения вплоть
до кристаллического фундамента. Нефтеносность живетских отложений носила локальный характер, поэтому интерес к этим отложениям поутих.
В тектоническом плане исследуемые живетские отложения приурочены к южному куполу
Татарского свода (ЮТС), расположенному на юго-востоке Республики Татарстан. На северозападе свод граничит с Прикамским прогибом. Его западный склон граничит с Мелекесской
впадиной, восточный с Благовещенской, юго-восточный с Салмышской, южный с Бузулукской,
северо-восточный с Бирской седловиной.
Юго-восточный склон ЮТС моноклинально ступенчато погружается в юго-восточном направлении в сторону Сергиевско-Серноводско-Абдулинского авлакогена.
Живетские отложения в пределах Восточного Татарстана залегают трансгрессивно в зависимости от геодинамического режима на верхнепротерозойских, частично эйфельских отложениях
либо непосредственно на кристаллическом фундаменте. Трансгрессивное залегание живетских
отложений подтверждает несогласное налегание их на нижележащие горизонты и перекрытие
площади развития эйфельских образований осадками живетского возраста.
Ритмичность формирования живетских отложений на юго-востоке Татарстана подтверждается всем имеющимся информативным материалом.
Живетский ярус объединяет воробьевский, ардатовский и муллинский горизонты, соответствующие трем крупным ритмам седиментации: три песчаные пачки выше сменяются более
тонкозернистыми и карбонатными осадками. Отложения воробьевского горизонта распространены в пределах вершины Южно-Татарского свода, его западного, юго-восточного и южного
склонов. Отложения ардатовского и муллинского горизонтов развиты практически повсеместно.
Стратиграфическое расчленение разреза девонских отложений Восточно-Европейской
платформы, представленное на сводном разрезе, принято на основании решения МСК в 1991 г.
Нижняя граница живетского яруса проводится по подошве песчаного пласта ДIV, верхняя – по
кровле аргиллитовой пачки, лежащей над песчаным пластом ДII или над репером «черный известняк».
Воробьёвский горизонт, нижняя граница которого отбивается по кровле репера «нижний
известняк», характеризуется разнозернистым составом базальных песчаников, содержащих
гравийный материал и каолинитовый цемент. Выше залегает алеврито-глинистая пачка. Обе
пачки охарактеризованы одновозрастными спорово-пыльцевыми комплексами, которые подтверждают отнесение их к воробьевскому горизонту.
В пределах юго-востока Татарстана толщина отложений воробьёвского горизонта изменяется в широких пределах, кроме того, отмечается значительная изменчивость литолого-фациального состава слагающих пород. Максимальные толщины воробьевских отложений составляют
Материалы III Всероссийского совещания
И.П. Зинатуллина
99
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео100
25, в среднем 16 м, в северо-восточном направлении происходит постепенное выклинивание
отложений воробьевского горизонта.
На севере и северо-востоке Татарстана песчаная пачка в нижней части воробьевского горизонта залегает на эродированной поверхности кристаллического фундамента. На юге, юговостоке и юго-западе Татарстана – на породах эйфельского яруса.
В составе крупных ритмов первого порядка в живетских отложениях выделяются и более
мелкие ритмы. В воробьевском горизонте формируются два ритма, соответствующие песчаным
пластам ДIV-а и ДIV-б, очень редко встречается третий прослой ДIV-в.
Характер подстилающих отложений оказывает существенное влияние на литологические
особенности пород воробьевского горизонта. В случае залегания их на породах эйфельского
яруса, причем значительной мощности, песчаники менее грубозернистые, отсортированные
и отличаются меньшим содержанием аллотигенного каолинита в цементе. В разрезах, где породы воробьевского горизонта залегают на элювии кристаллического фундамента, песчаники
средне- и крупнозернистые, гравийные, с каолинитовым цементом, прослои косослоистые.
Верхняя аргиллитовая пачка воробьевского горизонта сложена темно-серыми аргиллитами
с прослоями глинистых алевролитов, чередующихся с сидерито-шамозитовыми скоплениями,
в единичных разрезах с прослоем карбонатных пород, нередко содержит примесь песчаного,
реже гравийного (до 5 мм) материала.
По данным Н.М. Страхова (1960), подавляющее большинство морских железных руд приурочено либо к началу крупных и длительных волн погружений, к эпохам трансгрессий, либо
к концу этих волн, отчетливо избегая их срединных моментов. Следовательно, можно уверенно
относить данный тип породы к кровельной части воробьевских отложений, служащей разделом
между воробьевским и ардатовским горизонтами.
Аргиллитовая пачка воробьевского горизонта четко фиксируется на кавернограммах и
является дополнительным репером под названием «фонарик».
Воробьевская волна трансгрессии, распространявшаяся с юга и юго-востока, захватила
юго-восточный склон Русской платформы, южный и юго-восточный склон ЮТС. Осадко­
образование происходило в условиях прибрежной равнины и мелководной шельфовой зоны.
С развитием трансгрессии песчаники сменялись глинисто-алевритовыми, а на крайнем юговостоке и карбонатными илами (репер «фонарик»).
На Матросовском месторождении прослои карбонатов и мергелей с обломками раковин
брахиопод и двустворок отмечаются в скважинах 7252 и 7234. Кроме карбонатов, в шлифах
отмечается ожелезненная органика, содержание которой не превышает 25 %.
Мощность аргиллитовой пачки воробьевского горизонта в большинстве разрезов составляет 3–6, реже 10–12 м. Также нужно отметить, что в некоторых скважинах Сулинской площади толщина этой пачки уменьшается до 1 м, а на Бавлинском месторождении песчаные
пласты ардатовских отложений сливаются с песчаными пластами воробьевского горизонта.
Поверхность осадконакопления отложений была подвержена небольшому размыву, о чем свидетельствуют встреченные в керне намывы галек глины и грубозернистые фракции.
Как дополнительный коррелятив разделения живетских отложений использовался гранулометрический анализ, медианный диаметр зерен. При сопоставлении данных гранулометрического анализа по пластам ДIII и ДIV отмечено, что пласты воробьевского возраста более
грубозернистые. Разнозернистые песчаники встречаются во всех горизонтах живетского яруса,
но их процентное содержание резко уменьшается от воробьевского до муллинского горизонта (таблица). Размеры средних медианных диаметров зерен кварца также уменьшаются снизу
вверх, породы становятся более
отсортированными.
Ардатовский горизонт шиВстречаемость основных типов пород
роко
распространен, покрывает
в пластах живетского яруса
почти всю исследуемую терриРазнозернистые
Мелкозернистые
Песчаники
торию за исключением наиболее
Пласты
песчаники, %
песчаники, %
алевритовые, %
приподнятых участков северноДII
5,9
17,6
35,3
го купола Татарского свода. Ардатовские слои трансгрессивно
ДIII-а
8
68
24
залегают на воробьевских слоях,
ДIII-б
10
40
50
эйфельском ярусе бавлинской
ДIII-в
17,5
67,7
14,8
свиты и на породах кристаллиДIV-а
41,3
56,2
2,4
ческого фундамента. Нижняя
ДIV-б
73,1
22,7
4,2
граница проводится по кровле
Батанова Г.П., Данилова Т.Е. О ритмичности в девонских и каменноугольных отложениях Восточной
Татарии // Труды ТатНИПИнефть. – Казань, 1959. – С. 8–10.
Миропольская Г.Л. О прерывистости осадконакопления в терригенной толще девона на Востоке Татарии // Изв. КФАН СССР. Серия геология. 1957. № 6. – С. 5–20.
Миропольская Г.Л., Герасимова Е.Т., Логинова В.Н., Тузова Л.С. Нефтеносность девона Востока Татарии // Литология и фации. 1960. Т. II. Вып. VI. – С. 142 (Труды КФАН СССР).
Материалы III Всероссийского совещания
верхней алевролито-глинистой и алеврито-глинисто-известковистой пачке воробьевского горизонта, верхняя – по кровле карбонатной пачки «средний известняк». В случае залегания на
кристаллическом фундаменте встречаются разнозернистые песчаники с примесью гравийного
материала. Похожие породы встречаются на Матросовском месторождении на восточном блоке,
они связаны с размывом воробьевского горизонта, по виду эти породы напоминают кору выветривания. Песчаный пласт разделяется аргиллитовыми пропластками на два и на юго-востоке
на три прослоя (ДIII-а, ДIII-б, ДIII-в).
Верхняя карбонатно-аргиллитовая пачка сложена в основании темно-серыми до черных,
тонкослюдистыми, хорошо отмученными аргиллитами, прослоями с небольшой примесью
алевритового материала, особенно в нижней части прослоя. В средней части пачки выделяется
репер «средний известняк», представленный доломитами, доломитовыми известняками, известняками.
Характер осадков говорит о широкой прерывистой трансгрессии моря, начавшейся в воробьевское время и захватившей почти всю территорию Татарстана в ардатовское время. С развитием трансгрессии в ардатовское время связано двух-, реже трехкратное чередование прибрежно-морских и мелководно-морских фаций.
В воробьевских отложениях на каротажном материале отмечается высокая расчлененность
разреза по данным ГК, НГК и ГГК. По данным спектрального анализа, в воробьевских отложениях отмечается аномалия содержания урана (U) и тория (Th). Такие высокие аномалии
(по U в 5 и по Th в 10 раз), превышающие их среднее содержание в породах из вышележащих
ардатовских отложений, характерны для пород из верхней части бийского горизонта и пород
фундамента.
Высокая расчлененность разреза в воробьевских пластах по естественной радиоактивности,
регистрируемая при замерах гамма-каротажа, может быть использована как дополнительный
коррелятив между трудно разделяемыми пластами ардатовского и воробьевского возраста.
Сопоставление разрезов скважин Ромашкинского, Бавлинского и Матросовского месторождений с использованием литологической характеристики керна наглядно демонстрирует
изменчивый характер отложений живетского яруса на рассматриваемой территории с выпадением отдельных частей ритмов. Стратификация разреза воробьевско-ардатовских отложений
имеет большое практическое значение и может быть использована, во-первых, при оценке перспектив нефтегазоносности не только этих, но и выше- и нижезалегающих комплексов пород в
пределах всей юго-восточной части Татарстана; во-вторых, при проектировании мероприятий
по разработке отдельных продуктивных горизонтов терригенной толщи девона и тем самым
способствовать более эффективной их эксплуатации.
А.О. Иванов
ЭЛАСМОБРАНХИИ
КАЗАНСКОГО ЯРУСА ЕВРОПЕЙСКОЙ РОССИИ
Эласмобранхиевые хрящевых рыб (подкласс Elasmobranchii) достаточно часто упоминаются
в списках позвоночных для казанских отложений европейской части России (например, Миних, Миних, 2009), но их описания очень редки. В последнее время собран новый материал,
существенно расширяющий таксономическое разнообразие пермских акул.
В нижнеказанских отложениях местонахождения Усть-Коин, расположенного в Западном
Притиманье (Республика Коми), на р. Вымь, ниже устья р. Коин, встречены зубы ктенакантида Glikmanius occidentalis (Leidy) (рисунок, фиг. 1), зубы лонхидиида «Lissodus» sp. (Malysheva
et al., 2000), зубы и плавниковые шипы нового рода сфенакантид (фиг. 3, 4). Зубы этого нового
рода были ранее описаны как Xenosynechodus egloni Glikman из уржумского местонахождения
101
102
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, геои биособытия
Класс CHONDRICHTHYES
Подкласс ELASMOBRANСHII
Отряд Symmoriiformes
Семейство Stethacanthidae
Stethacanthus altonensis (St. John, Worthen) (= Pinegocaptus rosanovi (А. Minikh))
Материалы III Всероссийского совещания
Ишеево (Миних, Миних, 1996). Однако зуб X. egloni, выбранный автором вида как голотип
(Гликман, 1980), существенно отличается от зубов из Ишеево строением коронки и основания
(Иванов, 2010). Из местонахождения Усть-Коин упомянуты, но не изображены плавниковые
шипы Wodnika (?) striatula Munster (Миних, Миних, 2009), возможно, также относящиеся к
новому сфенакантиду.
Зубы полиакродонтида «Polyacrodus» sp. (фиг. 7, 8) и анахронистидного неоселяха Cooleyella
amazonensis Duffin, Richter, Neis (фиг. 12), а также разнообразные чешуи эвлеляхиевых акул
(фиг. 18) найдены в нижнеказанских отложениях немдинской свиты Чимбулатского карьера,
район г. Советск, бассейн р. Немда, Кировская область.
На двух уровнях в казанских отложениях скв. 31 во Владимирской области, Вязниковский
район, д. Воиново, на правом берегу р. Клязьма обнаружены многочисленные зубы разно­
образных полиакродонтид, включая представителя нового рода этого семейства (фиг. 5, 6),
зубы анахронистидного неоселяха Cooleyella amazonensis (фиг. 11) и чешуи различных эвселяхий
(фиг. 14–17).
Остатки акул найдены в двух казанских местонахождениях Татарстана. В первом местонахождении Котловка, на правом берегу р. Кама, в 10 км ниже г. Нижнекамск слои камышлинского горизонта нижнеказанского подъяруса содержат зубы сфенакантида Sphenacanthus sp.
(фиг. 2), полиакродонтида «Polyacrodus» sp. (фиг. 10) и редкие чешуи эвселяхий. В отложениях
этого же горизонта в местонахождении Печищи, на правом берегу р. Волга, напротив г. Казань
были встречены зубы нового рода Sphenacanthidae, полиакродонтида «Polyacrodus» sp. (фиг. 9) и
анахронистидного неоселяха Cooleyella amazonensis (фиг. 11) и немногочисленные чешуи. Ранее
из верхнеказанских отложений этого местонахождения были обнаружены зубы ктенакантида
Glikmanius occidentalis, описанные как новый вид Ctenacanthus volgensis А. Minikh (Миних, Миних, 1996). Кроме того, в казанских отложениях р. Пинега в Архангельской области установлен G. occidentalis, определенный как C. volgensis, и Ctenacanthus kurgaensis А. Minikh (Миних,
Миних, 1996; Миних, 1999), который вероятнее всего относится к роду Cladodus. Из казанских
отложений р. Пинега и п-ва Канин описаны зубы симмориида Stethacanthus altonensis (St. John,
Worthen), выделенные в новый таксон Pinegocaptus rosanovi (A. Minikh) (Миних, 2006), но являющиеся младшим синонимом ранее известного таксона (Иванов, 2010).
Ревизованный список таксонов эласмобранхиев из казанского яруса включает:
Эласмобранхии казанского яруса
Фиг. 1 – Glikmanius occidentalis (Leidy), зуб, косой лабиальный вид; Республика Коми, р. Вымь, Усть-Коин;
нижнеказанский подъярус.
Фиг. 2 – Sphenacanthus sp., зуб, 2а – лабиальный и 2б – косой латеральный виды; Татарстан, р. Кама, Котловка;
нижнеказанский подъярус, камышлинский горизонт.
Фиг. 3, 4 – Sphenacanthidae gen. nov.; Республика Коми, р. Вымь, Усть-Коин; нижнеказанский подъярус: 3 –
плавниковый шип, латеральный вид; 4 – зуб, лингвальный вид.
Фиг. 5, 6 – Polyacrodontidae gen. nov., зубы; Владимирская обл., д. Воиново, скв. 31; казанский ярус: 5 – глубина
47,5 м, лингвальный вид; 6 – глубина 47,5 м, 6а – косой латеральный и 6б – окклюзарный виды.
Фиг. 7–10 – «Polyacrodus» sp., зубы: 7, 8 – Кировская обл., Чимбулатский карьер; нижнеказанский подъярус,
немдинская свита: 7 – лингвальный и 8 – лабиальный виды; 9 – окклюзарный вид; Татарстан, р. Волга, Печищи;
нижнеказанский подъярус, камышлинский горизонт; 10 – окклюзарный вид; Татарстан, р. Кама, Котловка; нижнеказанский подъярус, камышлинский горизонт.
Фиг. 11–13 – Cooleyella amazonensis Duffin����������������������������������������������������������������������
����������������������������������������������������������������������������
, Richter�������������������������������������������������������������
��������������������������������������������������������������������
, Neis�������������������������������������������������������
�����������������������������������������������������������
, зубы: 11 – латеральный вид; Владимирская обл., д. Воиново, скв. 31, глубина 47,5 м; казанский ярус; 12 – окклюзарный вид; Кировская обл., Чимбулатский карьер;
нижнеказанский подъярус, немдинская свита; 13 – базальный вид; Татарстан, р. Волга, Печищи; нижнеказанский
подъярус, камышлинский горизонт.
Фиг. 14–18 – эвселяхиевые чешуи: 14–17 – Владимирская обл., д. Воиново, скв. 31; казанский ярус; 14, 17 –
глубина 48,5 м, 15, 16 – глубина 47,5 м; 18 – Кировская обл., Чимбулатский карьер; нижнеказанский подъярус,
немдинская свита.
Масштабная линейка для 1 – 1, 3 – 5 mm, 4, 7 – 200, 2, 5, 6, 8–18 – 100 µm
103
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео104
Отряд Ctenacanthiformes
Семейство Ctenacanthidae
Glikmanius occidentalis (Leidy) (= Ctenacanthus volgensis (А. Minikh))
Cladodus kurgaensis (А. Minikh)
Когорта Euselachii
Отряд Hybodontiformes
Семейство Sphenacanthidae
Sphenacanthus sp.
Sphenacanthidae gen. nov.
Семейства Lonchidiidae
«Lissodus» sp.
Семейства Polyacrodontidae
«Polyacrodus» sp.
Polyacrodontidae gen. nov.
Подкогорта Neoselachii
Семейство Anachronistidae
Cooleyella amazonensis Duffin, Richter, Neis
Эласмобранхиевые хрящевых рыб демонстрируют значительное таксономическое разно­
образие и широкое распространение в казанское время.
Работа выполнялась при поддержке темплана фундаментальных НИР СПбГУ 3.0.93.2010 и
гранта Сепкоски – PalSIRP.
Гликман Л.С. Эволюция меловых и кайнозойских ламноидных акул. – М.: Наука, 1980. – 248 с.
Иванов А.О. Систематическое положение пермской акулы Xenosynechodus // Палеонтология и стратиграфия перми и триаса Северной Евразии: Материалы V Междунар. конф. – М., 2010. – С. 68–70.
Миних А.В. Новые виды акул рода Ctenacanthus Ag. из казанского яруса верхней перми бассейна реки
Пинеги // Труды НИИ геологии Саратовского ГУ. Новая серия. 1999. Т. 1. – С. 133–136.
Миних А.В. Класс Сhondrichthyes // Верхняя пермь полуострова Канин / Отв. ред. Т.А. Грунт. – М.:
Наука, 2006. – С. 180–183.
Миних А.В., Миних М.Г. Ихтиофауна перми Европейской России. – Саратов: Наука, 2009. – 244 с.
Миних А.В., Миних М.Г. Рыбы // Стратотипы и опорные разрезы верхней перми Поволжья и Прикамья. – Казань, 1996. – С. 258–269.
Malysheva E.O., Ivanov A.O., Beznosov P.A. et al. Facies and ichthyofauna of the Kazanian from the Vym’
River (Komi Republic, Russia) // Ichthyolith Issues, Spec. Publ. 2000. 6. – Р. 59–63.
Н.Г. Изох, О.Т. Обут, Е.А. Суслова
НОВЫЕ НАХОДКИ КОНОДОНТОВ В ВЕРХНЕМ ОРДОВИКЕ
АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ
В связи с пересмотром региональных схем палеозоя Средней Сибири остается актуальным
вопрос о биостратиграфическом расчленении ордовикских отложений региона. Необходимость создания региональной шкалы по конодонтам для Алтае-Саянской складчатой области
определяется тем, что ряд границ ярусов и подъярусов ордовикской системы Международной
стратиграфической шкалы определен по конодонтам (основание тремадока и его подъярусы,
средний подъярус фло, основание дапингия, верхний подъярус дарривила, третий подъярус
катия). Поэтому, наряду с граптолитовыми зонами, зональные подразделения по конодонтам
имеют важное значение для межрегиональных корреляций ордовикских отложений.
Региональная зональная шкала по конодонтам для Алтае-Саянской складчатой области
впервые предложена в 2003 г. (Изох и др., 2003). Она имеет большие пробелы в связи с отсутствием данных, так как находки конодонтов в отложениях ордовика региона достаточно редки (Москаленко, 1977; Решения…, 1983; Изох и др., 2003, 2005; Сенников и др., 2002, 2011). Выделены
зональные интервалы «fluctivagus», proteus, elegans, evae, «variabilis-suecicus», flexuosus (= «serra»),
compressa и undatus, ordovicicus (Изох и др., 2003, 2005). Продолжается детальное опробование
на микрофауну терригенно-карбонатных и кремнисто-терригенных разрезов ордовика с целью
выявления новых местонахождений конодонтов. Полученные в последние годы коллекции конодонтов, характеризующие разные стратиграфические уровни, небогаты, но представлены космополитными таксонами, по которым возможно выделение зональных комплексов.
Изох Н.Г., Обут О.Т., Ивата К., Сенников Н.В. Ассоциации конодонтов в ордовике Алтае-Саянской
складчатой области // Вестник ТГУ. Серия Науки о Земле (геология, география, метеорология, геодезия). Прил. № 3 (II), апрель 2003. Проблемы геологии и географии Сибири: Материалы науч. конф.,
посвященной 125-летию основания ТГУ и 70-летию образования геолого-географического факультета
(2–4 апреля 2003 г.). – Томск, 2003. – С. 88–90.
Изох Н.Г., Сенников Н.В., Обут О.Т. Находка на Алтае нового уровня в зональной ордовикской конодонтовой шкале Алтае-Саянской складчатой области // Эволюция жизни на Земле: Материалы III Междунар. симп. (1–3 ноября 2005 г., г. Томск) / Отв. ред. В.М. Подобина. – Томск: ТГУ, 2005. – С. 125–127.
Москаленко Т.А. Ашгиллские конодонты на Горном Алтае // Проблемы стратиграфии ордовика и
силура Сибири / ред. Б.С. Соколов, А.В. Каныгин. – Новосибирск: Наука, 1977. Вып. 372. – С. 74–83
(Труды ИгиГ СО АН СССР).
Решения Всесоюзного стратиграфического совещания по докембрию, палеозою и четвертичной
системе Средней Сибири (Новосибирск, 1979). Ч. I. Верхний протерозой и нижний палеозой. – Новосибирск, 1983. – 215 с.
Сенников Н.В., Обут О.Т., Изох Н.Г., Ивата К. Конодонтовые зоны верхнего кембрия – нижнего
ордовика западной части Алтае-Саянской складчатой области // Проблемы биохронологии в палеонтологии и геологии: Тез. докл. XLVIII сессии Палеонтолог. общества при РАН (8–12 апреля 2002 г.). – СПб.,
2002. – С. 127–128.
Сенников Н.В., Обут О.Т., Буколова Е.В., Толмачева Т.Ю. Литолого-фациальная и биоиндикаторная
оценки глубины формирования раннепалеозойских осадочных бассейнов палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 10. – С. 1488–1516.
Материалы III Всероссийского совещания
Новые находки получены из двух разрезов в северо-западной части Горного Алтая и в югозападной части Республики Тыва.
Из карбонатно-терригенного разреза аналогов гурьяновской свиты, расположенного на правом борту р. Бия, между посёлками Кебезень и Тулой, в районе устья руч. Чеченек (СЗ Горный
Алтай), конодонты получены впервые из двух прослоев комковатых и глинистых известняков
с многочисленными обломками раковинной фауны. Ассоциация конодонтов средней сохранности представлена Panderodus gracilis (Branson and Mehl), Phragmodus undatus Branson and Mehl и
Erraticodon sp., характерными для зон Belodina compressa и Phragmodus undatus позднего сандбия.
Разрез карргинской свиты на правом борту р. Карга в районе пос. Мугур-Аксы сложен переслаиванием карбонатных и терригенных пород (ЮЗ Республики Тыва). Конодонты встречены на
четырех уровнях и представлены Amorphognatus cf. ordovicicus Rhodes, Belodina compressa Branson
et Mehl, Panderodus gracilis (Branson et Mehl), Protopanderodus sp., Panderodus serratus Rexroad,
Panderodus unicostatus (Branson et Mehl), Baltoniodus sp. и Aphelognathus aff. pyramidalis Branson,
Mehl et Branson. Выявленная ассоциация характерна для зоны Amorphognathus ordovicicus верхнего катия – хирнанта.
Новые находки конодонтов дополняют сведения о таксономическом разнообразии и показывают большое сходство горноалтайских и тувинских ассоциаций верхнего ордовика.
Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ (проект № 05-00-553), программы РАН 28.
Исследования проведены также в соответствии с программой работ по проекту 591 IGCP.
Г.С. Искюль
ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ МАРКЕРЫ ГРАНИЦ РЕГИОНАЛЬНЫХ
ГОРИЗОНТОВ ОРДОВИКА В СКВАЖИНЕ 10 (ЛИСИНО)
На северо-западе России карбонатные отложения ордовика, выходящие на поверхность
вдоль линии Балтийско-Ладожского глинта, детально расчленены по комплексу литологических и палеонтологических признаков благодаря наличию представительных разрезов. Южнее
глинта данные отложения известны преимущественно по схематичным описаниям структурно-картировочных скважин, выполненным в 60–70-х годах XX в. с использованием ныне устаревшей схемы расчленения. Положение границ большинства региональных горизонтов здесь
можно определить лишь крайне приблизительно. По этой причине большой интерес представляет скв. 10, пробуренная с полным отбором керна в окрестностях д. Лисино (Волосовский
район Ленинградской области, 36 км к югу от глинта). Скважиной вскрыт разрез ордовика от
пакерортского горизонта (нижний отдел) до изварской свиты (верхний отдел); границы региональных горизонтов от волховского до идавереского могут быть диагностированы по лито-
105
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео106
логическим маркёрам – горизонтам «твердого дна» (ТД), событийным прослоям и уровням
резкого изменения литологии, известным из разрезов глинта и тыловой части Ижорского плато.
Краткой характеристике этих уровней и посвящена настоящая работа.
ТД в подошве волховского (BII) горизонта расположено внутри пачки «дикари» и представляет
собой хорошо известную поверхность с норками Gastrohaenolites (Дронов и др., 1998). В скв. 10
данное ТД обладает желтой гетитовой импрегнацией (~ 1 см), покрыто тонкой пленкой глауконита, слабонеровное; норки заполнены мелкими зернами глауконита глубиной до 4 см. Норки – единственное отличие от таких же ТД, расположенных ниже и выше по разрезу «дикарей».
К сожалению, точное положение данной границы в керне «дикарей» установить нельзя.
Подошва пачки «желтяки» (относительная глубина 136,6 м) маркирована резкой сменой высококарбонатных биокластовых известняков-«дикарей», сильно доломитизированных, с обильными зернами глауконита, глинистыми, существенно иловыми известняками-«желтяками»,
почти лишенными глауконита, с тонким (3 см) слоем бордового мергеля в основании. Данный
уровень интерпретируется как поверхность морского затопления (Дронов и др., 1998).
ТД в подошве кундаского (BIII) горизонта (135,2 м) легко диагностируется благодаря литологическому контрасту подстилающих (глауконитовые известняки пачки «фризы») и перекрывающих («нижний чечевичный слой») пород, а также по насыщенной светло-серой фосфатной импрегнации (первое появление данного типа импрегнации). ТД состоит из двух индивидуальных
поверхностей с неровным эрозионным рельефом амплитудой до 7 см. В подошве «нижнего чечевичного слоя» отмечаются редкие интракласты с желтой гетитовой импрегнацией, иссверленные
Trypanites, с тонкими гетитовыми корками. Аналогичный характер пограничных отложений BII/
BIII наблюдается во всех разрезах Ижорского глинта (от р. Луга до г. Кирхгоф) и восточнее. С данного ТД начинается интервал почти исключительного доминирования поверхностей перерыва с
серой фосфатной импрегнацией, завершающийся в верхах кукрузеского горизонта.
ТД в подошве азериского (CIa) горизонта (128 м), как и в разрезах Ижорского глинта, диагностируется по совокупности основных признаков (морфологии и минерализации) и стратиграфического положения. С одной стороны, это первое зрелое ТД, расположенное выше волховско-кундаской границы (в 7,2 м, в разрезах глинта – в 6,5–7,3 м выше), внутри «верхнего
чечевичного слоя» (в разрезах глинта над ним). С другой стороны, это последняя поверхность
перерыва с гетитовой импрегнацией в разрезах Ижорского глинта. Импрегнация пятнистая,
ярко-желтая (гетитовая) и серая (фосфатная), глубиной до 2 см. Поверхность ТД пронизана
частыми субвертикальными норами (сверлениями?) шириной 3–10 мм, обусловливающими в
поперечном сечении бугристо-зубчатый рельеф «крепостной стены». Близкий облик данное ТД
имеет в ряде разрезов Ижорского глинта (карьер Тайцы, г. Кирхгоф).
Кровля слоев с Delfasaphus delfinus Lawrow (125,1 м) маркирована тонким прослоем биокластового пакстоуна/грейнстоуна (1–2 см). Градационная сортировка биокластов и резкий
контраст с вмещающими илистыми и существенно глинистыми известняками указывает на
событийную (темпеститовую) природу данного прослоя. В разрезах глинта он установлен во
всех известных обнажениях CIa от р. Копорка до р. Волхов. Данный маркёр залегает на глубине 0,5 (скв. 10), 0,95 (р. Лава), 1,0 (р. Волхов) и 1,1 м (Тайцы) ниже подошвы горизонта
ласнамяги; примерно в 0,2 м над маркёром располагается литологически резкая граница глинисто-карбонатной и карбонатной частей азериского разреза, принятая нами в качестве границы
дубовикской и порожской свит. В 10–20 см ниже и выше маркёра порода обогащена мелкими
(0,05–0,1 мм) зернами кварца (до 1 %).
Нижняя граница ласнамягиского (CIb) горизонта (124,4 м) проводится нами по основанию
маломощной серии поверхностей перерыва с серой фосфатной импрегнацией, лежащей в 0,45 м
(скв. 10), 0,86 м (Волхов, Лава) и 0,9 м (Тайцы) над кровлей дубовикской свиты. В разрезах рек
Лава и Волхов серия из трех перерывов целиком умещается в слое k Р.Ф. Геккера – массивном
пласте мощностью 27–30 см, представляющем собой интервал резкого обмеления и сильной
стратиграфической конденсации. В разрезах Ижорского глинта и в скв. 10 пограничные отложения CIа/CIb представлены катагенетическими доломитами; измененная в процессе метасоматоза фосфатная импрегнация ярко выделяется на фоне пестроцветных доломитов своим
мелоподобным обликом (белым цветом и маркостью). Мощность серии перерывов возрастает
здесь до 0,6 м, а их количество до 7; часть из них представляют собой горизонты ТД.
Нижняя граница кукрузеского (CII) горизонта в пределах Эстонского и Ленинградского месторождений горючих сланцев-кукерситов проводится по подошве промпачки (Рыымусокс,
1970). Благодаря пропорциональному уменьшению сланценосности отложений CIc-CIII ее фланги продолжают распознаваться в разрезе как интервал максимального обогащения керогеном
кукерсита (КК) и за пределами этих месторождений. КК присутствует в виде тонких прослоев
Дронов А.В., Корень Т.Н., Толмачева Т.Ю. Методика событийной стратиграфии в обосновании корреляции региональных стратонов на примере нижнего ордовика северо-запада России. – СПб.: Изд-во
ВСЕГЕИ, 1998. – 88 с.
Искюль Г.С. Распределение мощности и литофаций осадочных тел как отражение структурно-фациальной зональности ордовикских отложений восточной Балтии: новые данные // II Междунар. науч.практич. конф. молодых ученых и специалистов памяти акад. А.П. Карпинского. – СПб., 2011. – C. 8–13.
Рыымусокс А.К. Стратиграфия вируской и харьюской серий (ордовик) Северной Эстонии. – Таллин:
Варгус, 1970. – 343 с.
Селиванова В.А. Отчет о геолого-гидрогеологической съемке листа О-35-VI (в масштабе 1 : 200 000). –
Л., 1960 (фондовая).
Geology and Mineral Resources of Estonia. – Tallinn: Estonian Acad. Publ. 1997. – 436 р.
Материалы III Всероссийского совещания
кукерсита между известняковыми пластами и в рассеянном виде в самих известняках. Проведенное нами сопоставление скважин и разрезов Ижорского плато в интервале BII–CIII показывает, что промпачка и ее фланги прослеживаются повсеместно на восток от Ленинградского
месторождения (карьер Алексеевский, скв. Хотыницы-437) через скважины 10, Медниково-343
и Грязно-578 до по меньшей мере скв. Сиверская.
В скважине № 10 данный интервал представлен пачкой переслаивания буровато-коричневых КК-содержащих известняков, тонких (1–7 см) прослоев кукерсита и голубовато-серых
глинистых известняков общей мощностью 0,92 м (выход керна неполный и истинная мощность,
по видимому, должна быть выше на 0,7 м). Подошва пачки и горизонта CII располагается на
относительной глубине 100 м.
ТД в кровле кукрузеского горизонта (86,6 м). В скв. 10 кровля кукрузеского горизонта маркирована серией из трех пиритизированных ТД со сверлениями Trypanites, расположенных в
интервале мощностью 1,5 м. Верхнее ТД с глубокими (до 15 см) норами Thalassinoides располагается на литологически резкой границе вийвиконнаской (высококарбонатной с рассеянным
КК и прослоями кукерсита) и грязновской (глинисто-карбонатной без КК) свит. Выше данной
границы в нерастворимом остатке пород грязновской свиты наблюдается массовое появление празинофитов Leiospheridia и более редких Tasmanites, что является одним из палеонтологических признаков кукрузеско-идавереской границы в разрезах Эстонии (Geology…, 1997).
Благодаря литологическому контрасту данный уровень может быть установлен также в старых
описаниях структурно-картировочных скв. 343 (слои 28/27), 437 (слои 31/30), 578 (слои 64/63).
Мощность горизонта CII в этих скважинах определена нами как 16,6, 15,7 и 18,2 м. Сравнение
скв. 578 с близрасположенной скв. Сиверская показывает отсутствие в разрезе последней верхов
CII, срезанных до-среднедевонским размывом.
«Событийные» биокластовые прослои установлены также в ухакуском (CIc) и йыхвиском
горизонтах, горизонты ТД – в ласнамягиском, ухакуском, кукрузеском и йыхвиском. Их увязка
с подгоризонтами, трилобитовыми и конодонтовыми зонами на выходах – дело ближайшего
будущего.
Мощность стратонов в контексте палеогеографии. В скв. 10 установлены мощности волховской свиты BI–IIvl (3,3 м), BIII (7,2 м), CIa (3,9 м), CIb+c (24,4 м), CII (13,4 м), CIII (23,5 м,
CIIIgr – 11,9 м, CIIIsch – 11,6 м). По сравнению с разрезами Ижорского глинта, расположенными
севернее, разрез скв. 10 обладает более яркими признаками мелководной седиментации:
– в интервале нижнего ордовика – отсутствием «диктионемовых» черных сланцев или иных
тонкотерригенных (илистых) отложений;
– в интервале среднего ордовика – наличием сокращенной по мощности последовательности отложений, в BIII и CIa – высококарбонатных, с частыми фосфатизированными поверхностями перерыва (с признаками вторичной эрозии), с «дополнительными» пачками и
прослоями пород с железистыми оолитами. Это типичный мелководно-конденсированный
карбонатный разрез сводовой части Готланд-Сяського палеоподнятия (Искюль, 2011). Для
сравнения, в разрезах Ижорского глинта (северный склон палеоподнятия) мощность BI-IIvl
достигает 5–6, CIa – 7,7 м.
На уменьшение мощности волховской свиты к югу от глинта указывала еще В.А. Селиванова (1960); так, в скв. 343 мощность BI–IIvl составляет 4,1, в скв. 437 – 3,8, в скв. 578 – 3 м.
Мощность BI–IIvl в скв. Сиверская составляет 3,5 м (переинтерпретирована нами по скв. 578).
Сокращение мощности CIа к югу от российского глинта установлено впервые; нужно отметить,
что суммарная мощность BIII+CIа+CIb+CIc в скв. 10 (35,4 м) и в переинтерпретированных нами
скважинах В.А. Селивановой (31–37 м) весьма близки, что позволяет предполагать наличие в
последних сокращенных разрезов CIа.
Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант 10-05-00973а.
107
А.Ф. Исламов, Р.Р. Хасанов, Ш.З. Гафуров
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ УГЛЕЙ ВОЛГО-УРАЛЬСКОГО РЕГИОНА
108
На востоке Восточно-Европейской платформы (Волго-Уральский регион) имеют место многочисленные проявления ископаемого угля (Блудоров, 1964; Угольная база…, 2000),
связанные преимущественно с отложениями карбона (визейский ярус) и перми (казанский
ярус). Угольно-сырьевые ресурсы региона в настоящее время не востребованы экономикой,
но их изуче­ние представляет научно-теоретический интерес с позиции реконструкции условий
древнего осадконакопления и прогноза состава и качества углей. Исследования последних лет
позволили уточнить состав, строение, характер залегания и условия формирования угольных
пластов в регионе. Торфоуглеобразование в визейское и казанское время происходило в существенно разных ландшафтно-географических условиях, что нашло отражение в особенностях
вещественного состава углей.
Область распространения визейских угольных залежей охватывает восточный борт Мелекесской впадины, западный склон и северную часть купола Южно-Татарского свода, юго-восточный склон Северо-Татарского свода, юго-западный склон Башкирского свода, юго-западный
борт Верхнекамской впадины и северо-западный район Бирской седловины. Закономерности
распространения визейских залежей угля объясняются палеотектоническими, палеогеоморфологическими и фациальными условиями формирования угленосной толщи (Угольная база…,
2000). Условия залегания и строение угленосных отложений меняются в зависимости от местоположения залежей. Мощные угольные пласты приурочены к понижениям на поверхности
турнейской карбонатной толщи, в образовании которых принимали участие процессы эрозии
и карста. Литологическое наполнение врезов представлено отложениями елховского, радаевского, бобриковского и тульского горизонтов визейского яруса, сложенными песчаниками,
алевролитами, аргиллитами и содержащими угольные пласты различной мощности (до 40 м).
В целом мощность бобриковского угольного пласта варьирует в широких пределах и достигает
10–40 м при глубине залегания 900–1400 м.
По природному типу визейские угли гумусовые, по марочному составу относятся к каменным (марка Д), участками обладают свойствами бурых (3Б). Они характеризуются невысокой
зольностью (15–26 %), содержание серы в углях от 1,49 до 10,22 %. Минеральное вещество
представлено преимущественно каолинитом, в подчиненном количестве встречаются кварц,
альбит, кальцит, пирит и др. Визейские угли обладают специфическим химическим составом. В составе золы преобладают оксиды кремния и алюминия, в среднем 48,90 и 39,73 %
(Угольная база..., 2000). Угли содержат локальные геохимические аномалии и повышенные
концентрации редких элементов, в том числе и редкоземельных. Особенность распределения
последних в визейских углях заключается в преобладании относительной доли легких лантаноидов над тяжелыми.
Специфика вещественного состава визейских углей определяется особенностями условий
их формирования. Угленосная формация карбона формировалась в ранневизейское время на
пассивной континентальной окраине в обстановке гумидного литогенеза. Однако климат отличался некоторой (вероятно, сезонной) засушливостью, на что указывают особенности анатомического строения растений-углеобразователей. Фациальные условия углеобразования во
врезах отличались большим разнообразием и изменчивостью. По А.П. Блудорову (Блудоров,
1964), осадконакопление происходило в условиях различных фаций – потоков (аллювия),
пойм аллювиальных равнин, озерных, озерно-болотных и болот. Угли состоят в основном
из остатков высших наземных растений. Повышенная сернистость углей обусловлена геохимическим режимом торфяных залежей. Сера в углях представлена в основном органической
формой нахождения. По Л.Я. Кизильштейну (1975), при дефиците реакционноспособного
двухвалентного железа, связывающего биогенный сероводород в сульфиды железа, сероводород реагирует с ОВ торфа, образуя сероорганические соединения. Преобладание в составе
общей серы углей ее органических форм указывает на дефицит железистых соединений, поступающих из зоны размыва, сложенной в основном карбонатными породами. Преимущественно кварц-полевошпатовый состав визейских пород и широкое развитие в обрамлении
угольных залежей карбонатных толщ являются причиной повышенного содержания кремния
и алюминия, а также легких лантаноидов в составе визейских углей.
Материалы III Всероссийского совещания
Закономерности и характер размещения казанских угольных пластов отличаются от визейских. Угленосные отложения в пермских отложениях залегают широкой полосой северо-западного простирания между нижним течением рек Вятки и Белой (Блудоров, 1964). Большинство
углепроявлений сосредоточено на юге Удмуртии и в северо-восточной части Татарстана. Угленосная формация включает до 4–6 угольных пластов мощностью 0,1–1,75 м. В разрезе угли
представлены линзовидными телами, которые часто замещаются глинами.
Угли гумусовые, по марочному составу бурые (1Б), средне-высокосернистые (до 4 %) с
зольностью 40–48 % (Блудоров, 1964; Угольная база…, 2000). Основное минеральное вещество –
глинистая масса смешанного иллит-монтмориллонитового состава с высокой долей терригенных минералов и сульфидов железа. Специфической особенностью является металлоносность
углей, связанная с накоплением в приконтактовых участках угольных пластов концентраций Pb,
Ge, Cu, Ag, Мо, Cr и Ni. В целом геохимическая специализация пермских углей определяется
триадой Ge–Cu–Ag. Повышенное содержание металлов связано с широким развитием в обрамлении углей красноцветных отложений аридного литогенеза, представленных молассовым
комплексом (продукты разрушения Уральских гор).
В результате исследований в казанских углях впервые обнаружены фаунистические остатки, которые могут дать важную информацию не только о времени образования осадка, но и об
условиях его накопления. Электронно-микроскопические исследования позволили выявить
фоссилизированные раковины фораминифер, реликты чешуи древних рыб и смоляных тел,
преобразованных в янтарь.
Впервые в казанских углях Волго-Уральского региона обнаружены раковины мелиолид
с фоссилизированными псевдоподиями (Сухов и др., 2010). Исследованное углепроявление
расположено в Южной Удмуртии вблизи деревни Голюшурма. Угольный пласт приурочен к
байтуганским слоям нижнеказанского подъяруса. В пермских отложениях рассматриваемой
территории это первый случай, когда на раковине в хорошем состоянии сохраняются псевдоподии или ложноножки. Псевдоподии или ложноножки – это протоплазматические отростки у
фораминифер, которые служат как для передвижения, так и для захвата пищи. Они покрывают
всю поверхность раковины. При этом наблюдаются как прямые, так и изогнутые псевдоподии.
Большая часть изогнутых псевдоподий располагается на боковой стороне и выглядит примятой.
Создается впечатление, что раковина лежала на изогнутых псевдоподиях до их фоссилизации.
Среда обитания фораминифер – моря и океаны. Факт нахождения их остатков в углях (древних
торфяниках) позволяет предположить, что они были занесены в болотную среду в результате
кратковременного затопления торфяника морской водой. Высокая степень сохранности остатков указывает на то, что в этот период организмы были, по всей видимости, живы. Фоссилизация произошла настолько быстро, что биологическому разрушению не были подвержены
ложноножки, состоящие из цитоплазматических выростов.
В том же образце Голюшурминского углепроявления обнаружены реликты органического
вещества, напоминающие по форме чешую рыб. Чешуйки характеризуются хорошей сохранностью, видны годичные кольца роста. Изучение органических реликтов под электронным
микроскопом показало, что участками по чешуйкам развивается пиритизация, проявленная в
форме фрамбоидов бактериального происхождения. Спектр элементного рентгеновского анализа показал, что чешуйки состоят из апатита – основного материала чешуй современных рыб.
Различается несколько видов чешуи: плакоидная, ганоидная и костная (Анисимова, Лавровский, 1983). В пермских углях обнаружены ганоидная и циклоидная типы чешуи. Ганоидная
встречается преимущественно у рыб. Чешуйки имеют ромбическую форму, тесно сочленяются
одна с другой, так что тело оказывается заключенным в панцирь. Среди современных рыб ее
имеют панцирные щуки и многоперы, относящиеся преимущественно к пресноводным видам.
Циклоидная форма – одна из разновидностей костистых чешуек. У современных рыб ее уже нет,
а чешуйки состоят из костных пластинок (костная чешуя). Находка реликтов чешуи древних
рыб в составе бурых углей казанского возраста указывает на контакт палеоторфяника с рекой.
Наряду с фаунистическими находками, в казанских углях обнаружено большое количество
смоляных телец округлой и овальной формы размером до 3–5 мм. При нагревании смолы происходит вспенивание и растекание по образцу с выделением резкого характерного хвойного
запаха. Происхождение смоляных тел в углях связано с сохранением заполненных смоляных
ходов в растениях-углеобразователях, которые относятся к хвойным разновидностям.
Верхнепермские угленосные осадки формировались в обстановке бассейна форланда.
Пермский литогенез характеризуется преобладанием ярко выраженных аридных черт, однако
в казанское время в связи с трансгрессией моря на восточной периферии платформы в прибрежной зоне возникают очаги гумидного климата, благоприятные для торфообразования.
109
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео110
­ о результатам проведенных исследований можно сказать, что торфяная седиментация в
П
казанское время отличалась неустойчивостью. Она протекала в условиях заболоченных низменных равнин, которые были подвержены периодическому затоплению морскими или речными водами.
Можно констатировать, что торфоуглеобразование в карбоне и перми протекало в существенно разных условиях, что обусловило специфику состава углей. Реконструкция условий
формирования палеоторфяников позволяет детализировать условия осадконакопления на расматриваемой территории.
Анисимова И.М., Лавровский В.В. Ихтиология. – М.: Высшая школа, 1983. – 255 с.
Блудоров А.П. История палеозойского угленакопления на юго-востоке Русской платформы. – М.:
Наука, 1964. – 275 с.
Кизильштейн Л.Я. Генезис серы в углях. – Ростов-на-Дону: Изд-во Ростовского ГУ, 1975. – 198 с.
Сухов Е.Е., Хасанов Р.Р., Исламов А.Ф. Находка мелиолид в ископаемых углях казанского яруса Волго-Уральского региона // Палеонтология и стратиграфия перми и триаса Северной Евразии: Материалы
V Междунар. конф., посвященной 150-летию со дня рождения В.П. Амалицкого (1860–1917), Москва,
22–23 ноября 2010 г. – М.: Палеонт. ин-т им. А.А. Борисяка РАН, 2010. – С. 114–116.
Угольная база России. Т. 1: Угольные бассейны и месторождения Европейской части России (Северный Кавказ, Восточный Донбасс, Подмосковный, Камский и Печорский бассейны, Урал) / Ш.З. Гафуров, И.А. Ларочкина, А.А. Тимофеев, Р.Р. Хасанов. – М.: ЗАО «Геоинформмарк», 2000. – С. 133–169.
Е.М. Кирилишина, Е.В. Карпова, Л.И. Кононова
КОНОДОНТОВЫЕ БИОФАЦИИ, КАРБОНАТНЫЕ МИКРОФАЦИИ
И ПАЛЕОБАТИМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
ВЕРХНЕФРАНСКИХ И НИЖНЕФАМЕНСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ
ВОРОНЕЖСКОЙ АНТЕКЛИЗЫ
К настоящему времени опубликовано большое число работ по стратиграфии, палеонтологии, литологии и палеогеографии девона Русской платформы. Однако современный уровень исследований требует комплексного подхода к изучению геологических разрезов. Цель настоящей
работы – сопоставить изменения конодонтовых биофаций и микрофаций карбонатных пород
на примере разрезов двух скважин Ульяново-1 (УГ-1) и Задонская-1 – Ольшанец (ЗДОЛ-1),
расположенных на территории Воронежской антеклизы и вскрывших пограничный франскофаменский интервал (рис. 1).
Предварительные данные приведены в нескольких публикациях (Кирилишина, Кононова,
2004; Кирилишина, 2006; 2007; Kirilishina, Karpova, Kononova, 2011а, б). Классификация литологических разностей пород проводилась по методике Е. Флюгеля (Fluegel, 2004). Подобная
работа была проделана ранее для скв. Новохоперская 8750/1, расположенной юго-восточнее
исследуемой территории (Кирилишина, Карпова, 2004).
Скважинами вскрыты евлановский и ливенский горизонты франского яруса, а также задонский и елецкий горизонты фаменского яруса верхнего девона. Изученные отложения представлены чередованием карбонатных и глинисто-карбонатных толщ различных структурных
типов с редкими и маломощными прослоями обломочных пород (рис. 2).
Известно, что на основе распределения конодонтов в разрезах выделяются т. н. конодонтовые биофации, которые характеризуются преобладанием в одновозрастных комплексах тех
или иных родов или видов, приуроченных к определенным условиям обитания (Барсков, 1995).
Для позднего девона аналогичные биофации выделялись и проводились палеоэкологические
реконструкции (Druce, 1973; Халымбаджа, 1981; Аристов, 1994 и др.) В рассматриваемых разрезах конодонты распределены достаточно равномерно. По всему интервалу преобладают полигнатиды, встречаются икриодиды, пелекисгнатиды, в фаменских отложениях присутствуют
палматолепиды (Кирилишина, Кононова, 2004; Кирилишина, 2006). Выделены четыре конодонтовые биофации, при этом учитывались только платформенные конодонтовые элементы
хорошей сохранности. Из рассматриваемой части разреза для извлечения конодонтов растворено около 90 кг породы (145 образцов в среднем по 0,6 кг), извлечено более 4500 конодонтовых
элементов (из них более 1000 платформенных элементов хорошей сохранности).
Биофация 1 пелекисгнатид-икриодидная – прибрежно-мелководная – характеризуется
присутствием представителей родов Pelekysgnathus и/или Icriodus, их содержание в комплексах
составляет 10–30, в редких случаях до 100 %.
Биофация 2 полигнатидная I (Polygnathus-I) – относительно мелководная, отличается преобладанием гладких или слабоскульптированных представителей рода Polygnathus (Po. acutatus
Khalym., Shinkaryov et Gatovsky, Po. alvenus Ovn. et Kon., Po. aspelundi Sav. et Fun., Po. deplanatus
Khalym., Shinkaryov et Gatovsky, Po. glaber glaber Ulrich et Bassler, Po. macilentus Kuzmin, Po.
maximovae Ovn. et Kon., Po. pomeranicus Matyja, Po. politus Ovn., Po. praepolitus Kononova et al., Po.
seraphimae Ovn. et Kon., Po. subincompletus Ovn. et Kon., Po. zinaidae Kon. et al.), их количество
составляет 40–100 %.
Биофация 3 полигнатидная II (Polygnathus-II) – относительно глубоководная, характеризуется преобладанием скульптированных представителей рода Polygnathus (Po. aequalis Kl. et L.,
Po. azygomorphus Arist., Po. brevis Mil. et Young., Po. colliculosus Arist., Po. costulatus Arist., Po. evidens
Klapper et Lane, Po. imparilis Klapper et Lane, Po. krestovnikovi Ovn., Po. krutoensis Kir. et Kon., Po.
siratchoicus Ovnatanova et Kuzmin, Po. torosus Ovnatanova et Kononova, Po. unicornis Mull. et Mull).
Их количество составляет 40–100 % от общего числа присутствующих форм.
Биофация 4 палматолепид-полигнадидная – относительно более глубоководная, характеризуется присутствием представителей рода Palmatolepis (10–100 %).
По распределению конодонтовых биофаций по разрезам построены кривые изменения относительной глубины бассейна для исследуемого интервала в конкретных его участках (рис. 2).
Выделено 10 микрофаций карбонатных пород. Ассоциации этих микрофаций характеризуют разные фациальные зоны бассейна. Также предпринята попытка оценить палеоглубины
бассейна и их вариации во времени на основе литологических данных (Чехович, 2010).
Зона 1 соответствует осевой и внутренней (обращенной к берегу) частям прибрежной отмели (0–5 м) вместе с расположенной за отмелью лагуной (0–10 м). Характерные микрофации
криноидно-остракодо-брахиоподовые и полибиокластовые пак- и вакстоуны, доломитистые
комковато-сгустковые известковые вакстоуны, интракластовые (моноседикластовые) известковые флаутстоуны, обломочные породы (песчаники и алевролиты).
Зона 2 включает внешний склон отмели и верхнюю часть мелководного шельфа (10–15 м).
Характеризуется коралловыми известковыми фреймстоунами и строматолитовыми доломитовыми байндстоунами.
Зона 3 нижняя и средняя части мелководного шельфа (10–50 м). Характерны микрофации
криноидно-остракодо-брахиоподовые и полибиокластовые известковые грейнстоуны, слабо-
Материалы III Всероссийского совещания
Рис. 1. Схема расположения изученных разрезов
1 – границы тектонических структур; 2 – местоположение скважин
111
112
и биособытия
1 – известняк; 2 – известняк глинистый; 3 – известняк доломитизированный; 4 – глина; 5 – песчаник;
6 – песок; 7 – стратиграфические перерывы; цифрами 1–5 показаны конодонтовые биофации, объясн.
в тексте; 8 – батиметрическая кривая, построенная на основе распределения конодонтовых биофаций;
9 – батиметрическая кривая, построенная на основе характерных фациальных зон, цифры 0–5 соответствуют номерам фациальных зон, объясн. в тексте
Рис. 2. Сопоставление верхнефранских и нижнефаменских отложений в изученных разрезах и
распределение в них конодонтовых биофаций
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
Аристов В.А. Ритмичное чередование биофаций конодонтов в разрезе как отражение смены обстановок (верхний девон Русской платформы) // Симпозиум «Эвстатические колебания уровня мирового
океана в девоне» (9–22 июля 1994., Москва–Ухта): Сб. тезисов докладов. – М.: ПИН РАН. – С. 3.
Барсков И.С. Конодонты // Микропалеонтология: Учебник / Н.И. Маслакова, Т.Н. Горбачик и др. –
М.: Изд-во МГУ, 1995. – С. 186–220.
Карпова Е.В. Седименто- и литогенез отложений девона Воронежской антеклизы. Автореф. дис. ...
канд. геол.-минер. наук. – М., 2004. – 24 с.
Кирилишина Е.М., Карпова Е.В. Литологическая и конодонтовая характеристика пограничных отложений франа и фамена Новохоперского района (Воронежская обл.) // Эволюция тектонических процессов в истории Земли: Материалы молодежной школы-конференции XXXVI Тектонического совещания. – М., 2004. – C. 282–287.
Кирилишина Е.М., Кононова Л.И. Конодонтовые биофации во франском бассейне юго-запада Московской синеклизы // Вестн. МГУ. Серия 4. Геология. 2004. № 2. – С. 32–40.
Кирилишина Е.М. Конодонты верхнефранских и нижнефаменских отложений Воронежской антеклизы. Автореф. дис. ... канд. геол.-минер. наук. – М.: МГУ, 2006. – 24 с.
Кирилишина Е.М. Конодонтовые биофации верхнего франа и нижнего фамена (верхний девон) Воронежской антеклизы // Верхний палеозой России: стратиграфия и палеогеография: Материалы Всерос.
конф. (25–27 сентября 2007 г., Казань). – Казань: КазанскийГУ, 2007. – С. 134–138.
Родионова Г.Д., Умнова В.Т., Кононова Л.И. и др. Девон Воронежской антеклизы и Московской синеклизы. – М., 1995. – 265 с.
Халымбаджа В.Г. Конодонты верхнего девона востока Русской платформы, Южного Тимана, Полярного Урала и их стратиграфическое значение // Казань, Казанский ГУ, 1981. – 212 с.
Чехович П.А. Карбонатные платформы в раннепалеозойских осадочных бассейнах. Седиментационные характеристики и методы изучения // Жизнь Земли. Вып. 32: Геология, геодинамика, экология,
музеология: Сб. науч. трудов Музея землеведения МГУ / В.А. Садовничий, А.В. Смуров. – М.: Изд-во
МГУ, 2010. – С. 104–131.
Druce E.C. Upper Paleozoic and Triassic conodont distribution and the recognition of biofacies // Geol. Soc.
Amer. Spec. Pap. 1973. N 141. – P. 191–237.
Fluegel E. Microfacies analysis of limestones. Analysis, interpretation and application. Berlin: Springer-Verlag,
2004. – 976 p.
Johnson D.I., Klapper G., Sandberg C.A. Devonian eustatic fluctuations in Euramerica // Geol. Soc. America
Bull. 1985. Vol. 96. N 5. – P. 567–587. Boulder.
Kirilishina E.M., Karpova E.V., Kononova L.I. Conodont Biofacies, Carbonate Microfacies and Paleobathymetric
Analysis in Upper Frasnian and Lower Famennian Strata (Upper Devonian), Voronezh Anteclise, Russian Platform
// Biostratigraphy, paleogeography and events in Devonian and Lower Carboniferous (SDS/ IGCP 596 joint field
meeting): Contributions of Intern. Conf. in memory of Evgeny A. Yolkin. – Novosibirsk: Publ. House of SB RAS,
2011а. – P. 74–77.
Kirilishina E.M., Karpova E.V., Kononova L.I. Paleobathymetric Analysis on Conodont Biofacies and
Carbonate Microfacies in Upper Frasnian and Lower Famennian Strata (Upper Devonian), Voronezh Anteclise,
Russian Platform // Proceed. of the Sixth Intern. Conf. “Environmental Micropaleontology, Microbiology and
Meiobenthology”, Russia, Moscow. – М.: PIN RAS, 2011б. – P. 137–140.
Материалы III Всероссийского совещания
доломитистые сгустковые известковые грейнстоуны, интракластовые известковые рудстоуны
с матриксом, представленным биокластовым грейнстоуном.
Зона 4 – верхняя часть глубоководного шельфа (50–100 м) – максимальные глубины для
девонского эпиконтинентального бассейна Воронежской антеклизы (Родионова и др., 1995;
Карпова, 2004). Характеризуется слабодоломитистыми известковыми мадстоунами, глинами
известковыми и известковистыми.
С учетом распределения карбонатных микрофаций по разрезам изученных скважин построены кривые изменения относительной глубины разных участков бассейна (рис. 2).
Сопоставлены оценки относительной глубины рассматриваемого участка бассейна на основе полученных палеонтологических и литологических данных (рис. 2). Результаты дополняют
друг друга, основные трансгрессивно-регрессивные пики совпадают и соответствуют пикам
на кривых колебания уровня моря для всей Русской платформы (Родионова и др., 1995) и для
девона Евроамерики (Johnson et al., 1985).
Работа выполнена в рамках проекта МПГК-596.
113
Г.Н. Киселев
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
ИССЛЕДОВАНИЯ АКАДЕМИКОМ Д.В. НАЛИВКИНЫМ
ПАЛЕОЗОЙСКИХ ЦЕФАЛОПОД РОССИИ
114
Многочисленные научные труды академика Дмитрия Васильевича Наливкина свидетельствуют о разносторонности его интересов и многогранности таланта. В период обучения на
первых курсах Горного института Д.В. Наливкин проявил интерес к палеонтологии и палеобиологии. Он изучал четвертичные отложения Апшеронского полуострова, там самостоятельно собрал значительную коллекцию моллюсков (двустворок и гастропод), систематизировал,
описал ее и в 1914 г. опубликовал свои первые две статьи, ставшие в дальнейшем основой его
дипломной работы. При изучении моллюсков он уделял большое внимание биологическим вопросам изученных организмов, сравнивая образцы с близкими современными представителями.
Позднее данный метод получил в палеонтологии название актуопалеонтологического.
Опыт изучения четвертичных моллюсков позволил Дмитрию Васильевичу в зрелые годы
успешно работать с коллекциями палеозойских моллюсков, в том числе и с материалом наружнораковинных цефалопод. Еще в предвоенные годы он изучает в комплексе с брахиоподами
представителей наутилоидных цефалопод из семилукских и воронежских слоев девона Русской
платформы (1930), среднего палеозоя верховьев рек Колымы и Хандыги (1936), из силурийских
и раннедевонских отложений Северного острова Новой Земли (1936) и из девона Главного девонского поля (1941). Обобщенные материалы публикаций даны в разделе «Наутилоидеи» в «Атласе руководящих форм ископаемых фаун СССР» Т. 3 «Девонская система» (1947). В различных
работах по палеонтологической тематике Д.В. Наливкиным описано более 50 видовых таксонов наутилоидных цефалопод, относящихся к 11 родам: Pachtoceras, Coelocyrtoceras, Cyrtoceras,
Phragmoceras, Gomphoceras, Poterioceras, Gephuroceras, Yovellania, Arshiacoceras, Mecynoceras,
Orthoceras s.l.
В том числе им изучено 14 новых видов из отложений верхнего силура – нижнего девона
(Новая Земля – 4 вида, Восточный склон Урала – 2 вида, Главное девонское поле – 8 новых
видов). Коллекции позднесилурийских и раннедевонских цефалопод позднее изучены Ф.А. Журавлевой (1972), которая обосновала по результатам исследования внутренних структур двух видов из работ Д.В. Наливкина два новых рода: Elvanocera, Urtasumoceras. Один вид назван в честь
Д.В. Наливкина – Asbestoceras nalivkini F. Zhuravkeva, 1972. Большая аналитическая работа по
использованию цефалопод в учебном процессе проведена Д.В. Наливкиным при подготовке к
публикации русского издания «Основ палеонтологии» К. Циттеля (1934), где он – один из авторов раздела «Класс Cephalopoda» (с. 723–773). В этой сводке коллективом авторов даны диагнозы
для 56 родов наутилоидных цефалопод и приведено их стратиграфическое распространение в
интервале ордовик – пермь. Эти материалы, наряду с опубликованными сводками по силуру
и девону, использованы при подготовке «Основ палеонтологии. Моллюски-головоногие. Т. 1:
Наутилоидеи, эндоцератоидеи, актиноцератоидеи, бактритоидеи, аммоноидеи» (1962).
Марковский Б.П., Наливкин Д.В. Задонские и елецкие слои. – М.–Л., 1934. Вып. 313. – С. 1–38.
(Труды ГГГУ).
Наливкин Д.В. Семилукские и воронежские слои // Изв. ГГГУ. 1930. Т. 49. Вып. 1. – С. 53–95.
Наливкин Д.В.Среднепалеозойские фауны верховьев рек Колымы и Хандыги. Материалы по изучению Охотско-Колымского края. – М.: ГОНТИ, 1936. Серия 1. Вып. 4. – С. 1–29.
Наливкин Д.В. Фауна силура и девона Северного острова Новой Земли. – Л.: Госгеолиздат, 1936.
Т. 58. – С. 5–18 (Труды Арктич. ин-та).
Наливкин Д.В. Цефалоподы Главного девонского поля. – М.–Л.: Изд-во АН СССР, 1941. – С. 255–
263.
Наливкин Д.В. Класс Cephalopoda, отряд Nautiloidea // Атлас руководящих форм ископаемых фаун
СССР. Т. 3. Девонская система. – М.–Л.: Изд-во АН СССР, 1947. – С. 155–159.
Основы палеонтологии. Моллюски-головоногие. Т. 1. – М.: Наука, 1962. – 438 с.
Циттель К. Основы палеонтологии (палеозоология). Ч. 1. Беспозвоночные / Переработано палеонтологами СССР под ред. А.Н. Рябинина. – Л.–М.–Грозный–Новосибирск: Гос. научн.-техн. горногеол.-нефт. изд-во, 1934. – 1056 с.
О.Л. Коссовая, Т.Н. Исакова, В.А. Хорошавин, И.О. Евдокимова,
Д.И. Леонтьев, А.И. Николаев
В отличие от обнаженной части Донецкого бассейна, сведения о каменноугольных отложениях погруженной части Восточного Донбасса довольно ограничены. При стратиграфическом
расчленении каменноугольных отложений в скважинах принимается традиционная разбивка
на индексированные известняки и свиты (Лутугин, Степанов, 1913; Айзенверг, 1963) (рисунок).
В дальнейшем свиты получили собственные названия (Унифицированная…, 1990). Стратиграфическая схема Донбасса претерпевала последовательные изменения в связи с дальнейшим
усовершенствованием ОСШ. В отличие от Украинской части Донбасса, где существует самостоятельная региональная схема (Полетаев и др., 2011), в Легенде Донецкой серии ГГК-200
(1999) и в практике геологоразведочных работ для территории Восточного Донбасса (Россия)
используются региональные подразделения Восточно-Европейской платформы (ВЕП). Тем не
менее, при корреляции наиболее полно изученного типового разреза обнаженной части Донбасса с подразделениями ВЕП возникают расхождения, и границы региональных стратонов,
по данным разных авторов, сопоставляются с разными известняками и зачастую в довольно
широких диапазонах.
В настоящее время нет однозначной корреляции подъярусов башкирского и московского
ярусов и одновозрастных подразделений Донбасса. Обсуждается положение границы московского яруса в интервале известняков K1–K3, мячковского горизонта от известняка M10 до N1.
Опубликованные результаты изучения разреза Изварино показали существенное различие в
корреляции подразделений Донбасса и ВЕП по фузулинидам и конодонтам. Так, расхождение
в определении нижней границы каширского горизонта охватывает интервал K 8–L5; граница
мячковского горизонта проводится по границе известняка М10 (Fohrer et al., 2007), что в целом
согласуется со схемой Русской платформы (Унифицированная…, 1990) и более поздними публикациями, где граница проведена по М102 (The Carboniferous…, 1996). В то же время существует
и вариант определения нижней границы московского яруса по известняку K2, каширского горизонта по L1 и мячковского горизонта по N1 (Махлина и др., 2001).
В Легенде Донецкой серии ГГК-200 (1999) для восточной части Донбасса принята такая
последовательность свит: отложения верхней части башкирского яруса отвечают белокалитвенской свите (С24) в объеме известняков I1–I4, каменская свита (С25) с границей по известняку
K1 сопоставляется с верейским горизонтом, алмазная свита (С26) почти в полном объеме коррелируется с каширским горизонтом, горловская свита (C27) (интервал M1–M10) соответствует
подольскому и низам мячковского горизонта. Вышележащая исаевская свита с границей по
известняку N1 сопоставляется с большей частью мячковского и кревякинским горизонтом касимовского яруса (в традиционном понимании).
Изученные авторами отложения охватывают интервал от верхов башкирского яруса до подольского горизонта московского яруса включительно. Вскрытый бурением интервал разреза в
пяти скважинах, расположенных в долине р. Кагальник (правый приток р. Дон), был передан
на определение в 2008–2011 гг. Он охватывает известняки I4 свиты С24 (I) – известняки М10 (за
исключением известняка М102). Скважины пробурены ОАО «Южгеология» на территории Большовской и северной части Восточной Каменецкой разведочных площадей в Ростовской области
при проведении поисковых работ на уголь. Исследования фузулинид, остракод, конодонтов и
кораллов позволили получить комплексную характеристику известняков и наметить границы
стратиграфических подразделений (горизонтов и ярусов), которые в ряде случаев отличаются
от принятых в настоящее время (Унифицированная…, 1990; Легенда, 1999).
Фауна из известняка I4 (фораминиферовый вакстоун с мелкими остракодами) (скв. 9242,
гл. 799,4–800,0 м) бедная, встречены редкие Plectostaffella, Millerella, Endothyranella и архедисциды. Присутствие архедисцид позволяет рассматривать этот известняк в составе башкирского
яруса, поскольку наиболее широкое распространение архедисциды имели в позднебашкирское время и обычно отсутствуют или крайне редко встречаются в более молодых отложениях
Материалы III Всероссийского совещания
БИОСТРАТИГРАФИЯ ОТЛОЖЕНИЙ
ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ БАШКИРСКОГО – МОСКОВСКОГО ЯРУСОВ
ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ДОНБАССА (РОСТОВСКАЯ ОБЛАСТЬ)
ПО МАТЕРИАЛАМ БУРЕНИЯ
115
116
и биособытия
Сопоставление стратиграфических подразделений Донбасса и ВЕП по данным разных авторов
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
Материалы III Всероссийского совещания
в­ ерейского горизонта московского яруса. В образце из известняка K1 (гл. 753,79–753,8 м) появляются единичные Verella sp. Распространение этого рода на Русской платформе, Урале и в
Средней Азии также приурочено к отложениям, подстилающим верейский горизонт. В Донбассе
вереллы – Verella prolixa (Sheng) и V.? transiens Gink. et Villa указываются в известняках I22 и I3
башкирского яруса (Davydov, 2009). Таким образом, комплекс, включающий Verella aff. normalis
Rum., Semistaffella elegantula Raus., Eostaffella grozdilovae Maslo et Vachard, позволяет относить
известняк K2 (скв. 9242, гл. 659,8–659,9 м) также к верхней части башкирского яруса.
Граница московского яруса в той же скв. 9242 определяется в подошве известняка K3
(гл. 611,1–611,2 м). Основанием для проведения границы верейского подъяруса на этом уровне
является смена вереллового сообщества появлением нового комплекса с Pseudostaffella ex. gr.
gorskyi (Put.), Pseudostaffella subquadrata Grozd. et Leb., Ozawainella ex gr. crassiformis Put. с основания этого известняка. Близкий комплекс прослежен выше в известняке K31 и не встречен
ниже по разрезу. Ozawainella ex gr. crassiformis Put. известна с низов московского яруса. Выше
отложения более глубоководные и содержат спикулы губок, створки остракод. Следующее обновление комплекса происходит на уровне известняка K4, где встречены первые скелневателлы
Skelnevatella skelnevatica (Put). В Московской синеклизе этот вид распространен совместно с
типичными альютовеллами в верейском горизонте. На Южном Урале, по данным Е.И. Кулагиной (2008), Skelnevatella skelnevatica появляется раньше типичных нижнемосковских альютовелл
вида Aljutovella aljutovica, но она, несомненно, верейский вид. По мнению указанного автора,
в эволюционной линии Profusulinella – Aljutovella появление фрагментарной складчатости,
характерной для Skelnevatella skelnevatica, свидетельствует в пользу раннемосковского возраста этого вида, поскольку морфологический признак складчатых септ не известен у видов
из башкирского яруса. Однако есть точка зрения (Davydov, 2009), что в Донбассе некоторые
«типично московские» виды, в том числе и Skelnevatella skelnevatica, могут появиться раньше,
чем в Московской синеклизе, т. е. в верхах башкирского яруса. В скв. 9242 альютовеллы, типичные для верейского горизонта Московской синеклизы, Поволжья и Урала, фиксируются
только с известняка K63.
Как характерные для основания верейского горизонта скельневателлы указываются на Урале (Иванова, 2008). Массовые разнообразные альютовеллы появляются в известняке K63 и характерны для верхней части верейского горизонта Московской синеклизы, Поволжья и Урала.
Граница каширского подъяруса (горизонта) проводится по полученным материалам в известняке K8 (гл. 165,6–165,7 м), который содержит типичные формы каширского горизонта
Priscoidella cf. priscoidea (Raus.) – зональный вид нижней части каширского горизонта Московской синеклизы. Данная корреляция совпадает с границей каширского горизонта по фузулинидам в разрезе Изварино (Fohrer et al., 2007). Мы придерживаемся проведения границы по
появлению вида-индекса, хотя в известняке K7 появляются единичные Beedeina ex gr. schellweini
(Staff.), характерные уже для каширского горизонта Московской синеклизы. Предположительно
граница каширского горизонта может быть опущена и до основания известняка K7. Предлагаемая граница проходит ниже основания алмазной свиты, которая сопоставлялась с каширским
горизонтом (Легенда, 1999), и границы марьевского горизонта (Махлина и др., 2001).
Более молодые отложения вскрыты скв. 9244 в интервале известняков L2–L7. Комплекс,
характерный для нижней части каширского подъяруса, встречен в известняках L2 и включает
Eofusulina sp., Ozawainella ex gr. tingi (Lee), Eoschubertella lata (Lee et Chen), Neostaffella ex gr.
larionovae (Raus. et Safon.). Появление Eofusulina типично для каширского горизонта Московской синеклизы. В более древних отложениях верейского горизонта Московской синеклизы
эофузулины не указывались. В Донбассе Eofusulina triangula определена в известняке К2 и приурочена к основанию московского яруса Тетической области (Davydov, 2009). Анализ состава
комплекса фузулинид из известняка L2 скв. 9244 свидетельствует в пользу каширского возраста
вмещающих отложений. Так, виды из группы larionovae известны из нижней части каширского
горизонта в разрезе по балке Долгой (Путеводитель…, 1975), а массовое нахождение озаваинелл
обычно для каширского горизонта и особенно его верхней части. Появление Eoschubertella lata
(Lee et Chen) характерно для каширского горизонта (Раузер-Черноусова и др., 1951). Выше по
разрезу в известняке L3 встречена Eoschubertella aff. obscura (Lee et Chen), известная также из
известняка L4 разреза Изварино (Fohrer et al., 2007). В известняке L5 из скв. 9244 фиксируются
характерные шарообразные бедеины, часто присутствующие в низах каширского подъяруса
как Московской синеклизы, так и в известняке L5 разреза Изварино. Beedeina aff. bona (Chern.
et Raus.) характерна для верхней части каширского и низов подольского горизонта Саратовского Поволжья. Beedeina ninensis Put. известна в интервале известняков L4–L6 по р. Дон и
юго-восточной части Большого Донбасса. Указанное распределение фузулинид в скв. 9244
117
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео118
практически полностью совпадает с данными по разрезу Изварино и характеризует нижнюю
часть каширского (марьевского) горизонта.
В известняке L6, наряду с уже указанными эоштафеллами, неоштафеллами, озаваинеллами
и др., появляются Novella evoluta mosquensis Raus. и Neostaffella ozawai (Lee et Chen), характерные
для верхней части каширского горизонта.
Подольский горизонт. Отложения верхней части московского яруса вскрыты скважинами,
пробуренными на Большовской площади Ростовской области. Для определения предоставлены
образцы из известняков M7–M10. В известняке М72 из скв. 9203 (гл. 551,20–551,5 м) присутствует смешанный каширско-подольский комплекс с Neostaffella ex gr. umbilicata (Putr. et Leont.),
Profusulinella aff. trisulcata (Thomps.). Уровень известняка M7 рассматривался в качестве границы
подольского горизонта при проведении корреляции с Московской синеклизой (Махлина и др.,
2001). Однако существует и более низкое определение границы по М1 (Fohrer et al., 2007).
Типичный подольский комплекс установлен в скв. 9204 на гл. 511,1–511,2 м из фораминиферово-криноидного известняка (М9) с многочисленными фузулинидами Ozawainella sp.,
Fusuluna ex gr. shellwieni (Staff.), Fusulina sp., ?Putrella sp., Palaeotextularia sp., Neostaffella ex gr.
larionovae Raus. et Saf., Beedeina sp. Из криноидно-водорослевого известняка с редкими остракодами (скв. 9203, известняк M9 в скважине 9205, гл. 1037,6–1037,6 м) определен вид Idiognathodus
obliguus Kos., встречающийся в интервале каширского-подольского горизонтов ВЕП (Алексеев,
Горева, 2001). Уровень известняка M7 условно рассматривается здесь как граница подольского
горизонта, так как известняки L7–M6 пропущены при отборе.
Наиболее разнообразный комплекс фауны (конодонты, оcтракоды, фузулиниды, кораллы)
установлен в известняке М10, где в интервале M100–М101 отобрано шесть образцов. В биодетритовом известняке с мшанками, водорослями, мелкими фораминиферами, фузулинидами
и кораллами встречены фораминиферы Fusulina cf. paradistenta Saf., Fusulina ex gr. adelpha Saf.,
Fusulina ex gr. pseudoelegans Chern. Sestrophyllum symmetricum (Dobr.) (Rugosa) описан из подольского горизонта Московской синеклизы и известняков M5–M10 Донецкого бассейна. Интервал,
относящийся к известняку М101, представлен глинистыми известняками с большим количеством
остракод и редкими конодонтами. Здесь в скв. 9205 в инт. 749,2–750,0 м встречены остракоды
Amphissites sp., Shivaella aff. brazoensis (Coryell et Sample), Roundyella sp., Moorites elongatus (Coryell
et Sample), Healdia persimplex Ershova, H. ampla Roundy, H. simplicissima Harlton, Acratia sp. Присутствие в комплексе вида Healdia persimplex характено для отложений подольского горизонта
Московской синеклизы и свиты С27 Донбасса. Конодонты представлены Streptognathodus dissectus
Koz., в настоящее время этот вид выделяется как зональный в Донбассе в интервале известняков M3–M8 (Fohrer et al., 2007) и сопоставляется с каширским горизонтом. Интервал распространения данного вида на ВЕП – верхняя часть каширского – подольский горизонт (The
Carboniferous…, 1996), что в целом не противоречит полученным данным.
Таким образом, комплексный анализ различных групп органических остатков, изученных
из скважин восточной части Донбасса, позволяет определить границу московского яруса по известняку K3, границу каширского горизонта – по известняку К8. Интервал известняков М7–М101
относится по полученным данным к подольскому горизонту.
Айзенверг Д.Е., Бражникова Н.Е., Новик Е.О., Ротай А.П., Шульга П.Л. Стратиграфия каменноугольных отложений Донецкого бассейна. – Киев, 1963. – 182 с.
Алексеев А.С., Горева Н.В. Глава 9. Конодонты // Средний карбон Московской синеклизы (южная
часть) Т. 2. Палеонтологическая характеристика. – М.: Научный мир, 2001. – С. 113–140.
Иванова Р. Верхнебашкирский подъярус Урала и его границы с московским ярусом по фузулинидам
// Проблеми страграфii камяновугильноi системи. – Kиїв, 2008. – C. 95–102.
Кулагина Е.И. Граница башкирского и московского ярусов (средний карбон) на Южном Урале в свете
эволюции фузулинид // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2008. Т. 83. Вып. 1. – С. 33–44.
Легенда Донецкой серии листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1 : 200 000 (издание второе). – Ростов-на-Дону, 1999.
Лутугин Л.И., Степанов П.И. Донецкий каменноугольный бассейн // Угольные месторождения в
России. – СПб., 1913. – С. 112–143. (Труды Геологического комитета, Россия, Санкт-Петербург).
Махлина М.Х., Алексеев А.С., Горева Н.В., Исакова Т.Н., Друцкой С.Н. Средний карбон Московской
синеклизы. Т. 1: Стратиграфия. – М., 2001. – 243 с.
Полетаев В.I., Вдовенко М.В., Щоголев О.К. Стратотипи регiональних стратиграфiчних пiдроздiлiв
карбону i нижньoї пермi Доно-Днiпровського прогину. – Київ: Логос, 2011. – 236 с.
Путеводитель экскурсии по Донецкому бассейну: Междунар. конг. по стратиграфии и геологии карбона (Москва, 1975) / Д.Е. Айзенверг, А.М. Бабенко, Н.Г. Беленко и др. – М.: Наука, 1975. – 360 с.
Раузер-Черноусова Д.М., Грызлова Н.Д., Киреева Г.Д. и др. Среднекаменноугольные фузулиниды Русской платформы и сопредельных областей. – М.: Изд-во АН СССР, 1951. – 380 с.
Унифицированная субрегиональная стратиграфическая схема среднекаменноугольных отложений
Доно-Днепровского прогиба: Решение Межведомственного регионального стратиграфического совещания по среднему и верхнему палеозою Русской платформы с региональными стратиграфическими
схемами. Каменноугольная система. Ленинград, 1988 г. – Л.: ВСЕГЕИ, 1990. – 4 с.
Davydov V.I. Bashkirian-Moscovian transition in Donets Basin: the key for Tethyan-Boreal Correlation.
Типовые разрезы карбона России и потенциальные глобальные стратотипы. Южноуральская экскурсия. – Уфа, 2009. – С. 188–192.
Fohrer B., Nemirovska T.I., Samankassou E., Ueno K. The Pennsylvanian (Moscovian) Izvarino section,
Donets Basin, Ukraine: a multidisciplinary study on microfacies, biostratigraphy (Conodonts, foraminifers, and
ostracods), and paleoecology. The Paleontological Society. 2007. Memoir 69. Suppl. N 5. Vol. 81, 85.
The Carboniferous of the World. The Former USSR, Mongolia, Middle Eastern Platform, Afganistan, Iran.
Editor: Carlos Martinez Diaz. IUGS publ. 33. 1996. Vol. 3. – 524 p.
НИЖНЯЯ ГРАНИЦА КУНГУРСКОГО ЯРУСА
В РАЗРЕЗАХ СЕВЕРА УРАЛА И ПАЙ-ХОЯ
Одна из приоритетных задач при формировании МСШ – сохранение нижнепермских
ярусов, выделенных на территории России. Кроме сохранения названий ярусов как номинатипов, важнейшей задачей является определение и обоснование ярусных границ для утверждения точек глобальных стратотипов границ (ГСГТ). Нижняя граница пермской системы и
соответственно ассельского яруса определена и ратифицирована в разрезе Айдаралаш (Казахстан). Парастратотипом границы на территории России рассматривается разрез Усолка.
Для сакмарского, артинского и кунгурского ярусов выбраны маркеры границ и разрезы-кандидаты в стратотипы границ – соответственно Кондуровка, Дальний Тюлькас и Мечетлино.
После посещения IPC разреза Мечетлино он был забракован из-за редкой встречаемости
конодонтов, диагенеза осадков в переходных слоях и невозможности датирования границы
из-за переотложенных цирконов. Выбранный ранее маркер Neostreptognethodus pnevi остался
неизменным, а в качестве конкурирующего кандидата в стратотипы границы кунгурского
яруса МСШ был предложен разрез Pequop в США. Дополнительные исследования в районе
Мечетлино выявили более представительный песчано-карбонатный разрез, расположенный
в 700 м от предыдущего, который содержит более многочисленный комплекс конодонтов в
пограничном интервале, а также аммоноидей и фузулинид (Чувашов, Черых, 2011). Нижняя
граница кунгурского яруса в этом разрезе определена по появлению N. pnevi Kozur и N. lectulus
Chern., которые известны также в разрезах США (Behnken, 1975; Clark et al., 1979; Wardlaw,
Collinson, 1986) и Канады (Henderson, 1999).
На территории Приуралья нижняя граница кунгурского яруса, соответствующая подошве
саранинского горизонта, относимого ранее к артинскому ярусу, до настоящего времени не
имела надежного обоснования и распознавалась с большим трудом. Лишь незначительное
число разрезов на Урале содержит конодонты, определяющие границу кунгура и саранинского
горизонта (Чувашов и др., 1997). Однако имеются разрезы, где N. pnevi встречен совместно
с аммоноидеями. Комплекс аммоноидей обычно представлен позднеартинскими видами, наряду с которыми присутствует Uraloceras fedorovi Karp. Эти отложения обычно относились
к артинскому ярусу. В переходном интервале разреза Мечетлино вблизи находок N. pnevi
впервые обнаружен Uraloceras tchuvaschovi Bogoslovskaya (Бойко, 2010) и описан из кошелевской свиты басс. р. Сылва (Богословская, 1976). Поскольку кунгурский и уфимский ярусы
ОСШ, установленные на территории ВЕП, представлены преимущественно лагунными и
континентальными отложениями и не содержат аммоноидей, границы ярусных и региональных подразделений могут быть решены только на разрезах морских отложений Северного
и Полярного Урала (басс. рек Подчерем и Щугор, хребет Пай-Хой, о. Вайгач, Печорский
бассейн), Северо-Востока России (Верхоянье и Колымо-Омолонский регион) и Канадского
Арктического архипелага. Опорным разрезом Полярного Урала является разрез р. Кожым.
Артинско-кунгурский интервал там представлен косьинской, чернореченской и кожимской
свитами. Верхняя часть косьинской и нижняя часть чернореченской свит содержат позднеартинский (саргинский) комплекс аммоноидей, включающий характерные позднеартинские
виды Waagenina subinterrupta (Krot.) и Sakmarites vulgaris (Karp.). Верхняя часть черноречен-
Материалы III Всероссийского совещания
Г.В. Котляр, П.П. Пискун, К.В. Борисенков
119
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео120
ской свиты (с основания слоя 482) содержит, наряду с позднеартинскими, такие виды, как
Talassoceras gemmellaroi Karp., Paragastrioceras kojimense Tch., P. subtrapezoidale Max. et Tch.,
Uraloceras popovi Andr., U. fedorovi Karp., Waagenina subinterupta (Krot.) (Биота.., 1998). Комплекс
считался позднеартинским. Аналогичный комплекс был установлен на р. Кобылка, левом притоке р. Подчерем в составе Paragastrioceras subtrapezoidale Max. et Tch., P. kobylkense Borisenkov,
P. cf. suessi (Karpinsky), Uraloceras fedorovi Karp., Waagenina subinterupta (Krot.) (Борисенков,
2010). Позднее в верхней части разреза на р. Кобылка был определен типично кунгурский
вид Uraloceras tchuvaschovi Bogoslovskaya, встреченный в зоне Neostreptognathodus pnevi разреза
Мечетлино (Бойко, 2010). Оба комплекса в настоящее время считаются характерными для
саранинского горизонта кунгурского яруса. Возраст перекрывающей кожимской свиты принимается однозначно как кунгурский – филипповский.
Нижняя часть талатинской свиты в стратотипе на Северо-Западном Пай-Хое, содержащая комплекс аммоноидей, аналогичный приведенным ниже с Uraloceras fedorovi Karp.,
Paragastrioceras cf. suessi (Karpinsky), Waagenina subinterupta (Krot.), и ряд других видов аммоноидей, отнесены В.И. Устрицким (Основные черты…, 1984) к артинскому ярусу. Аналогом
талатинской свиты на Северо-Восточном Пай-Хое является лиурьягинская свита. Учитывая
пересмотренный в последнее время возраст рассматриваемого комплекса аммоноидей, а также
то, что перекрывающие слои на Урале имеют филипповский возраст (Чувашов и др. 1997),
а на Северо-Восточном Пай-Хое содержат Tumaroceras volkodavi Andrianov, слои низов талатинской, а соответственно и лиурьягинской свит следует относить к саранинскому горизонту
кунгурского яруса. Таким образом, нижние границы талатинской, лиурьягинской свит слоя
482 чернореченской свиты и отложений басс. р. Кобылка следует считать нижней границей
кунгурского яруса. Содержание и распределение аммоноидей, брахиопод и двустворок в разрезах Северо-Восточного Пай-Хоя, аналогичное таковым в разрезах Северо-Востока России,
позволяет нижнюю границу кунгурского яруса в верхоянских разрезах опустить в основание
хабахской свиты.
Работа выполнена при поддержке РФФИ, проекты 11-05-00053 и 11-05-00950.
Биота Востока Европейской России на рубеже ранней и поздней перми / Ред. Т.А. Грунт, Н.К. Есаулова и Г.П. Канев. – М.: ГЕОС, 1998. – 356 с.
Богословская М.Ф. Кунгурские аммоноидеи Среднего Предуралья // Палеонтол. журн. 1976. № 4. –
С. 43–50.
Богословская М.Ф., Устрицкий В.И., Черняк Г.Е. Пермские аммоноидеи Новой Земли // Палеонтол.
журн. 1982. № 4. – С. 58–67.
Бойко М.С. Аммоноидеи из пограничных отложений артинского и кунгурского ярусов разреза Мечетлино (Южный Урал) // Бюлл. МОИП. 2010. Отд. геол. Т. 85. Вып. 5. – С. 33–39.
Основные черты стратиграфии пермской системы СССР / Ред. Г.В. Котляр, Д.Л. Степанов. – Л.:
Недра, 1984. – 289 с.
Чувашов Б.И., Богословская М.Ф. и др. Кунгурский ярус // Cтратиграфия. Геол. корреляция. Т. 5Б.
№ 3. 1997. – С. 9–21.
Чувашов Б.И., Черных В.В. Разрез Мечетлино (Южный Урал) – потенциальный лимитотип нижней
границы кунгурского яруса // ДАН. 2011. Т. 441. № 5. – С. 657–660.
Behnken F.H. Leonardian and Guadalupian (Permian) conodont biostratigraphy in western and southwestern
United States // J. Paleont. 1975. Vol. 49. N 2. – Р. 284–315.
Clark D.L., Carr T.R., Behnken F.H. et al. Permian Conodont Biostratigraphy in the Great Basin // Brigham
Young University Geology Studies. 1979. Vol. 26. Part 3. – P. 143–150.
Henderson Ch.M. Correlation of Cisuralian and Guadalupian stages in the Sverdrup Basin, Canadian Arctic
archipelago // XIV ICCP. Pander Society. Can. Paleontol. Conf. Abstrs. Calgary, 1999. – P. 57–58.
Wardlaw B.R., Collinson J.W. Paleontology and deposition of the Phosphoria Formation // Contributions to
Geology, University of Wyoming. 1986. Vol. 24. N 2. – P. 107–142.
А.В. Куриленко
Территория Восточного Забайкалья характеризуется широким спектром геологических образований, формировавшихся в промежуток времени от раннего архея до кайнозоя. Структурное районирование Забайкалья затруднено глубоким уровнем эрозии бывших складчатых
сооружений и многократной их переработкой процессами тектоно-магматической активизации. Районирование, принятое при создании полистных и серийных легенд ГГК-200/2, 1000/2,
1000/3, основано на анализе формационного состава, возраста и структурных планов геологических образований преимущественно байкало-герцинской эпох, определивших контуры
главных структур (Геологическое строение..., 1997). В регионе с севера на юг выделяются три
структуры первого порядка: Сибирская платформа, Селенгино-Становая и Монголо-Охотская
области, которые в свою очередь подразделяются на структуры второго порядка – структурноформационные зоны.
Отложения девона в Забайкалье развиты в пределах Монголо-Охотской области, включающей в границах рассматриваемого региона Хэнтэй-Даурскую, Агинскую, Аргунскую и
Верхнеамурскую структурно-формационные зоны (СФЗ). Монголо-Охотская область с севера
ограничена Монголо-Охотским глубинным разломом, на юге продолжается на территории
Монголии и Китая. Между собой СФЗ разграничены структурными швами II порядка. Девонские отложения, развитые в пределах Забайкалья, вошли в стратиграфические схемы,
принятые МСК в 1991 г. (Решения…, 1994): рабочую схему девонских отложений Южного
Забайкалья (западная часть Монголо-Охотской складчатой системы) и унифицированную
схему девонских отложений Приамурья (Буреинский массив и центральная часть МонголоОхотской складчатой системы). Согласно схемам в Хэнтэй-Даурской СФЗ, в составе девона
условно выделены агуцинская свита (Dag) для центральной части и горячинская толща (Dgr)
для южной, охватывающие всю девонскую систему. В Агинской СФЗ мощные кремнистовулканогенно-терригенные отложения расчленены на чиндантскую (D1n), усть-борзинскую
(D1–2ub), цаган-норскую (D2–3cn) свиты. В Аргунской СФЗ на докембрийском континентальном
основании залегают в восточной части таловская (D1tl), ильдиканская (D1–2il), яковлевская
(D3jak) свиты в Газимуро-Заводском районе и даньковская (D1–2dn)-жиргодинская (D2–3zr) в
Усть-Уровском, представленные мощными терригенно-карбонатными, кремнисто-терригенными и терригенными сериями. Для западной части зоны выделена макаровская (Dmk) свита
девона. В Верхнеамурской СФЗ на раннепротерозойский метаморфический комплекс наложены рифей-нижнекембрийские образования, выше которых находится сложнопостроенный
синклинорий, сложенный силурийскими, девонскими (большеневерская (D1bn), имачинская
(D1–2im), ольдойская (D2–3ol), тепловская (D3tp) свиты) и нижнекаменноугольными карбонатно-терригенными отложениями.
Сложность строения разрезов среднего палеозоя региона, представленных интенсивно дислоцированными и метаморфизованными толщами, приводит к неоднозначности понимания
разными специалистами объемов стратиграфических подразделений. К настоящему времени
получены новые данные по биостратиграфии отложений девона Агинской, Аргунской и Верхнеамурской СФЗ на основании комплексного изучения различных групп фауны.
Основу современного биостратиграфического расчленения девонских отложений Аргунской и Верхнеамурской зон составляют результаты исследований брахиопод и криноидей. Для
всех ярусов девона в схеме (Решения…, 1994) определены зоны и слои с брахиоподами и после
ее принятия слои с криноидеями, которые детализируют принятую схему (Атлас..., 2002). Стратоны часто не имеют смыкаемости, но их последовательность четко диагностируется в разрезах. Биостратиграфическое расчленение девона по криноидеям включает слои со Scyphocrinites
mariannae, соответствующие переходному пржидольско-лохковскому пограничному интервалу;
слои с Costatocrinus bicostatus – Tastjicrinus paucicostatus, отвечающие нижнелохковскому подъярусу; слои с Amazaricrinus ildicanensis – пражскому ярусу; слои с Paradecacrinus orientalis – эмсскому ярусу; слои с Raricrinus minimus – Vasticrinus vastus – эйфельскому ярусу; слои с Ononicrinus
gracilis – живетскому ярусу; слои с Hexacrinites? stukalinae – нижнефранскому подъярусу; слои
с Platycrinites? subtuberosus – верхнефаменскому подъярусу. Возраст стратонов, определенный
Материалы III Всероссийского совещания
О НЕОБХОДИМОСТИ АКТУАЛИЗАЦИИ
СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ СХЕМ ДЕВОНА
ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
121
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео122
по криноидеям, подтвержден данными по другим группам ископаемых организмов (Атлас...,
2002; Kurilenko, Kulkov, 2008).
В объяснительной записке к схемам отмечалось, что нижняя граница девона в пределах
Монголо-Охотского складчатого пояса палеонтологически не обоснована. Традиционное положение границы силурийской и девонской систем в Восточном Забайкалье отвечает нижней
границе большеневерского горизонта, получившей палеонтологическую характеристику уже
после принятия схем в связи с определением криноидей рода Scyphocrinites, характерных для
разнофациальных отложений пржидоли и лохкова европейских разрезов, севера Африки и Азии
(Атлас…, 2002; Куриленко и др., 1999). Таким образом, нижняя граница большеневерского горизонта должна проводиться на уровне верхнего пржидоли.
Новые определения фаунистических остатков позволили уточнить возрастной диапазон
многих местных стратиграфических подразделений. Удалось доказать позднепржидольско-раннеэмсский возраст большеневерской свиты, позднепржидольско-раннелохковский возраст макаровской толщи, пражско-эйфельский возраст ильдиканской, живетско-фаменский возраст
яковлевской свит. Разрез с фауной живета – раннего франа, ранее рассматриваемый в составе
макаровской свиты, отнесен к яковлевской свите, так как в стратотипе первой (ее предлагается
считать толщей) определены криноидеи позднего пржидоли – раннего лохкова.
В региональной схеме (Решения…, 1994) для западной части Аргунской СФЗ приняты аргалейская свита позднефаменско-ранневизейского возраста и ирамская толща нижнего-среднего
визе, распространенные в пределах небольших тектонических блоков. Вопрос об их положении
относительно друг друга вызывал многочисленные споры, начиная с 20-х годов прошлого столетия. На картах разного масштаба отмечались места находок фауны в ирамской толще, однако
ее определения никогда не приводились. По результатам изучения криноидей получены данные,
подтвержденные палинологическим анализом, указывающие на более древнее положение ирамской толщи относительно аргалейской свиты. Восстановление нормальной стратиграфической
последовательности позволило сопоставить разрез ирамской толщи – аргалейской свиты с литологически сходными и синхронными отложениями, развитыми в восточной части Аргунской
зоны, и рассматривать их в составе яковлевской (D2–3jak) и газимурозаводской (C1gz) свит (Гос.
геол. карта…, 2010).
Агинская мегазона представлена, по мнению ряда исследователей, коллажом различных по
размерам террейнов (блоков) (Парфенов и др., 1999; Гос. геол. карта…, 2010 и др.): Среднеононским, Ононским, Уртуйским и Борзинским. До последнего времени считалось, что отложения
девона встречены только в пределах Ононского террейна. Его нижний структурный этаж сложен
карбонатно-вулканогенно-терригенными отложениями достаточно глубоководного бассейна,
развивавшегося предположительно от ордовика до раннего карбона. В региональной стратиграфической схеме для девона Агинского района выделены чиндантская, устьборзинская, цаганнорская свиты, составляющие единую непрерывную серию. Свиты сравнительно однообразны
по литологическому составу, охарактеризованы единичными находками ископаемой фауны,
слагают складчатые структуры, осложненные многочисленными разрывными нарушениями.
В принятой семью годами позже легенде Даурской серии листов для ГК-200 в девонский разрез была включена нижняя часть зун-шивеинской (D3–C1z) свиты. Возраст терригенной чиндантской свиты принимался раннедевонским на основании редких находок ругоз Embolophyllum
mansfieldense (Dun.) в небольшом тектоническом блоке в районе пос. Дурбочи, сложенном рифовыми, генетически отличными от основного разреза, отложениями, наиболее сходными с
таковыми устьборзинской свиты. По данным В.А. Амантова (1963), в устьборзинской свите
известны находки фауны, характеризующей преимущественно широкий возрастной диапазон.
Ранне-среднедевонский возраст стратона основывался на определении криноидей неудовлетворительной сохранности. Структурное положение цаган-норской свиты между устьборзинской и
зун-шивеинской определяло её возраст условно позднеживетско-среднефаменским. Низы последней охарактеризованы находками брахиопод, близких Cyrtospirifer verneuili Murch., широко
распространенных в верхнем фране – фамене и криноидей Bicostulatocrinus circumvallatus (Yelt.),
Pentaridica pulcher (Yelt.), появляющихся в верхнем фамене.
По данным, полученным при ГДП-200 в 2007–2010 гг., доказана тождественность отложений, относимых к чиндантской и устьборзинской свитам, возраст последней определен
в интервале живетского-франского веков (Куриленко и др., 2010, 2011). Разрезы свит изучены в стратотипической местности, а чиндантской также в единственном фаунистически
охарактеризованном разрезе в районе пос. Дурбочи. В стратотипе чиндантской свиты выделен комплекс миоспор живетского века, в районе пади Дурбочи определены миоспоры и
ругозы (определение Ю.И. Оноприенко) Xistriphyllum ex gr. spinulosum (Soshkina), Betanyphyllum
Амантов В.А. Стратиграфия и история развития Агинской структурной зоны Забайкалья // Материалы по геологии Дальнего Востока и Забайкалья. – Л.: ВСЕГЕИ, 1963. Т. 81. – С. 3–14. (Труды ВСЕГЕИ).
Аристов В.А., Голионко Б.Г., Лыхин Д.А. и др. Конодонтовая стратиграфия чиндантской, устьборзинской и уртуйской свит Агинской зоны Монголо-Охотского пояса (Забайкалье) // Геодинамическая
эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). – Иркутск:
ИЗК СО РАН, 2007. Вып. 5. Т. 2. – С. 46–48.
Атлас фауны и флоры палеозоя – мезозоя Забайкалья / А.В. Куриленко, Г.В. Котляр, Н.П. Кульков
и др. – Новосибирск: Наука, 2002. – 714 с.
Геологическое строение Читинской области. Объяснительная записка к геологической карте масштаба 1 : 500 000 / К.К. Анашкина, К.С. Бутин, Ф.И. Еникеев и др. – Чита: ГГУП «Читагеолсъемка»,
1997. – 239 с.
Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист М-50 – Борзя / Е.А. Шивохин, А.Ф. Озерский, Н.А. Артамонова и др. – СПб.: КФ ВСЕГЕИ,
2010. – 553 с.
Куриленко А.В., Бретштейн Ю.С., Бутин К.С. Новые биостратиграфические и палеомагнитные данные по девону западной части Монголо-Охотского складчатого пояса // Тихоокеан. геология. 1999. Т. 18.
№ 6. – С. 93–103.
Куриленко А.В., Раитина Н.И., Ядрищенская Н.Г. Новые палеонтологические находки в устьборзинской свите (Восточное Забайкалье) // Геология и минерагения Забайкалья. – Чита: Изд-во ЗабГГПУ,
2010. – С. 87–96.
Материалы III Всероссийского совещания
cf. soetenicum (Schluter), возраст которых живетский. Из стратотипа нижней подсвиты устьборзинской свиты Л.Н. Неберикутиной выделены живетские споры, а из средней и верхней
подсвит – микрофоссилии, свидетельствующие о живетско-франском возрасте вмещающих
отложений. Кроме того, в верхнеустьборзинской подсвите встречены криноидеи (определение
А.В. Куриленко) Vasticrinus sp., водоросли (определение В.А. Лучининой) Rothpletzella devonica
(Maslov), фораминиферы (определения Р.М. Ивановой) Moravammina?; спикулы кремниевых губок tetractines и pentactines и радиолярии Trilonche davidi (Hinde) и T. cf. obtusa Hinde
(определение О.Т. Обут), конодонты (определения В.А. Аристова, Н.Г. Изох): Icriodus ex gr.
symmetricus Br. et. Mehl, Mesotaxis sp., Panderodus sp., Polygnathus sp., Ancyrodella sp., Palmatolepis
sp., Ancyrognathus cf. triangularis Young (Аристов и др., 2007; Куриленко и др., 2010), встречающиеся преимущественно в живетских-франских отложениях. На основании новых данных
возраст устьборзинской свиты определен в интервале живетский – франский века, при этом
возраст нижней подсвиты вероятнее всего ограничивается только живетским временем. Литологическое сходство чиндантской свиты и нижне-среднеустьборзинской подсвит, а также
одновозрастность вмещаемых ими комплексов миоспор и фауны позволяют параллелизовать
данные отложения. Палинологические остатки, одновозрастные устьборзинским, выделены
в том числе и из старатотипа чиндантской свиты, в связи с чем она должна быть упразднена.
Впервые получила палеонтологическое обоснование и цаган-норская свита. Л.Н. Неберикутиной (ВГУ) определены микрофоссилии Apiculatisporis famenensis (Naum.) Oshurk.,
Coverrucosisporites megalothelis (Naum.) Oshurk., Didacites radiatus (Kedo) Obukh., D. versabilis (Kedo)
Van Veen, Hymenozonotriletes echinatus Naum., H. luteolus (Naum.) Kedo, Iugisporis pullus (Naum.)
Oshurk., I. vulgaris (Naum.) Oshurk., Laevigatosporites ovalis Kos., Leiosphaeridia compacta Nekr., L.
plicata Nekr., Stenozonotriletes supragrandis Kedo, позволяющие сделать вывод о фаменском возрасте ее нижней подсвиты.
Выделение перекрывающей зун-шивеинской свиты в настоящее время невалидно, поскольку в 90-х годах XX в. в ее стратотипическом разрезе А.С. Бяковым, Г.А. Стукалиной, Л.И. Попеко определена раннепермская фауна, позволяющая отнести вмещающие отложения к каменноугольно-раннепермской чиронской серии.
В процессе ГДП-200 также выяснено, что развитие девонских отложений не ограничивается Ононским террейном. Блоки устьборзинской свиты с обильными комплексами акритарх
и спор, содержащими характерные для девона формы, выделены в Среднеононском террейне
из отложений, ранее считавшихся рифейскими и нижнетриасовыми (Куриленко и др., 2011).
Cтратиграфические схемы девона Забайкалья, принятые IV ДВ МРСС (Решения…, 1994), за
прошедшие 20 лет претерпели существенные изменения, которые в той или иной мере нашли
отражение при создании полистных и серийных легенд ГГК-50/2, 200/2, 500/2, 1000/3. В статье
обобщены данные, накопленные за два последних десятилетия, однако до сих пор остаются
нерешенными вопросы корреляции разрезов различных террейнов Забайкалья, возрастное обоснование некоторых стратонов, преимущественно в Агинской зоне; фаунистически не подтверждено наличие девонских отложений в Хэнтэй-Даурской СФЗ.
Работа выполнена при финансовой поддержи гранта РФФИ № 12-05-00324.
123
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео124
Куриленко А.В., Ядрищенская Н.Г., Раитина Н.И. Девон Агинской зоны Восточного Забайкалья: проблемы и состояние изученности // Биостратиграфия, палеогеография и события в девоне и нижнем карбоне. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2011. – С. 83–85.
Парфенов Л.М., Попеко Л.И., Томуртого О. Проблемы тектоники Монголо-Охотского орогенного
пояса // Тихоокеанская геология. 1999. Т. 18. № 5. – С. 24–43.
Решения Четвертого Межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья. – Хабаровск: ХГГГП, 1994. – 124 с.
Kurilenko A.V., Kulkov N.P. A proposed crinoid zonation of the Devonian deposits of eastern Transbaikal //
Bull. of Geosci. 83(4). Prague, 2008. – Р. 461–472.
Н.А. Кучева, Л.И. Мизенс
ОСОБЕННОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ БРАХИОПОД
В ОТЛОЖЕНИЯХ ВЕРХНЕГО ФАМЕНА – НИЖНЕГО ВИЗЕ
ЮГА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
В южной части Уватского структурно-фациального района Западно-Сибирской равнины
параметрической скв. Курган-Успенская 1 (КУ-1) и рядом картировочных скважин вскрыты
образования позднего девона и раннего карбона. Отложения фаменского и турнейского ярусов
на данной территории развиты широко и представлены преимущественно морскими шельфовыми фациями, реже (лишь в низах турнейского яруса) встречаются карбонатно-сульфатные
лагунные образования. Среди нижневизейских отложений распространены как морские, так и
континентальные фации (Мизенс и др., 2011; Степанова и др., 2011; Решение..., 1999).
Пограничные отложения девона и карбона брахиоподами охарактеризованы слабо. В верхней части фамена (фораминиферовая зона Quasiendothyra kobeitusana) встречаются немногочисленные представители рода Cyrtospirifer. В водорослевых известняках скв. КУ-1 (2314,2 м)
обнаружены единичные Cyrtospirifer sp., в криноидных известняках скв. ВК-49 (753,1–764,7 м)
наблюдаются обломки створок Cyrtospirifer ex gr. sibiricus (Leb.), в аналогичных известняках
скв. ВК-53 (791,6–800,0 м) присутствуют редкие скопления раковин Cyrtospirifer sibiricus (Leb.)
и C. kobeitusensis Martynova., детрит строфоменид и Rugosochonetes sp. indet. Для установления
возраста отложений значимо присутствие видов Cyrtospirifer kobeitusensis и C. sibiricus. Первый
встречается в фаменском ярусе Центрального Казахстана и наиболее широко распространен в
его верхней части, второй характерен для верхов фамена Донбасса, Урала, Тянь-Шаня, Кузбасса
и Центрального Казахстана. Совместное местонахождение этих видов характерно для Центрального Казахстана (Фауна..., 1975).
В скв. ВК-53 непосредственно выше отложений с Cyrtospiriferidae (784,4–791,6 м) в криноидных известняках наблюдается комплекс брахиопод другого систематического состава:
Rugosochonetes sp. indet., Mucrospirifer sp. indet., M. cf. pseudoposterus Besn. Совместное присутствие последнего таксона (распространенного в турнейском ярусе Кузбасса) с фораминиферами зоны Bisphaera malevkensis позволяет отнести данный интервал к низам турнейского яруса.
Скв. ВК-53 – единственное в районе местонахождение брахиопод раннего турне и разрез, где
по двум группам фауны установлена стратиграфическая граница девона и карбона (Мизенс
и др., 2011).
В отложениях верхнего турне брахиоподы имеют крайне неравномерное распространение
и ярко выраженную зависимость от фаций. В инт. 1794–2050 м скв. КУ-1 наблюдаются переслаивающиеся органогенные и глинистые известняки и известковые аргиллиты. В криноидных
известняках обнаружены единичные Mesochorispira cf. grimesi (Hall) (2012,9 м), Mesochorispira
sp. (1982,5 и 1905,4 м) и редкие Orbiculoidea? sp., Schuchertella sp., Spirifer missouriensis (Swall.) и
Cleiothyridina kusbassica Besn. (2006,4–2010,2 м). В глинистых известняках в инт. 2001,9–2004,8 м
отмечаются единичные Maoristrophia? sp., Unispirifer ex gr. theodorovitshi (Fot.), Tylothyris cf.
laminosus (McCoy), Brachythyris ex gr. suborbicularis (Hall); а выше, в инт. 1869,3–1874,4 м наблюдаются Camarotoechia ex gr. elegantula Row., Tulathyris cf. subpyriformis Sem. et Moell., Phricodothyris?
sp. На глубине 1865,0 м вскрыты криноидно-брахиоподовые известняки с многочисленными
мелкими Marginatia sp. indet., единичными Punctospirifer? sp. и Athyridida. В целом немногочисленная, но достаточно разнообразная по систематическому составу ассоциация этого интервала включает таксоны, встречающиеся в отложениях верхнего турне Центрального Казахстана,
Материалы III Всероссийского совещания
Кузбасса, Урала, Северной Америки и Западной Европы (Литвинович и др., 1969; Наливкин,
1979; Решение..., 1991; Сарычева и др., 1963).
Следующий охарактеризованный брахиоподами фрагмент разреза зафиксирован в инт.
498–1177 м. Известняки нижней части интервала (1080,1–1098,8 м) включают брахиоподы,
встречающиеся как в верхнем турне, так и нижнем визе. Здесь обнаружены немногочисленные Schuchertella sp., Rugosochonetes aff. taidonensis Sok., Marginatia sp., Rhynchopora aff. coopensis
(Shum.), Unispirifer sp. indet., Spirifer cf. aschliariki Sim., Eumetria сf. kasachstanica Sim., имеющие
распространение в Центральном Казахстане и Кузбассе (Литвинович и др., 1969; Сарычева
и др., 1963).
В песчано-известняковых отложениях инт. 952,0–1058,5 м комплексы брахиопод разнообразны по систематическому составу и включают две группы таксонов. В первой группе
на фоне видов, распространенных в нерасчлененных отложениях верхнего турне – нижнего
визе, Schuchertella sp., Marginatia sp., Unispirifer sp. и Spirifer cf. aschliariki Sim., впервые в разрезе
скв. КУ-1 появляются Rugosochonetes cf. ischimicus Nal., Dictyoclostus deruptus (Rom.), Syringothyris
sp. indet., Spirifer ex gr. kasachstanensis Sim. Вторая группа состоит из таксонов Plicochonetes cf.
nalivkiniformis Aksen., Marginatia ex gr. mirabilis Litv. и Plicochonetes cf. nalivkiniformis Aksen., известных только в отложениях визейского яруса Казахстана (Литвинович, 1962; Литвинович и др.,
1969). Появление с основания данного интервала визейских видов позволяет отнести рассматриваемые отложения к нижнему подъярусу визейского яруса. В раннем визе, как и позднем
турне, отчетливо проявляется фациальная приуроченность комплексов. Наиболее разнообразные по систематическому составу ассоциации наблюдаются в глинистых известняках и включают главным образом роды отряда Spiriferidida, реже Productida; в песчаниках распространены
представители подотрядов Chonetidina и Productidina, причем хонетиды образуют маломощные
монотаксонные скопления; строфомениды и атиридиды встречаются во всех типах пород.
Фрагмент разреза, вскрытый скв. ВК-44 (429,5–541,0 м) и представленный переслаивающимися известняками, глинистыми известняками и аргиллитами, по литологии близок к позднетурнейско-ранневизейским породам скв. КУ-1. Среди брахиопод здесь распространены таксоны, известные в отложениях верхнего турне – нижнего визе (Мизенс и др., 2011). При сравнении
ассоциаций брахиопод из отложений скважин ВК-44 и КУ-1 устанавливаются как общие черты, так и значительные отличия. В обоих комплексах постоянно отмечаются многочисленные
Schuchertella sp., Rugosochonetes ex gr. ischimicus Nal., Plicochonetes sp., реже встречаются Marginatia?
sp., Dictyoclostus ex gr. deruptus (Rom.), Unispirifer sp. В обеих скважинах присутствуют представители рода Mesochorispira, однако в скв. КУ-1 встречается вид M. cf. grimesi, а в скв. ВК-44 этот род
представлен формами, по внешним признакам близкими к группе Mesochorispira subgrandis, характерной для нижнетерсинского горизонта верхнего турне Кузбасса и изредка встречающейся в
основании подъяковского горизонта визейского яруса (Сарычева и др., 1963). Род Plicochonetes в
скв. ВК-44 также представлен видом P. cf. kingiricus (Nal.), известным из отложений турне – нижнего визе Казахстана (Литвинович и др., 1969). Здесь же установлены таксоны, необнаруженные
в скв. КУ-1, прежде всего следует указать Megachonetes zimmermanni (Paeck.) – доминирующий
вид данного сообщества, крупные формы которого наблюдаются по всему разрезу и особенно
многочисленны в нижней части, где образуют послойные скопления. В инт. 456,1–459,5 м присутствуют единичные Leptagonia analoga (Phill.), а на глубине 462,8 м – Avonia minima (Tolm.).
Leptagonia analoga и Megachonetes zimmermanni являются космополитными видами для позднего турне и раннего визе (Наливкин, 1979), Avonia minima указывается в образованиях турнейского возраста Кузбасса и Северной Америки (Сарычева и др., 1963). Комплекс с массовыми
Megachonetes zimmermanni не позволяет однозначно определить ярусную принадлежность включающих его отложений, ассоциация фораминифер указывает скорее на их позднетурнейский
(верхи) возраст (Мизенс и др., 2011).
Интервал 561,0–952,0 м скв. КУ-1 представлен красноцветными породами континентального происхождения (Степанова и др., 2011).
В верхней части палеозойского разреза скв. КУ-1 (498,0-561,0 м) вскрыты переслаивающиеся органогенно-обломочные известняки и известняковые песчаники с разнообразными
органическими остатками. В немногочисленном комплексе брахиопод появляются Spirifer ex
gr. soschkini Litv. и единичные Globosoproductus sp. indet. Вид Spirifer soschkini известен из нижневизейских отложений Казахстана (Литвинович, 1962), род Globosoproductus – наиболее древний
представитель группы гигантоидных продуктид, появление последнего в ранневизейском комплексе свидетельствует о верхней части данного возрастного диапазона.
В результате проведенных исследований установлено, что отложения верхов девона и нижнего карбона юга Уватского района включают, наряду с фораминиферами, разнообразные бра-
125
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео126
хиоподы; этим они отличаются от одновозрастных образований значительной части территории
Западной Сибири, в том числе и стратотипического Нюрольского района. Ассоциации брахиопод нижнего карбона (турне – нижнее визе) тяготеют к сообществам шельфа Казахстанского
континента, а также Кузнецкого бассейна Ангариды (Клец, 2005; Кучева, 2010). Выявленные
комплексы могут применяться для обоснования возраста отложений, их корреляции, а также в
качестве биостратиграфической основы могут быть использованы для уточнения региональной
схемы Западной Сибири, включая и разработку зональности по брахиоподам.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант 12-05-00561).
Клец А.Г. Верхний палеозой окраинных морей Ангариды. – Новосибирск: Гео, 2005. – 240 с.
Кучева Н.А. Распространение брахиопод в отложениях турне – нижнего визе юга Западной Сибири
// Эволюция жизни на Земле: Материалы IV Междунар. симп. – Томск: ТМЛ-Пресс, 2010. – С. 270–272.
Литвинович Н.В. Каменноугольные и пермские отложения западной части Центрального Казахстана
// Материалы по геологии Центрального Казахстана. – М.: Изд-во МГУ, 1962. – 389 с.
Литвинович Н.В., Аксенова Г.Г., Разина Т.П. Стратиграфия и литология отложений нижнего карбона
западной части Центрального Казахстана. – М.: Недра, 1969. – 448 с.
Мизенс Г.А., Кучева Н.А., Степанова Т.И. и др. Стратиграфия и условия образования девонских и
каменноугольных отложений Тобол-Убаганского поднятия и Вагай-Ишимской впадины (юго-западная
окраина Западной Сибири) // Литосфера. 2011. № 4. – С. 20–44.
Наливкин Д.В. Брахиоподы турнейского яруса Урала. – Л.: Наука, 1979. – 248 с.
Решение III Казахстанского стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою. Ч. 1. Докембрий и палеозой. – Алма-Ата: АН Каз. ССР, 1991. – С. 3–7; 110–135.
Решения Межведомственного совещания по рассмотрению и принятию региональной стратиграфической схемы палеозойских образований Западно-Сибирской равнины. – Новосибирск: СНИИГГиМС,
1999. – 80 с.
Сарычева Т.Г., Сокольская А.Н., Безносова Г.А., Максимова С.В. Брахиоподы и палеогеография карбона
Кузнецкой котловины // Труды ПИН АН СССР. Т. XCV. – М.: Изд-во АН СССР, 1963. – 548 c.
Степанова Т.И., Кучева Н.А., Мизенс Г.А. и др. Стратиграфия палеозойского разреза, вскрытого параметрической скважиной Курган-Успенская-1 (юго-западная окраина Западной Сибири) // Литосфера.
2011. № 3. – С. 3–21.
Фауна пограничных отложений девона и карбона Центрального Казахстана // Материалы по геологии Центрального Казахстана. – М.: Недра, 1975. Т. XVIII. – 142 с.
Т.Б. Леонова
К ВОПРОСУ О ГРАНИЦЕ РАННЕЙ И СРЕДНЕЙ ПЕРМИ
Вопрос о положении границы между нижним и средним отделами перми остается дискуссионным на протяжении последнего десятка лет. Фиксация этой границы внутри формации Роуд
Каньон по появлению вида конодонтов Jinogondolella nankingensis в стратотипе Международного
стандарта в Техасе привнесла много путаницы в понимание этой проблемы. Игнорирование
данных по другим важным стратиграфическим группам ископаемых, таким как аммоноидеи и
фузулиниды, не дает возможности точно устанавливать этот уровень в различных областях земного шара. Как в США, так и в Тетической области наиболее значимые изменения в развитии
этих двух групп отмечаются ниже уровня принятой границы, в основании формации Роуд Каньон (США) и в основании кубергандинской свиты (ЮВ Памир) соответственно (Левен, 2009;
Леонова, 2011). Трассирование рассматриваемой границы в Тетической области по конодонтам
пока также не дает положительных результатов, поскольку находки мелко- и тепловодных «зазубренных» гондонеллид, к которым относится Jinogondolella, очень редки, а положение находок
в разрезах часто трактуется неоднозначно (Левен, Богословская, 2006). Все эти обстоятельства
заставляют нас вернуться к использованию для корреляций в глобальном масштабе аммоноидей
(таблица), а в Тетической области фузулинид как наиболее надежных реперов при расчленении
и сопоставлении пограничных разрезов нижней и средней перми.
Распространение основных групп ископаемых в стратотипических разрезах Гваделупия достаточно подробно рассмотрено в работе Л. Ламберта и др. (Lambert et al., 2000). Из приведенных списков аммоноидей и их изображений с очевидной ясностью следует, что кардинальная
смена аммоноидной фауны происходит в основании формации Роуд Каньон, т. е. на 10–20 м
ниже уровня утвержденной границы между отделами. Попытки разделить комплекс аммоноидей из формации Роуд Каньон на отдельные подкомплексы (Левен, Богословская, 2006) по-
Материалы III Всероссийского совещания
Сопоставление казанского яруса в разных регионах
казали, что первый (нижняя треть Роуд
Каньон) и второй (верхняя часть той же
Регион
Казанский ярус
формации, относимая по конодонтам к
США, Мексика
Формации Road Canyon, Phosphoria,
роудскому ярусу) подкомплексы пракPalo Quemado
тически идентичны, незначительные
Памир, Афганистан
Кубергандинский ярус
видовые отличия скорее связаны с биогеографическими и тафономическими
Китай
Формации Kufeng Hutang (Dongwuli
Member), Shuang-Putang
особенностями местонахождений.
В Тетической области из пограничТимор
Слои Тае-Веи
ных отложений аммоноидеи известны
Австралия
Формация Кулкилия и ее аналоги
из кубергандинской свиты Памира и
Арктич. Канада
Формации Assistance и Van Hauen
кубергандинского яруса (нижней части
Верхоянье
Деленжинская свита и ее аналоги
серии Чохан) Афганистана. Как покаНовая
Земля
Геркинская,
Кочергинская свиты
зали исследования, определения афВолго-Урал
Казанский ярус
ганских форм были сделаны не совсем
корректно, и комплекс аммоноидей из
верхней части кубергандинского яруса
в разрезе Тезак не идентичен вордскому сообществу из слоев Созио о. Сицилия, а чрезвычайно близок к кубергандинскому комплексу Юго-Восточного Памира. Аммоноидеи из разрезов
Куберганды (в основном из нижней части кубергандинской свиты) и Тезак (из верхней части
кубергандинского яруса) представлены одними и теми же родами и идентичными или близкими видами (Paraceltites sp., Parapronorites kubergandensis Leonova, Propinacoceras sp., Eothinites
sp., Agathiceras asiaticum Toumanskaya, Sosiocrimites sp., Stacheoceras sp., Neopopanoceras pamiricum
(Toumanskaya), что говорит об их одновозрастности (Леонова, 2011). Дополнительным подтверждением служат находки одинаковых форм в нижней и верхней частях кубергандинского
яруса в его стратотипе. Эти факты не позволяют проводить даже ярусную границу между нижней
и верхней его частями и тем более нижний подъярус относить к нижней перми, а верхний к
средней. Все аммоноидеи кубергандинского яруса имеют роудский возраст.
В Южном Китае большая часть разрезов, содержащих аммоноидеи, относится к зоне замкнутых бассейнов со специфическими условиями осадконакопления. Найденные там формы
являются узкими эндемиками и не представляют интереса для отдаленных корреляций. Только
единичные китайские виды широко распространенных родов (Daubichites, Demarezites, Stacheo­
ceras) позволяют датировать эти разрезы роудским веком. В Северном Китае в отложениях формации Шуан-Путан найдено несколько видов Daubichites и Medlicottia (Му Линь, 2008).
В высокоширотных областях определен свой специфический комплекс аммоноидей, известный из разрезов Арктической Канады, Северо-Востока России, Новой Земли и ВолгоУральского региона. Он представлен видами родов Daubichites, Sverdrupites, Anuites, Medlicottia,
Biarmiceras, Neouddenites и Altudoceras, которые позволяют проводить достаточно надежные отдаленные корреляции (Леонова и др., 2002; Шиловский, Леонова, 2009; Leonova, 2007; 2011).
В глобальном масштабе роудские отложения хорошо коррелируются по наличию в них представителей Daubichites – США, Арктическая Канада, Новая Земля, Верхоянье, Дальний Восток,
Китай (Северный и Южный) и Австралия. Род Sverdrupites широко представлен в северных областях земного шара: Арктическая Канада, Новая Земля, Верхоянье, Волго-Уральский регион.
Почти во всех этих районах найдены также Medlicottia postorbignyana и виды Biarmiceras. Присутствие Demarezites позволяет сопоставлять разрезы США, Мексики, Китая, Тимора, а Paraceltites
известен из США, Мексики, Китая, Памира и Афганистана. Кроме указанных роудских родов-маркеров, многие формы из этих комплексов по уровню своего эволюционного развития
хорошо сопоставляются друг с другом (виды родов Propinacoceras и Stacheoceras).
В стратотипической местности средней перми в Техасе отложения с роудскими аммоно­
идеями залегают над формацией Cathedral Mountain, которая достаточно точно коррелируется
с отложениями кунгурского яруса по конодонтам, фузулинидам и другим группам ископаемых.
На Восточно-Европейской платформе, где расположен стратотип кунгурского яруса, граница
между нижним и средним отделами перми не может быть определена и надежно обоснована по
материалам аммоноидей, поскольку кунгурский комплекс стратотипической местности сильно
обеднен. На сегодняшний день имеются данные лишь по нескольким находкам на Среднем
Урале (Богословская, 1976) и из Башкирии у с. Мечетлино (Бойко, 2010).
Более молодые отложения, охарактеризованные аммоноидеями (роудским комплексом),
ранее были известны в прилегающих к Уралу областях (на Новой Земле), которые по сопутствующим им фораминиферам, двустворкам, брахиоподам, мшанкам и другим ископаемым были
127
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео128
сопоставлены с уфимским ярусом Русской платформы (Богословская и др., 1982). В связи с открытием комплекса аммоноидей в казанских отложениях Волго-Уральского региона казанский
ярус теперь сопоставляется с роудским. Этот вывод подтверждается и находками конодонтов
Kamagnathus khalimbadzhai, K. volgensis (Черных, 2003; Черных, Силантьев, 2004) в стратотипических разрезах казанского яруса. С некоторой долей условности можно говорить о том,
что начало средней (Биармийской) перми на Восточно-Европейской платформе соответствует
основанию казанского яруса. Более точное положение границы может быть определено при
получении более полных данных.
Комплексы аммоноидей могут служить надежным корреляционным репером для сопоставления пограничных отложений нижней и средней перми. Для более точного установления
положения границы между отделами необходимо проводить дополнительные детальные исследования разрезов, перспективных для таких задач, т. е. сложенных непрерывными последовательностями пород в интервале от кунгура до роуда.
Богословская М.Ф. Кунгурские аммоноидеи Среднего Предуралья // Палеонтол. журн. 1976. № 4. –
С. 43–50.
Богословская М.Ф., Устрицкий В.И., Черняк Г.Е. Пермские аммоноидеи Новой Земли // Палеонтол.
журн. 1982. № 4. – С. 58–67.
Бойко М.С. Аммоноидеи из пограничных отложений артинского и кунгурского ярусов разреза Мечетлино (Южный Урал) // Бюлл. МОИП. 2010. Отд. геол. Т. 85. Вып. 5. – С. 33–39.
Левен Э.Я. Верхний карбон и пермь Западного Тетиса: фузулиниды, стратиграфия, биогеография. –
М.: ГЕОС, 2009. – 237 с.
Левен Э.Я., Богословская М.Ф. Роудский ярус перми и проблемы его глобальной корреляции // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14. № 2. – С. 67–78.
Леонова Т.Б. Кубергандинский (среднепермский) комплекс аммоноидей Юго-Восточного Памира
(Таджикистан) // Бюлл. МОИП. 2011. Отд. геол. Т. 86. № 3. – С. 21–31.
Леонова Т.Б., Есаулова Н.К., Шиловский О.П. Первая находка казанских аммоноидей в Волго-Уральском регионе // Докл. РАН. 2002. Т. 383. № 4. – С. 509–511.
Му Линь. Аммоноидная характеристика кунгурско–роудских отложений Китая // Бюлл. МОИП.
Отд. геол. 2008. № 3. – С. 42–51.
Черных В.В. Глобальная корреляция артинского и кунгурского ярусов по конодонтам // Литосфера.
2003. № 1. – С. 64–71.
Черных В.В., Силантьев В.В. Конодонты казанского яруса среднего Поволжья // Докл. Всерос. сов.
«Структура и статус Восточно-Европейской стратиграфической шкалы пермской системы, усовершенствование ярусного расчленения верхнего отдела пермской системы общей стратиграфической шкалы». –
Казань: Каз. ГУ, 2004. – С. 83–86.
Шиловский О.П., Леонова Т.Б. Первая находка среднепермских аммоноидей с территории Марий
Эл // Современные проблемы изучения головоногих моллюсков. Морфология, систематика, эволюция,
экология и биостратиграфия. – М.: ПИН РАН, 2009. – С. 96–98.
Lambert L.L., Lehrmann D.J., Harris M.T. Correlation of the Road Canyon and Cutoff Formations, West Texas,
and Its Revelance to Establishing an International Middle Permian (Guadalupian) Series in Guadalupian Symposium
/ B.R. Wardlow, R.E. Grant, D.M. Rohr (Eds). Smithsonian Inst. Press. Washington. 2000. – P. 153–183.
Leonova T.B. Correlation of the Kazanian of the Volga-Urals with the Roadian of the global Permian scale
// Paleoworld. 2007. Vol. 16. – P. 246–253.
Leonova T.B. Permian Ammonoids: Biostratigraphy, Biogeography, and Ecology // Paleontol. J. 2011. Vol. 45.
N 10. – P. 1206–1312.
Э.В. Лукшевич, А.О. Иванов, И.А. Зупиньш
КОМПЛЕКСЫ ДЕВОНСКИХ ПОЗВОНОЧНЫХ АНДОМСКОЙ ГОРЫ
И КОРРЕЛЯЦИЯ С РАЗРЕЗАМИ ГЛАВНОГО ДЕВОНСКОГО ПОЛЯ
Полнота разреза отложений среднего и верхнего девона Главного поля (ГДП) закономерно
уменьшается в направлении с запада на восток, однако на северо-востоке разрез на Андомской
горе полнее, чем на окружающей территории восточной части поля. Андомская гора представляет собой уникальный геологический памятник, состоящий из серии обнажений девонских
отложений и находящийся в Вытегорском районе Вологодской области, на юго-восточном берегу Онежского озера, к югу от устья р. Андома (рис. 1). В результате полевых работ в течение
нескольких сезонов и на основании подробного седиментологического и палеонтологического
анализа отложений этого разреза выделены три свиты, отличающиеся составом и содержащие
комплексы разнообразных и многочисленных остатков позвоночных (Иванов и др., 2006).
В основании разреза девонских отложений залегает павликовская свита, сложенная тонко- и
мелкозернистыми кварцевыми песчаниками преимущественно коричневатых или темно-красных тонов, составляющими до трети общей мощности свиты, которые чередуются с редкими
прослоями глинистых алевролитов. Большую часть разреза образуют плохосортированные породы смешанного песчано-глинистого состава со значительным содержанием слюды. В разрезе
свиты преобладает горизонтальная и слабовыраженная косая слоистость. Плохая сортировка
и неясная текстура осадочного материала указывают на высокую скорость осадконакопления.
Остатки позвоночных редки, они обнаружены только на двух уровнях в верхней части свиты
в обнажении на северном берегу. Среди них встречены немногочисленные, иногда окатанные
пластинки и кости разнощитковых бесчелюстных, пластинокожих и лопастеперых рыб (рис. 2).
Среди них наибольшее биостратиграфическое значение имеют находки таксонов Watsonosteus
sp., Glyptolepis sp. и Laccognathus panderi (Gross). Подобный по составу комплекс позвоночных
характеризует отложения буртниекского и гауйского возраста западной части ГДП. В западной
части ГДП Watsonosteus найден в отложениях абавского уровня (верхняя часть буртниекского
горизонта); виды рода Glyptolepis встречаются в широком интервале от арукюлаского горизонта
до снетогорских слоев плявиньского горизонта; Laccognathus panderi известен из отложений
гауйской и аматской свиты (Mark-Kurik, 2000; Esin et al., 2000). Таким образом, комплекс позвоночных из верхов павликовской свиты можно сопоставить с верхнеживетским интервалом
плакодермных зон Watsonosteus – Asterolepis ornata западной части ГДП (Mark-Kurik, 2000).
Павликовскую свиту несогласно перекрывают отложения андомской свиты, представленные толщей тонко- и мелкозернистых слабоцементированных песчаников и песков, которые
доминируют в разрезе, составляя более 45% общей мощности свиты, чередующихся с тонкими слоями алевролитовых глин и алевролитов. В разрезе также представлены конгломераты,
образованные песчаной матрицей, катышами глины вплоть до галечного размера и брекчии,
содержащие большое количество фрагментированных остатков позвоночных (т. н. «рыбные
брекчии»). Для песчаных пород характерны разнообразные текстуры: мульдообразная косая,
мелкая рябь течения и волнения, причем в некоторых случаях слои с рябью течения весьма
мощные. Для глинистых и алевритовых пород характерна горизонтальная слоистость. Окраска
пород пестрая: наблюдаются светло-серые, желтоватые, розовые, красные, фиолетовые, голубые
и желтовато-коричневые тона. Характерной чертой является биотурбация тонкозернистых песчаников, алевролитов и глин; сильно биотурбированные слои занимают вплоть до 20% общей
мощности свиты. В отложениях андомской свиты встречены остатки лингулид, двустворчатых
и брюхоногих моллюсков, позвоночных, высших растений, обильные следы жизнедеятельно-
Материалы III Всероссийского совещания
Рис. 1. Карта-схема Андомской горы с точками сборов фоссилий (по Иванову и др., 2006) – А.
Схема структуры девонских отложений (по Lukevis et al., 2005, с изменениями) – Б
129
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео130
Рис. 2. Распространение таксонов ихтиофауны в разрезе Андомской горы;
белые кружки – таксоны, определенные в открытой номенклатуре (cf.)
сти беспозвоночных (Mikula et al, in press), а также многочисленные и разнообразные остатки позвоночных (рис. 2). Осадочные породы андомской свиты, по-видимому, образовались на
приливно-отливной равнине, в зоне литорали и сублиторали, а условия надлиторали не были
характерны.
В эрозионных углублениях нижней части свиты отмечены скопления пластинок разнощитковых и пластинокожих, шипы акантод, кости лопастеперых и лучеперых рыб. Биостратиграфически важны находки представителей псаммостеид Psammolepis undulata Ag., Psammosteus
maeandrinus Ag. и пластинокожих Plourdosteus sp., Asterolepis radiata Rohon, Bothriolepis obrutschewi
Gross. Данный комплекс характерен для аматского горизонта Латвии, Эстонии, а также Псковской и Ленинградской областей России.
Иванов А.О., Лукшевич Э.В., Стинкулис Г.В. и др. Стратиграфия девонских отложений Андомской
горы // Проблемы геологии и минералогии. Сыктывкар, 2006. – С. 385–396.
Esin D., Ginter M., Ivanov A. et al. Vertebrate correlation of the Upper Devonian and Lower Carboniferous
on the East European Platform // Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg. 2000. N 223. Р. 341–359.
Lukevis E., Stinkulis ., Tovmasjana K., Zupi I. Andomas kalna (Krievija, Oegas ezera DA krasts)
eoloisk uzbve // Latvijas Universittes 63 zintnisk konference. eogrfija. eoloija. Vides zintne. Refertu
tzes. 2005. Rga: LU Akad. apgds. – Р. 130–132.
Mark-Kurik E. The Middle Devonian fishes of the Baltic States (Estonia, Latvia) and Belarus // Cour. Forsch.Inst. Senckenberg. 2000. N 223. – Р. 309–324.
Mikul R., Meis S., Ivanov A. et al. A rich ichnofossil assemblage from the Frasnian (Upper Devonian)
deposits at Andoma Hill, Onega Lake, Russia // Bull. of Geosci., Czech Academy of Sci. 2012 (in press).
Материалы III Всероссийского совещания
В средней и верхней части андомской свиты комплекс позвоночных менее разнообразный,
по составу он отличается от распространенного в нижней части свиты. Стратиграфически наиболее важны виды рода Bothriolepis (B. panderi Lahusen в средней части и B. cf. cellulosa (Pander)
в самой кровле свиты). B. cellulosa характерен для нижней и средней частей плявиньского горизонта (нижнефранский подъярус позднего девона) Латвии, Эстонии и Псковской области,
а B. panderi до сих пор был известен только из снетогорских слоев Ленинградской области. Судя
по составу комплекса позвоночных, андомская свита соответствует двум зонам по ихтиофауне:
Bothriolepis prima – B. obrutschewi и Bothriolepis cellulosa и сопоставляется с аматско-снетогорским
интервалом ГДП.
Климовская свита венчает разрез девонских отложений Андомской горы. Ее составляют
в основном мелко- (преобладают) и среднезернистые слабоцементированные песчаники с
прослоями грубозернистых песчаников и конгломератов, содержащих остатки позвоночных
и катыши глин, переслаивающихся с более тонким песчаным материалом. Верхняя часть
свиты более глинистая. Породы климовской свиты биотурбированы в меньшей степени, чем
андомская свита. Для песчаных пород климовской свиты характерно чередование мульдообразной и продольно-косой слоистости, а также флазерная и линзовидная слоистость; имеются
многочисленные знаки приливно-отливных течений. Окраска пород в основном розоватая,
желтоватая и красно-серая. Комплекс остатков позвоночных в нижней части климовской
свиты наиболее разнообразен (рис. 2); в его состав входит зональный вид Bothriolepis cellulosa,
что позволяет сопоставить эту часть разреза с отложениями плявиньского горизонта западной части ГДП. Помимо позвоночных, в нижней части свиты встречены остатки древесины
археоптерисовых, а также ядра и раковины двустворчатых и брюхоногих моллюсков. Средняя
и верхняя части климовской свиты палеонтологически пока слабо охарактеризованы, свита
содержит комплекс немногочисленных остатков позвоночных обычно плохой сохранности.
Особый интерес для стратиграфии представляют данные о присутствии в верхней части разреза Psammosteus falcatus Obruchev. Верхняя часть свиты, возможно, отвечает дубниковскодаугавскому интервалу западной части ГДП, однако не исключено, что самая верхняя часть
сопоставима со снежским-памушским интервалом.
Работа выполнялась при поддержке темплана фундаментальных НИР СПбГУ 3.0.93.2010.
Т.М. Мавринская, Р.Р. Якупов
БИОСТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
НАБИУЛЛИНСКОЙ СВИТЫ (ЗАПАДНЫЙ СКЛОН ЮЖНОГО УРАЛА)
На западном склоне Южного Урала представительные разрезы ордовика расположены в
Западно-Зилаирской структурно-фациальной зоне и принадлежат к шельфовым фациям пассивной окраины Восточно-Европейской платформы. Ордовикские отложения выделены в тирляно-кагинскую толщу в составе нижнего подразделения набиуллинской свиты. Ее стратиграфический объем определен как карадокский – ашгиллский ярусы верхнего ордовика. Верхняя
толща набиуллинской свиты южнобайназаровская, соответствует нижнему-среднему лландовери нижнего силура (Якупов и др., 2002). Набиуллинская свита залегает с угловым несогласием
на разных горизонтах рифейских осадочных образований.
Наиболее полно набиуллинская свита представлена в стратотипическом разрезе на правом
скальном берегу р. Белая напротив д. Набиуллино. Мощность свиты 35–40 м. Разрез послойно
131
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео132
изучен с отбором конодонтов в 1989 и 1997 гг. в связи с задачами крупно- и среднемасштабного
геологического доизучения.
С принятием в России в качестве Общей стратиграфической шкалы (ОСШ) ордовикской
системы Международной стратиграфической шкалы (МСШ) в 2011 г. мы начали ревизионные
работы с дополнительным изучением стратотипа набиуллинской свиты.
Cогласно принятой ОСШ, в верхнем ордовике выделяются следующие ярусы: сандбийский
(карадокский – нижняя часть ашгиллского ярусов ОСШ, 2005), катийский (средний ашгиллий)
и хирнантский (верхний ашгиллий).
Стратотипический разрез набиуллинской свиты у д. Набиуллино обнажен в антиклинальной складке и представлен разрозненными выходами песчанистых доломитов, образующих
последовательность вверх по склону. Непосредственный контакт с подстилающими сланцами
байназаровской свиты рифея повсеместно задернован.
Проведено опробование ряда обнажений. Вес образцов 0,3–0,5 кг.
Самый ближний выход низов тирляно-кагинской толщи вскрыт в нижней части склона в
1 м от кровли рифейских сланцев. Мощность выхода 5 м. Наиболее представительные комплексы конодонтов встречены на нескольких стратиграфических уровнях.
Из доломитов в видимом основании обнажения выделено 60 экземпляров конодонтов
удовлетворительной сохранности, представленных Eoplacognathus sp. (~20 %), Panderodus gracilis
(Branson and Mehl) (~25 %), Periodon aff. grandis Ethington (переходные формы от P. aculeatus
Hadding к P. grandis Ethington) (~21%), Protopanderodus insculptus (Branson et Mehl) (~20 %), и
мелкие единичные обломки элементов Amorphognathus sp. и Prioniodus sp. Возраст комплекса по
присутствию в нем многочисленных элементов Eoplacognathus sp. и переходных форм Periodon
aff. grandis можно определить как сандбийский век позднего ордовика.
В 0,3 м от основания найдено 30 экземпляров плохой и удовлетворительной сохранности,
среди которых определены Amorphognathus sp. (~25 %), Dapsilodus sp. (~10 %), Drepanoistodus sp.,
Icriodella superba Rhodes (~2 %), Panderodus gracilis (Branson and Mehl) (~30 %), Protopanderodus
insculptus (Branson et Mehl) (~20 %), Spinodus cf. spinatus Hadding (~3 %), Walliserodus sp. (~10 %).
На основании наличия в комплексе видов Icriodella superba и Spinodus cf. spinatus возраст комплекса, вероятно, соответствует сандбийскому веку – началу катийского.
В инт. 2,5–4 м выше основания в нескольких пробах обнаружены обильные конодонты до
120 экземпляров в каждой пробе, представленные Amorphognathus cf. ordovicicus (Branson et Mehl)
(~50 %), Protopanderodus insculptus (Branson et Mehl) (25 %), Panderodus gracilis (Branson et Mehl)
(~15 %), редкими Walliserodus sp. (~5 %) и Scabardella cf. altipes (Hennings) (~5 %). Присутствие
зонального вида одноименной зоны A. ordovicicus свидетельствует о катийском возрасте комплекса. Аналогичный комплекс встречен еще в двух выходах, вскрытых выше по склону.
В верхней части склона выходят среднеплитчатые темно-серые алевритистые доломиты,
которые сменяются желтовато-серыми песчанистыми доломитами с прослоями, содержащими фауну кораллов и линзы оолитовых доломитизированных известняков. В темно-серых
алевритистых доломитах обнаружены немногочисленные элементы (20 экземпляров) видов
Amorphognathus cf. ordovicicus (Branson et Mehl), Hamarodus sp., Panderodus gracilis (Branson et Mehl),
Protopanderodus insculptus (Branson et Mehl) (20 %), Scabardella cf. altipes (Hennings), Walliserodus
cf. amplisimus (Serpagli) (25 %), характерные для верхней части катийского яруса.
В 1,3 м выше в желтовато-серых песчанистых доломитах выявлены конодонты (60 экземпляров) Aphelognathus sp. (~25 %), Ozarkodina cf. sesquipedalis Nowlan et McCracken (~12 %),
Ozarkodina sp. (~8 %), Gamachignathus sp. (~5 %), Panderodus gracilis (Branson et Mehl) (~15 %),
Drepanoistodus cf. suberectus (Branson et Mehl) (~15 %), Protopanderodus insculptus (Branson et
Mehl) (~16 %), Walliserodus sp. (~4 %). Обнаружение в комплексе нескольких элементов рода
Gamachignathus, преимущественное распространение которого отмечается в хирнантском ярусе,
а также мелководный характер выявленной ассоциации, позволяют предположить хирнантский
возраст вмещающих отложений.
Эти отложения перекрыты темно-серыми тонкоплитчатыми доломитами с прослоями
углисто-глинистых сланцев, содержащих граптолитовую фауну рудданского-аэронского ярусов
лландоверийской серии нижнего силура. Они принадлежат к верхней (южнобайназаровской)
толще набиуллинской свиты.
Граница ордовика/силура в стратотипическом разрезе у д. Набиуллино находится в литологически однородной карбонатно-терригенной толще и определяется по первому появлению
тонких углистых прослоев с граптолитами лландовери (Якупов и др., 2002).
Другой разрез набиуллинской свиты в стратотипической местности расположен выше по
р. Белая у д. Кургашлы. Слагающие ее отложения вскрыты в антиклинальной складке. Разрез
Материалы III Всероссийского совещания
восточного крыла изучен ранее (Якупов и др., 2002). Первые сведения о конодонтах из разреза
западного крыла складки, собранные на двух уровнях в средней части обнажения, опубликованы Т.Ю. Толмачевой (2011). В 2011 г. нами изучен этот разрез с детальным отбором проб на
конодонты.
Разрез находится у западной окраины д. Кургашлы. Он осложнен пликативными и разрывными нарушениями. Общая мощность слагающих его отложений составляет 24 м. По всей
видимости, здесь обнажена только нижняя тирляно-кагинская толща, верхняя южнобайназаровская толща нижнего силура «срезана» тектоникой.
Непосредственный контакт тирляно-кагинской толщи с докембрийскими сланцами задернован. В инт. 2 м наблюдаются крупные глыбы и высыпки массивных кварцевых песчаников.
Выше по разрезу коренной выход кварцевых песчаников мощностью 0,2 м. Песчаники фаунистически не охарактеризованы. Выше после 6 м задернованного интервала хорошо вскрыта
непрерывная последовательность, представленная чередованием доломитистых песчаников и
песчанистых доломитов. В ней наблюдаются прослои (0,05–0,4 м) с колониями гидроидной
фауны. Комплексы конодонтов, встреченные во всех доломитовых слоях, аналогичны комплексам, выделенным из отложений, соответствующих интервалу катийского яруса в разрезе
у д. Набиуллино.
В целом конодонтовые ассоциации, выявленные в тирляно-кагинской толще набиуллинской свиты стратотипической местности, характерны преимущественно для глубоководной
шельфовой биофации «Северо-Атлантической провинции». Доминируют виды Amorphognathus
ordovicicus и Protopanderodus insculptus. И только в низах и в верхней части тирляно-кагинской
толщи набиуллинской свиты обнаруженные комплексы конодонтов имеют иные систематические составы. Нижний комплекс представлен смешанной фауной. В нем, наряду с таксонами
«Северо-Атлантической провинции», присутствует вид Periodon aff. grandis, характерный для более глубоководной биофации «области открытого моря» (Zhen Yong-Yi, Percival I.G., 2003). Комплекс, встреченный в верхах тирляно-кагинской толщи, представлен видами родов Aphelognathus,
Gamachignathus, Ozarkodina – типичными представителями мелководной шельфовой биофации
«Мидконтинентальной провинции».
Отмеченные изменения таксономического состава конодонтов по разрезу могут быть следствием трансгрессивно-регрессивных режимов в шельфовой зоне Южно-Уральского палеобассейна в позднеордовикское время. Одной из вероятных причин появления биофации открытого моря с Periodon aff. grandis на рубеже катийского и сандбийского веков мог быть очень
узкий шельф, что облегчало проникновение их во время трансгрессии из батиальной зоны.
В конодонтовой ассоциации, обнаруженной в верхних слоях тирляно-кагинской толщи,
отмечается количественное уменьшение большинства видов, характерных для «Северо-Атлантической провинции», вплоть до исчезновения. Начинают преобладать таксоны мелководной
«Мидконтинентальной провинции». Биофациальные изменения происходят параллельно с изменениями обстановок осадконакопления: появление органогенных микропостроек и линз
оолитовых известняков свидетельствует о сильном обмелении бассейна в конце ордовикского
периода. Максимальное падение уровня моря в хирнантское время и фаунистические изменения, заключающиеся в вымирании большинства характерных верхнеордовикских таксонов,
отмечаются в разных регионах мира (Kaljo еt al., 2008; Zhang, Barnes, 2002).
Разрез у д. Набиуллино имеет хорошие перспективы для детального расчленения верхнеордовикских отложений западного склона Южного Урала и увязки установленных биостратиграфических подразделений и их границ с МСШ.
Толмачева Т.Ю., Рязанцев А.В., Белова А.А. Конодонты позднего ордовика Южного Урала и их значение для палеогеографии // Палеострат-2011. Годичное собрание секции палеонтологии МОИП и Московского отделения палеонтологического общества: Программа и тезисы докладов (Москва, 24–26 января
2011 г.). – М.: Палеонтологический институт им. А.А. Борисяка РАН, 2011. – C. 67–69.
Якупов Р.Р., Мавринская Т.М., Абрамова А.Н. Палеонтологическое обоснование схемы стратиграфии
северной части Зилаирского синклинория. – Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2002. – 160 с.
Kaljo D., Hints L., M nnik P., N lvak J. The succession of Hirnantian events based on data from Baltica:
brachiopods, сhitinozoans, conodonts and carbon isotopes // Estonian J. of Earth Sci. 2008. 57. 4. – P. 197–218.
Zhang S., Barnes C.R. Late Ordovician-Early Silurian (Ashgillian-Llandovery) sea level curve derived from
conodont community analysis, Anticosti Island, Quebec // PРР. 2002. 180. – P. 5–32.
Zhen Yong-Yi, Percival I.G. Ordovician conodont biogeography – reconsidered // Lethaia. 2003. Vol. 36. –
P. 357–370.
133
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
А.А. Мадисон
134
ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И МИКРОСТРУКТУРЫ
ПЕРВЫХ СТРОФОМЕНИД ИЗ ОРДОВИКА
ЛЕНИНГРАДСКОЙ ОБЛАСТИ
Ордовикские отложения Ленинградской области содержат первые достоверно известные
представители отряда Strophomenida (Plectella Lamansky из флоского яруса, биллингенского
горизонта), а также более поздние строфомениды хорошей сохранности, что позволяет изучить
ранние стадии развития, микроструктуру и морфологические особенности первых представителей группы, а также попытаться установить основные эволюционные тренды в истории развития отряда. В некоторых случаях оказываются возможными попытки реконструкции мягкого
тела животного, что достаточно важно, так как строфомениды являются представителями полностью вымершего класса брахиопод Strophomenata и не имеют аналогов в современной фауне.
Первым представителем класса Strophomenata является отряд Billingsellida, появившийся
в среднем кембрии и состоящий из двух подотрядов: малочисленного подотряда Billingsellidina,
существовавшего до аренига с ламинарным вторичным слоем раковины, и более многочисленного ордовикского подотряда Clitambonitidina с фиброзным вторичным слоем. Предполагается,
что строфомениды произошли от биллингселидин, так как имеют сходную микроструктуру
и апикальный форамен.
Из всех биллингселидин микроструктура исследована только для Billingsella lindstr mi
(Linnarsson), у которой первичный слой толщиной 10 мкм образован мелкими призмами шириной около 1 мкм. Вторичный слой ламинарный, пластины которого сложены из параллельных
пластинок (Williams, 1970).
У всех представителей отряда Billingsellida в задней части раковины имеется только одно
отверстие – апикальный форамен, служивший для выхода ножки. Способ его образования известен только для клитамбонитидин (у биллингселид не изучен). Первичносформированная раковина форамена не имеет; ее ширина на брюшной и спинной створках одинакова: 200–300 мкм,
сложена она микрогранулярным слоем. Следовательно, у личинки имелись хорошо развитые
дорсальная и вентральная лопасти мантии. В процессе роста у ювенильной раковины от краев
дельтирия начинают расти навстречу друг другу дельтидиальные пластинки. Они срастаются,
дельтирий оказывается закрытым за исключением его верхней части, в которой или остается
простое округлое отверстие, или же сросшиеся пластинки образуют трубочку, которая могла
полностью запечатывать ножку (Мадисон, 2004).
Изучение ранних стадий развития строфоменид позволило установить, что образование их
апикального форамена происходит иным способом и связано с личиночными стадиями развития. Первичносформированная раковина хорошо выражена в рельефе только на брюшной
створке и имеет размеры около 250 мкм (рисунок, фиг. 1–3), тогда как на спинной створке
первичносформированная раковина практически не выражена. Следовательно, личинка строфоменид имела только хорошо развитую вентральную лопасть мантии, дорсальная же лопасть
формировалась, по-видимому, уже после осаждения личинки на субстрат. Более того, апикальный форамен строфоменид не является производным дельтидиальных структур, как у клитамбонитид, так как он расположен в средней части вентральной створки первичносформированной
раковины и, следовательно, отражает особенности строения личинки. Таким образом, ювенильные строфомениды имели два отверстия в задней части раковины: небольшой дельтирий
с нототирием, еще не прикрытыми полностью замочным отростком (хилидиальные пластинки
обычно слабо развиты), и апикальный форамен. Считается, что ножка выходила именно через
апикальный форамен, а затем атрофировалась, и происходило замыкание форамена (например, Williams, 2007). Однако при такой интерпретации остается неясной функция дельтирия и
нотитирия.
Представляется сомнительным, что именно форамен служил для прохода ножки. Обычно
диаметр форамена составляет около 15–25 мкм (фиг. 1в), тогда как ножка у современных брахиопод состоит из кутикулы, эпителия и соединительной ткани, что суммарно превосходит
объем апикального форамена строфоменид. Кроме того, в онтогенезе современных брахиопод
ножка не привязана к вентральному лепестку мантии, а закладывается между створками посередине спинной стороны. Более вероятно предположение, что ножка у строфоменид выходила
сзади между створками, как это известно для ринхонеллят, а апикальный форамен служил для
Материалы III Всероссийского совещания
Фиг. 1. Strophomenida gen. et sp. indet., № 4921/397: 1а – общий вид; 1б – первичносформированная раковина;
1в – апикальный форамен; Ленинградская обл., Путилово, Геккеров горб, нижняя линза; волховский горизонт.
Фиг. 2. Strophomenida gen. et sp. indet., № 4921/369, макушка брюшной створки, вид сзади; Псковская обл., Мишина
Гора; ухакуский горизонт.
Фиг. 3. Lynnica fragilis Madison, № 4921/530, макушка брюшной створки, вид сзади; Ленинградская обл., р. Лынна;
кундаский горизонт.
Фиг. 4. Biseptata briani ����������������������������������������������������������������������������������
Madison���������������������������������������������������������������������������
, № 4921/557, первичный микрогранулярный и вторичный фиброзный слои; Ленинградская обл., р. Лынна; кундаский горизонт.
Фиг. 5. Plectella uncinata (Pander), № 4921/634: 5а – пластины ламинарного слоя; 5б – псевдопора; Ленинградская
обл., Бабино; отвалы латорпского горизонта.
Фиг. 6. Bilobia musca (Opik), № 4921/635, первичный микропризматический слой; Ленинградская обл., Клясино;
идавереский горизонт
выхода анальной папиллы. Тогда традиционное название этой структуры «ножная трубочка»
оказывается неверным.
Таким образом, пищеварительная система строфоменид была незамкнутой и имела анальное отверстие, которое часто было окружено трубочкой. Подобные структуры известны для
некоторых кембрийских гастропод. У современных брахиопод диаметр пеллет 5–10 мкм, что
вполне соответствует диаметру трубочки. У некоторых более поздних строфоменид апикальный форамен отсутствует, у них, по-видимому, пищеварительная система становилась замкнутой. Тем не менее, наличие анального отверстия служит коренным морфологическим отли-
135
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео136
чием строфоменид от биллингселид и ставит под вопрос возможность происхождения отряда
Strophomenida от Billingsellidina.
Также установлено, что ранне- и среднеордовикиские строфомениды имели вторичный
слой раковины двух типов: ламеллярный (установлено для Plectella uncinata (Pander), латорпский
горизонт, семейство Plectambonitidae; фиг. 5) и фиброзный (Biseptata briani Madison, волховский
горизонт, семейство Sowerbyellidae; фиг. 4). Оба типа скорее всего изначально характеризовали
отряд Strophomenida, без вторичного образования фиброзного слоя в процессе эволюции группы, как это предполагалось ранее. Можно предполагать, что семейства произошли практически
одновременно и сильно отличались внутренним строением спинной створки и типом микроструктуры. Первичный слой обнаружен у B. briani, у которой он микрогранулярный, кроме
того, у Bilobia musca (pik) удалось обнаружить микропризматический первичный слой (фиг. 6),
напоминающий таковой у B. lindstrmi. Различия в морфологии и микроструктуре первых строфоменид, вероятно, отражают архаическое многообразие в развитии группы, а не являются
признаком полифилетического происхождения. В свете новых данных о строении мягкого тела
и микроструктуре раковины вопрос о происхождении отряда Strophomenida нуждается в дальнейших детальных исследованиях и не может считаться решенным.
Мадисон А.А. Дельтидиальные образования у среднеордовикских клитамбонитид (Clitambonitidina,
Brachiopoda) и их роль в прикреплении брахиопод к субстрату // Палеонтологический журнал. 2004.
№ 6. – С. 59–65.
Williams A. Origin of the laminar-shell articulate brachiopods // Lethaia. 1970. Vol. 3. – P. 329–342.
Williams A. Evolution of the pedicle // Treatise on Invertebrate Paleontology. Vol. 6. Pt. H. Lawrence: Univ.
Kansas Press, 2007. – P. 2842–2850.
С.Н. Макаренко, С.А. Родыгин, Н.И. Савина
ПРОБЛЕМЫ СТРАТИГРАФИИ ВЕРХНЕГО ДЕВОНА
ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ
На территории центральной части Западной Сибири отложения верхнего девона объединены в лугинецкий горизонт, объединяющий по латерали отложения лугинецкой и чагинской свит.
Стратотип лугинецкой свиты установлен по разрезу скв. Лугинецкая 170, в инт. 3134,0–
2487,0 м и представлен «сливными» известняками кремовыми, серыми, тёмно-серыми (в нижней части), массивными, глобоидными, водорослево-фораминиферовыми, иногда с прослоями
аргиллитов и туфолав базальтового состава (Решения..., 1999). Согласно перекрывает герасимовскую свиту. Кровля свиты в стратотипе не прослежена, мощность около 650 м, по разрезам
может достигать 1500 м. Подразделяется на две подсвиты. Лугинецкая свита широко распространена в Нюрольской впадине, разные части её разреза пройдены при бурении скважин по
всей Западно-Сибирской плите. Отложения свиты привлекают внимание как нефтепоисковый
объект. В пределах Арчинско-Урманского участка нефтегазопроявления породы свиты являются
хорошими, но крайне неоднородными коллекторами. Связь коллекторских свойств с литологическим составом пород давно установлена. Крайне важно выяснить особенности условий
осадконакопления во время формирования лугинецкой свиты, но для их реконструкции необходимо детальное стратиграфическое расчленение карбонатной толщи. При макро- и даже
микроизучении пород лугинецкой свиты сложно идентифицировать, какая часть разреза свиты
пройдена конкретной скважиной, настолько бывает невыразителен литологический состав и
бедна фаунистическая характеристика свиты.
Нижняя подсвита представлена в нижней части тёмно-серыми известковистыми, иногда
битуминозными аргиллитами и мергелями, а в верхней части известняками серыми, тёмно-серыми, глобоидными. В основании подсвиты залегает «тентакулитовая» пачка, отражая событие
раннефранской трансгрессии, выраженной отложениями доманикоидного типа. Палеонтологически охарактеризованные отложения нижней подсвиты пройдены скважинами Арчинская 41,
43; Калиновая 13, 15, 20; Нижне-Табаганская 6, 18; Урманская 11. По литологическим особенностям и времени образования данный стратиграфический уровень (верхняя falsiovalis – jamieae)
можно сопоставить с уровнем тиманской, усть-ярегской и доманиковой свит Восточно-Европейской платформы и Западного Урала.
Материалы III Всероссийского совещания
Верхняя подсвита сложена достаточно однообразными «сливными» известняками кремовосерыми, илисто-зернистыми, оолитово-сгустковыми с прослоями туфолав базальтового состава.
Литологически она подразделяется на две части. Нижняя (франская) часть верхней подсвиты
характеризуется присутствием в породах остатков ископаемой макрофауны – субцилиндрических строматопороидей – «амфипор» и прослежена в разрезах скважин Южно-Тамбаевская 77;
Нижне-Табаганская 6, 14, 17; Калиновая 13 (верхняя часть), Северо-Калиновая 21 (призабойная
часть). Верхняя (фаменская) часть подсвиты фациально более однородная, и фрагменты разреза этой подсвиты диагностируются с трудом. Отчётливых реперов нет, расчленение и корреляция проводятся только на основе биостратиграфии по микрофауне. Отложения подсвиты
были выведены на доюрскую поверхность и частично эродированы. Поэтому взаимоотношения
девонских и каменноугольных отложений не до конца выяснены. Отложения верхней подсвиты
прослежены в разрезах многих скважин: Квартовая 5; Северо-Сильгинская 25; Малоичская 8;
Новоникольская 1; Нижне-Табаганская 1, 4, 17, 20; Северо-Тамбаевская 1, 2; Западно-Ключевская 66; Черталинская 3; Южно-Колтогорская 1; Речная 281 и особенно Урманских 1–7, 9, 10,
22, 761, 763 и Арчинских 45, 51, 1191, 1193.
Ещё сложнее провести корреляцию разрезов чагинской свиты, биостратиграфия в данном
случае – единственная возможность установить время формирования специфических карбонатно-кремнистых отложений и проследить стратиграфические уровни. Стратотип чагинской
свиты установлен в разрезе скв. Калиновая 13 (3480–2875 м, фран – фамен) (Решения..., 1999).
Распространена свита не широко. Изучение стратотипа показало неоднозначность в понимании
объемов чагинской и подстилающей её чузикской свит.
В стратотипе чагинскую свиту в инт. 3480–3200 м (нижняя подсвита) слагают черные,
чёрно-коричневые, тёмно-серые кремнистые тентакулитовые известняки и аргиллиты. Отмечено увеличение вверх по разрезу кремнистости, появление радиолярий. Тентакулиты франа
определены из инт. 3417–3340 м. Кремни, радиоляриты, чередующиеся с кремнеаргиллитами,
кремнеизвестняками, окремненными аргиллитами объединены в верхнюю подсвиту (инт. 3200–
2875 м). Отмечены редкие прослойки органогенно-детритовых известняков с фораминиферами
верхнего девона (гл. 3179,1 м). В остальной части разреза свиты определимые органические
остатки не обнаружены. В верхней части разреза присутствует слой с крупными радиоляриями,
прослеженный в отложениях фаменского яруса на Северо-Калиновой площади (скв. 21). Граница свиты с каменноугольными отложениями отсутствует, отложения эродированы. Чагинская
свита охарактеризована конодонтами только в скв. Сельвейкинская 1.
Граница чагинской свиты с подстилающей её чузикской свитой в стратотипе требует пересмотра (Макаренко и др., 2011). В Решениях… (1999) граница между свитами проведена на
гл. 3480 м, о чём свидетельствует состав комплексов тентакулитов и конодонтов, но объём свит
был изменен: чузикская – эйфель – живет, чагинская – фран – фамен. Комплексы тентакулитов и конодонтов из верхней подсвиты чузикской свиты помещены в нижнюю подсвиту чагинской свиты. Анализ комплексов организмов указывает на то, что граница между чузикской
и чагинской свитами проведена внутри тентакулитовой пачки. В скв. Калиновая 15 комплекс
конодонтов, по систематическому составу близкий к комплексу скв. Калиновая 13, определяет
живетско-франский возраст чузикской свиты. В скв. 14 возраст чузикской свиты по конодонтам
соответствует эйфелю – живету. В скв. 16 палеонтологически охарактеризована только чузикская свита, возраст которой по фораминиферам, тентакулитам и конодонтам живет – фран.
Исходя из имеющихся данных, возраст чагинской свиты может быть только фаменским. Необходимо пересмотреть взаимоотношения чузикской и чагинской свит по другим скважинам,
уточнить их палеонтологическую характеристику и внести соответствующие изменения в региональную стратиграфическую схему.
Для уточнения стратиграфии лугинецкой свиты и усовершенствования региональной стратиграфической схемы палеозойских образований Западно-Сибирской равнины проводились
работы по некоторым скважинам Арчинской и Урманской площадей.
Верхняя часть разреза Арчинской скв. 41 в инт. 3100,0–3036,0 м и отложения в разрезе
скв. 43. инт. 3053–3073 м отнесены к местной зоне Tikhinella multiformis – Tikhinella fringa и охарактеризованы комплексом фораминифер, несущим черты франского облика. Зона могла быть
прослежена и в разрезе скв. Урманская 11, но на данном участке палеоморя в девоне шельфовые
мелководные фации замещались тентакулитовыми бассейновыми, поэтому фораминиферы в
отложениях не встречены.
Комплекс местной зоны Eonodosaria evlanensis – Multiseptida corralina изучен в разрезах
скважин Арчинская 45, 1191 и 1193. Отложения зоны Septaglomospiranella nana прослежены
только в скв. Урманская 6, где определен следующий комплекс фораминифер: Archaesphaera
137
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
crassa Lip., Parathurammina dagmarae Sul., Cribrosphaeroides simplex Reitl., Septaglomospiranella
nana Reitl.
Верхняя часть фаменского яруса, сопоставляемая со слоями Этрен Бельгии, ранее входила
в состав каменноугольной системы и являлась её базальными слоями, по фораминиферам это
зона Quasiendothyra kobeitusana. По находкам видов фораминифер Endothyra ex gr. latispiralis,
E. cf. prisca, Glomospira sp. можно предположить наличие в скв. Урманская 6 в самых верхах разреза зоны Quasiendothyra kobeitusana, венчающей разрез девонских отложений Международной
стратиграфической шкалы.
Слои с Famenella kairovaensis в скв. Нижне-Табаганской 14 установлены в светло-серых
глобоидных известняках (инт. 3129,5–3139,0 м, лугинецкая свита), где выявлен комплекс
остракод Rozhdestvenskajites sp., Healdianella punctata Posner, Orthocypris aff. exemplaris Rozhd.,
Microcheilinella sp., Bairdia usatschovae Egorov, Famenella kairovaensis Rozhd., F. aff. angulata Rozhd.,
Parabairdiacypris? sp., Acratia sp., A.? sp., Bairdiacypris sp., Baschkirina sp. Комплекс характеризует
среднюю часть лугинецкой свиты (верхняя часть франского яруса).
В скв. Арчинская 1193 в обр. 5 (№ 27649), инт. 3131,86–3133,56 м (к.к.) определены
Parabolbinella aff. vomis Beсker et Bless, Parabolbinella sp., Clavofabellina sp., Pibylites (Parapibylites)?
sp., Coeloenellina aff. parva Pol., Evlanella sp., Knoxiella beiskiensis Pol., Cavellina aff. lovatica Zasp.,
Healdianella sp., Bairdiohealdites sp., Orthocypris parilis Rozhd., Microcheilinella sp., Miraculum (?) sp.,
Bairdia sp., Bairdia aff. actuaria Rozhd., Bairdiocypris aff. accuratus Pol., Famenella kairovaensis Rozhd.
Сохранность остракод плохая не только в отложениях скв. Арчинская 1193. Как показал
опыт многолетних исследований, отложения среднего и верхнего девона, сложенные «чистыми» и перекристаллизованными известняками, часто охарактеризованы остракодами. Это
видно при просмотре шлифов. Но выделить их из породы, что необходимо для определения
систематической принадлежности остракод, очень трудно. И все-таки характер комплекса
остракод с некоторой долей условности позволяет отнести вмещающие отложения к слоям с
Famenella kairovaensis.
Слои со строматопороидеями Novitella tchussovensis (франская часть верхнелугинецкой подсвиты) в пределах Арчинской площади прослежены в скважинах 45, 1191, 1193, а также предположительно в скв. Урманская 7. В отложениях разрезов скважин встречены Novitella tchussovensis
(Yav.), Stellopora laxeperforata Lec., S. rudis Lec. Строматопороидеи являются породообразующими. Фаменская часть лугинецкой свиты не содержит строматопороидей.
В пределах Арчинско-Урманской площади в скв. Арчинская 51 (инт. 3129,5–3137,5 м) определён следующий комплекс конодонтов: Ancyrodella cf. curvata (Branson et Mehl), Euprioniodina
sp., Nothognathella sp., Ligonodina sp. (фран – низы фамена, зоны falsiovalis – Lower triangularis).
В скважинах Арчинская 1193, обр. 5 (27649), инт. 3131,86–3133,56 м (к.к.) и Урманская 5, обр. 6
(7494), инт. 3195,4–3209,6 м (0,8 н.к.) обнаружены конодонты вида Mehlina gradata Youngquist,
известного из франских и фаменских отложений верхнего девона.
Макаренко С.Н., Савина Н.И., Родыгин С.А. Корреляция разрезов среднего и верхнего девона центральной части Западной Сибири // Биостратиграфия, палеогеография и события в девоне и нижнем
карбоне (Международная подкомиссия по стратиграфии девона / Проект 596 МПГК). – Новосибирск:
Изд-во СО РАН, 2011. – С. 93–95.
Решения Межведомственного совещания по рассмотрению и принятию региональной стратиграфической схемы палеозойских образований Западно-Сибирской равнины / Под ред. В.И. Краснова. –
Новосибирск, 1999. – 80 с.
Е.Н. Малышева
СФИНКТОЗОА ВЕРХНЕЙ ПЕРМИ ЮЖНОГО ПРИМОРЬЯ
138
В Южном Приморье широко распространены карбонатные отложения, которые датируются
позднепермским возрастом в основном по аммоноидеям, мшанкам, фораминиферам, кораллам
и брахиоподам. Также в органогенных постройках (горы Сестра, Брат, Находкинский риф, Екатериновский массив и т. д.) встречается обилие сфинктозоа, которые местами образуют отчетливо видимые колонии. Они изучались в свое время Г.В. Беляевой (Беляева, 1987). В связи с тем,
что сфинктозоа имеют большое значение для статиграфии, палеоэкологии и палеогеографии,
автор продолжает изучение этой интересной группы организмов из местонахождений Южного
Приморья по собственным сборам и коллекциям Г.В. Беляевой.
Сфинктозоа – прикрепленные бентосные организмы, чутко реагирующие на изменения
условий окружающей среды, индикаторы палеогеoграфических, палеоэкологических и палеотектонических условий.
В настоящее время нет единого мнения об общем положении сфинктозоа в царстве животных. Первоначально они рассматривались как мшанки, кишечнополостные, наутилоидеи.
Большинство ученых их относили к классу известковых губок, другие рассматривали их родство
с археоциатами (Defrance, 1828). По мнению Г.В. Беляевой, сфинктозоа – это группа вымерших
организмов, относимых к низшим многоклеточным, занимающих среднее звено между губками
и археоциатами и имеющих общие с ними признаки (Бойко и др., 1991). Автор склоняется к
мнению Г.В. Беляевой о выделении сфинктозоа как самостоятельной группы организмов.
Первые находки данных организмов обнаружены в начале XIX в. на территории Франции
(Defrance, 1828), а в 1882 г. Г. Штейнманн впервые предложил название «Sphinctozoa» для этой
группы организмов (Steinmann, 1882). Затем с конца ХIХ и на протяжении всего ХХ в. последовали многочисленные открытия местонахождений сфинктозоа из отложений от кембрия до неогена на всех континентах, исключая Антарктиду. Их изучением занимались многие зарубежные
исследователи. Среди них были А. Зейлахер (Seilacher, 1962) и Э. Отт (Ott, 1967), разработавшие
достаточно полную систематику сфинктозоа, которая легла в основу и совершенствовалась
последующими исследователями. Большой вклад в изучение этой группы организмов во второй половине ХХ в. внесли работы Ригби (Rigby, 1971), Сеновбари-Дарьяна (Senowbari-Daryan,
1978), китайских (Fan Jiasong и Zhang Wei, 1985) и японских ученых (Hayasaka, 1918). C 1984 по
2000 г. Г.В. Беляева изучала сфинктозоа Юго-Восточного Китая (Беляева, 2000).
Материалы III Всероссийского совещания
Рис. 1. Схема местонахождений в Южном Приморье
1 – гора Сенькина Шапка, 2 – Екатериновский массив, 3 – гора Брат, 4 – гора Сестра,
5 – Находкинский карьер, 6 – мыс Средний, 7 – гора Безымянная
139
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео140
Рис. 2
Фиг. 1 – Intrasporeocoelia orientalis Belyaeva, 1991 (увеличение 4.2); фиг. 2 – Amblysiphonella yuni Zhang,
1985 (увеличение 3.5); фиг. 3 – Amblysiphonella vesiculosa (Konink) Waagen, Wentzel, 1887 (увеличение 0.6)
На территории СССР первые сведения о сфинктозоа появились только в 1939 г. (Моисеев,
1939). На Дальнем Востоке сфинктозоа были найдены в Дальнегорском и Партизанском районах (Беляева, 1987). C 1984 по 2000 г. Г.В. Беляева изучала сфинктозоа в окрестностях г. Находка
(Беляева, 1987).
В Южном Приморье сфинктозоа встречаются в биогермно-биостромовых постройках совместно с криноидеями, кораллами, водорослями, где отмечается преобладание последних,
а роль сфинктозоа была подчиненной (Бойко и др., 1991). В фациях рифа, установленных в
небольшом количестве на горах Брат, Сестра, Находкинский массив и горе Безымянная, сфинктозоа встречаются совместно с криноидеями, водорослями, кораллами и играют роль каркасостроителей. Среди них преобладают виды рода Amblysiphonella Steinmann, 1882; Lichuanospongia
Zhang, 1983; Cystothalamia Girty, 1908; Colospongia Laube, 1864; Intrasporeocoelia Fan et Zhang, 1985.
Также присутствуют асифонатные формы Follicatena callosa Belyaeva, 1991; Apocoelia orientalis
Belyaeva, 1991; Colospongia nachodkiensis Belyaeva, 1987 (Бойко и др., 1991).
Особый интерес представляет местонахождение позднепермских сфинктозоа вблизи г. Находка с уникальными по своей сохранности видами и многочисленному систематическому составу (рис. 1). Сфинктозоа этого местонахождения изучались Г.В. Беляевой (результаты ее исследований вошли в монографию «Сфинктозоа фанерозоя территории СССР»), но желательно
их дальнейшее дополнительное изучение в свете новых данных.
Рифогенные массивы разрабатываются карьерами, и интересное явление природы исчезает.
В связи с этим геологи обязаны зафиксировать геологическое строение массивов, собрать и изучить палеонтологические и литологические коллекции. Срезание массивов серией карьеров
позволяет собрать новый материал и дополнить палеонтологическое, структурное и литологическое описание рифогенных построек. Автором была собрана коллекция сфинктозоа из новых
местонахождений (гора Верблюд, карьер горы Безымянная, Екатериновский массив). Изучение
сфинктозоа позволяет внести определенные коррективы для восстановления физико-географических условий. Учитывая избирательность сфинктозоа к условиям окружающей среды и
значительное морфологическое разнообразие, открываются новые возможности использования
этой группы организмов для расчленения и корреляции рифогенных образований.
В приложении приведены некоторые виды сфинктозоа, найденные автором в свежевскрытом карьере горы Безымянная в окрестностях г. Находка (рис. 2).
Автор выражает благодарность Г.В. Беляевой за любезно предоставленные коллекции сфинктозоа.
Беляева Г.В. Некоторые позднепермские сфинктозоа юга Приморья // Проблемы биостратиграфии
перми и триаса востока СССР. – Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1987. – С. 49–53.
Беляева Г.В. Новые таксоны сфинктозоа из пермских рифов Юго-Восточного Китая // Палеонтологический журнал. 2000. № 2. – С. 41–46.
В.Н. Манцурова
К ВОПРОСУ О НИЖНЕЙ ГРАНИЦЕ ФРАНСКОГО ЯРУСА
НА РУССКОЙ ПЛИТЕ ПО ПАЛИНОЛОГИЧЕСКИМ ДАННЫМ
В Международной стратиграфической шкале (МСШ) нижняя граница франского яруса проходит внутри нижней подзоны зоны Mesotaxis falsiovalis, что соответствует положению внутри подзоны Lowermost asymmetricus и фактически совпадает с первым появлением
конодонтов рода Ancyrodella. На Русской плите данная граница традиционно проводилась
значительно ниже, в основании пашийского горизонта, т. е. в начале нового трансгрессивно-регрессивного цикла, фиксируемого поверхностью крупного несогласия. В соответствии
с МСШ, этот уровень соответствует нижней границе верхнего подъяруса живетского яруса,
принятого SDS (2007).
В связи с фациальными особенностями пород конодонты редко встречаются в пограничных отложениях живетского и франского ярусов, тем не менее на Русской плите выявлена
конодонтовая последовательность (Архангельская, Овнатанова, 1986; Кузьмин, 1995; Овнатанова, Кононова, 1999; Пазухин и др., 2006 и др.), хотя не все уровни границ имеют точную
привязку. В Волгоградском Поволжье конодонты из пограничных отложений не изучались,
поэтому возможны только косвенные корреляции с конодонтовой шкалой. Особую роль для
корреляций приобретают споры и пыльца растений, позволяющие сопоставлять одновозрастные разнофациальные отложения. Первая попытка сопоставления конодонтовых и споровых
зон франского яруса предпринята ранее (Архангельская, Овнатанова, 1986). На изучаемой
территории традиционная граница живетского и франского ярусов соответствует границе
муллинского и пашийского горизонтов, состав их палинокомплексов свидетельствует о том,
что изменения, фиксируемые на этом рубеже, незначительны (рисунок). Появление новых
элементов отмечается преимущественно на видовом уровне. Появившиеся еще в живетский
век представители археоптерисовой флоры (отдел Archaeopteridophyta), продуцировавшие споры рода Geminospora (зона G. extensa), продолжают свое развитие и во франском веке. Ранее
этот факт отмечался многими палинологами (Филимонова, 1958; Архангельская, 1962 и др.).
На этом основании А.Е. Филимонова и А.Д. Архангельская предлагали отнести верхнюю
пачку муллинского горизонта (выше т.н. «черного известняка» в Волго-Уральской нефтегазоносной провинции) к франскому ярусу.
Зона Geminospora extensa. Подзона Cristatisporites triangulatus-Coristisporites serratus, в
соответствии с региональной палиностратиграфической схемой (Avkhimovich et al., 1993)
характеризует муллинский горизонт (0–108 м), сложенный аргиллитами с редкими прослоями алевролитов, песчаников, мергелей и известняков. Встречены брахиоподы Eoreticularia
pseudopachyrincha, E. aviceps, Lingula cf. miciformis и остракоды Healdianella distincta, Orthocypris
subparallelus. (Здесь и ниже определения брахиопод В.И. Шевченко, остракод – М.А. Нечае­
вой). В полных разрезах горизонта удается выделить три комплекса спор. Обобщенный палинокомплекс выделяется в составе видов Cymbosporites magnificus, Cingulatisporites cassiformis,
Материалы III Всероссийского совещания
Бойко Э.В., Беляева Г.В., Журавлева И.Т. Сфинктозоа фанерозоя территории СССР. – М., 1991.
Моисеев А.С. Новые данные о верхнем триасе Северного Кавказа и Крымской АССР // ДАН СССР.
Новая серия. 1939. Т. 23. № 8. – С. 816–818.
Defrance J.L.M. Art Verticillite // Dictionaire des sciences naturelles. 1828. Vol. 58. – P. 5.
Fan Jiasong, Zhang Wei. Sphinctozoans from Late Permian Reefs of Lichuan, China // Facies. 1985. Bd. 13. –
Р. 1–44.
Hayasaka I. Amblysiphonella from Japan and China // Sci. rep. Univ. Sendai. 1918. Vol. 5. – Р. 1–10.
Ott E. Segmentierte kalkschwmme (Sphinctozoa) aus der Alpinen Mitteltrias und ihre Bedeutung als Riffbilder
im Wettersteinkalk // Abh. Bayer. Akad. Wiss., math. – naturwiss. Kl., N. F., Mnchen. 1967. Vol. 131. – Р. 96.
Rigby J.K. Sponges and reef and related facies through time // Symp. North Amer. Pal. Conv, Lawrence,
1971. Pt. J. – P. 1374–1388.
Seilacher A. Die Sphinctozoa, eine Gruppe fossiler kalkschwmme // Abh. Akad. Wiss. Lit., math.-naturwiss.
Mainz, 1962. Kl., 1961/10. – Р. 720–790.
Senowbari-Daryan B. Neue Sphinctozoen (seqmentierte Kalkschwmme aus den «oberrhaetischen» Riffkalken
der nordlichen Kalkalpen (Hintersee-Salzburg) // Senckenberg lethaea. 1978. Bd. 59. N 4/6. – Р. 205–227.
Steinmann G. Pharetronen-Studien // N. Jb. Miner. Geol. Paleont. Stuttgart, 1882. Vol. 2. – Р. 139–191.
141
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео142
Распространение основных таксонов спор в пограничных отложениях
живетского и франского ярусов
Geminospora tuberculata, G. micromanifesta, G. rugosa, Azonomonoletes costatus, Cingulatisporites
cassiformis var. clarus, Cristatisporites triangulatus, Coristisporites serratus и др. (рисунок). Виды
C. cassiformis и C. cassiformis var. clarus встречены только в муллинском горизонте (рисунок).
Аналогичный комплекс миоспор прослежен в муллинском горизонте центральных и восточных районов Русской плиты (Раскатова, 1969; Раскатова М.Г., 1990; Умнова, 1995; Чибрикова, 1977 и др.), а также в морочских слоях полоцкого горизонта Беларуси (Obukhovskaya,
2000).
Зона Contagisporites optivus – Calyptosporites krestovnikovii. Подзона Ancyrospora incisa –
Geminospora micromanifesta, в соответствии с региональной палиностратиграфической схемой
(Avkhimovich et al., 1993), характеризует пашийский горизонт и нижнюю часть тиманского
горизонта (арчединские слои). В полных разрезах удается выделить с учетом количественного
подсчета два или три палинокомплекса, сопоставляемые со слоями (подгоризонтами).
Пашийский горизонт (0–280 м) залегает трансгрессивно на аргиллитах муллинского горизонта. Горизонт сложен двумя алевролитово-песчаными пачками и разделяющей их алевритовоглинистой пачкой (электрорепер Rp–D3p). Встречены редкие фаунистические остатки Lingula
cf. kinelensis, L. cf. samarica, Cavellina aff. devoniana Eg. В пашийском горизонте выделяются
Материалы III Всероссийского совещания
нижне- и верхнепашийские слои (подгоризонты). Из аргиллитов установлен палинокомплекс в
составе видов Geminospora micromanifesta, Ancyrospora incisa, Cristatisporites triangulatus, Geminospora
notata, G. rugosa, Contagisporites optivus, Calyptosporites krestovnikovii, Archaeozonotriletes variabilis,
Aneurospora greggsii, A. heterodonta, Archaeozonotriletes timanicus, Perotrilites spinosus (рисунок). Как в
нижнепашийских, так и в верхнепашийских слоях доминирует G. micromanifesta, а все представители рода Geminospora в сумме составляют в палиноспектрах до 50–55 %, что свидетельствует о
господстве археоптеридофитов в составе палеофлоры. В нижнепашийских слоях Волгоградской
области А.Л. Юрина (1984) определила отпечатки папоротников Archaeopteris tatarica Tschirk. и
Sphaenopteridium aff. keilhani Nath.
Тиманский горизонт (0–256 м) представлен аргиллитами с прослоями алевролитов и известняков (в нижней части разреза). В составе тиманского горизонта выделяются (снизу вверх)
арчединские и кикинские слои.
Арчединские слои сложены известняками (электрорепер Rp–D3arch) и мергелями с прослоями аргиллитов. Определены брахиоподы Uchtospirifer nalivkini, Schizophoria kremsi, Atrypa cf.
groscheimi, остракоды Cavellina devoniana и пашийско-тиманский комплекс миоспор подзоны
incisa – micromanifesta. Споры Cymbosporites magnificus и Perotrilites spinosus заканчивают свое
существование в этой подзоне (рисунок). Доминирует, как правило, Calyptosporites krestovnikovii,
что свидетельствует о возрастании роли плауновидных растений (отдел Lycopodiophyta) на фоне
господства представителей археоптеридофитов в палеофлоре. Принадлежность дисперсных
спор krestovnikovii к плауновидным растениям по строению ультраструктуры спородермы установлена (Тельнова, 2007).
Комплекс миоспор подзоны incisa – micromanifesta прослежен в отложениях ястребовского
и нижней (большей) части щигровского горизонтов центральных районов Русской плиты (Раскатова, 1969; Раскатова М.Г., 1990; Умнова, 1995 и др.), пашийского и нижней части кыновского
горизонтов восточных районов Русской плиты (Чибрикова, 1977; Раскатова М.Г., 1990, и др.),
а также в нижней части ланского горизонта Беларуси (Obukhovskaya, 2000).
Кикинские слои (0–163 м) сложены аргиллитами с подчиненными прослоями алевролитов,
песчаников и известняков с брахиоподами Uchtospirifer timanicus, U. glincanus, Schizophoria uchtensis
и спорами подзоны Acanthotriletes bucerus – Archaeozonotriletes variabilis insignis (Avkhimovich
et al., 1993). Палинокомплекс представлен видами Archaeozonotriletes variabilis, Calyptosporites
krestovnikovii, Geminospora micromanifesta, G. rugosa, G. compacta, G. basilara, G. notata, Acanthotriletes
bucerus, Archaeozonotriletes variabilis var. insignis, Calyptosporites bellus, Auroraspora macromanifesta
(рисунок). В палиноспектрах, как правило, абсолютно доминирует Archaeozonotriletes variabilis.
Отмечается первое появление вида Calyptosporites bellus.
Аналогичный комплекс миоспор прослежен в отложениях верхнещигровского горизонта центральных районов Русской плиты (Раскатова, 1969; Раскатова М.Г., 1990; Умнова, 1995,
и др.), верхней части кыновского и саргаевском горизонтах восточных районов Русской плиты
(Чибрикова, 1977; Раскатова М.Г., 1990 и др.), в тиманском и саргаевском горизонтах ТиманоПечорской провинции (Медяник, 1981; Раскатова М.Г., 1990; Тельнова, 2007), в верхней части
ланского и саргаевском горизонтах Беларуси (Obukhovskaya, 2000).
Как указывалось выше, в связи с редкостью находок конодонтов родов Mesotaxis и Ancyrodella
в пограничных отложениях живетского и франского ярусов, точный уровень нижней границы
франского яруса в разрезах Русской плиты пока не установлен, поэтому разными исследователями граница проводится на разных уровнях. В настоящее время в новых публикациях существуют четыре уровня проведения границы между живетским и франским ярусами (по разным
группам органических остатков). Большинство исследователей полагает, что наиболее близким
к международной границе является ее положение внутри тиманского горизонта (Кузьмин, 1995;
Овнатанова, Кононова, 1999; Пазухин и др., 2006; Тельнова, 2007; Манцурова, 2008 и др.). Ряд
специалистов проводит границу в подошве тиманского горизонта (Мельникова и др., 2004).
Некоторые исследователи (Цыганко, 2009 и др.) считают, что граница должна проходить в основании саргаевского горизонта.
По палинологическим данным, наиболее близким по положению к международной границе живетского и франского ярусов, вероятно, является уровень в основании региональной
споровой подзоны Acanthotriletes bucerus – Archaezonotriletes variabilis insignis (Раскатова, 1990;
Манцурова, 2008 и др.), что соответствует основанию кикинских слоев тиманского горизонта. В Тимано-Печорской провинции граница проводится тоже внутри тиманского горизонта,
но выше по разрезу, в подошве зоны Densosporites sorokini (Тельнова, 2007). По-прежнему в
основании пашийского горизонта проводит нижнюю границу франского яруса по миоспорам
Е.В. Чибрикова (2008).
143
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
Уточнение положения нижней границы франского ярусов на Русской плите возможно только на основе сопоставления региональных стратонов с ярусами МСШ, поэтому возрастает значение комплексных работ по увязке зон и слоев, выделенных по разным группам органических
остатков с конодонтовой шкалой.
144
Архангельская А.Д. Новый комплекс спор и вопрос о границе среднего и верхнего девона ВолгоУральского региона // ДАН СССР. 1962. Т. 142. № 4. – С. 891–892.
Архангельская А.Д., Овнатанова Н.С. Сопоставление зональных подразделений по конодонтам и
спорам в отложениях франского яруса Волго-Уральской нефтегазоносной провинции // Изв. АН СССР.
Серия геол. 1986. № 8. – С. 61–67.
Кузьмин А.В. Нижняя граница франского яруса на Русской платформе / Стратиграфия. Геологическая
корреляция. 1995. Т. 3. – С. 111–120.
Манцурова В.Н. Биостратиграфия живетских отложений Волгоградского Поволжья по миоспорам
// Палинология: стратиграфия и геоэкология: Материалы XII Всерос. палинолог. конф. Т. III. – СПб.:
ВНИГРИ, 2008. – С. 52–59.
Медяник С.И. Палинологическая характеристика франских отложений Тимано-Печорской провинции / Автореф. дис. ... канд. геол.-минер. наук. – М.: МГУ, 1981. – 26 с.
Мельникова Л.И., Юдина Ю.А., Москаленко М.Н., Попова Е.В. Новые данные по тиманскому горизонту
(D3f1) Тимано-Печорского субрегиона // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока
России: Материалы XIV геол. съезда Республики Коми. – Сыктывкар: Геопринт, 2004. Т. IV. – С. 265–268.
Овнатанова Н.С., Кононова Л.И. Мелководные франские комплексы конодонтов центральных районов Русской платформы // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1999. Т. 74. Вып. 1. – С. 56–67.
Пазухин В.Н., Масагутов Р.Х., Федорченко В.А., Крылова Е.А. Тиманский горизонт верхнего девона
Башкирского Приуралья // Литологические аспекты геологии слоистых сред: Материалы VII Уральского
регионального литолог. совещания. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. – С. 201–203.
Раскатова Л.Г. Спорово-пыльцевые комплексы среднего и верхнего девона юго-восточной части
Центрального Девонского Поля. – Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та, 1969. – 168 с.
Раскатова М.Г. Палинокомплексы пограничных живетских и франских отложений Центрального
Девонского Поля и Тимана // Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. – М.: МГУ, 1990. – 19 с.
Тельнова О.П. Миоспоры из средне-верхнедевонских отложений Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции. – Екатеринбург: УрО РАН, 2007. – 135 с.
Умнова В.Т. Миоспоры // Девон Воронежской антеклизы и Московской синеклизы. – М., 1995. –
С. 158–180.
Филимонова А.Б. Комплексы спор пограничных слоев среднего и верхнего девона Волго-Уральской
области // ДАН СССР. 1958. Т. 119. № 5. – С. 1006–1008.
Цыганко В.С. Цикл событийных явлений на рубеже среднего и верхнего отделов девона // Докл.
РАН. 2009. Т. 428. 4. – С. 505–507.
Чибрикова Е.В. Стратиграфия девонских и более древних палеозойских отложений Южного Урала и
Приуралья. – М.: Наука, 1977. – 192 с.
Чибрикова Е.В. Палиностратиграфические рубежи в девоне // Био- и литостратиграфические рубежи
в истории Земли: Труды Междунар. науч. конф. – Тюмень: ТюмГНГУ, 2008. – С. 195–201.
Avkhimovich V.I., Tchibrikova E.V., Obukhovskaya T.G. et al. Middle and Upper Devonian miospore zonation
of Eastern Europe / Bul. Centres Rech. Explor. Prod. Elf Aquitaine. Vol. 17. N 1. Boussens, June, 24. 1993. –
P. 79–147.
Obukhovskaya T.G. Miospores of the Givetian-Frasnian boundary deposits in Belarus // Acta Palaeobot.,
2000. 40 (1). – P. 17–23.
В.А Матвеев
СТРОМАТОЛИТОВЫЕ ПОСТРОЙКИ ПОДНЯТИЯ ЧЕРНОВА
И ЗАПАДНОГО СКЛОНА ПРИПОЛЯРНОГО УРАЛА
Во время полевых работ летом 2010 и 2011 гг. на поднятии Чернова и западном склоне
Приполярного Урала были отобраны образцы силурийских строматолитов из отложений лландовери, венлока и лудлова. Более разнообразны и многочисленны строматолитовые колонии
в разрезах р. Падимейтывис, руч. Безымянный и р. Кожим. При установленном большом разнообразии силурийских строматолитов до настоящего времени мало известно об их строении
и образовании, характере изменения построек во времени. Известно, что наибольшее развитие
строматолиты получили в Тимано-Североуральском морском бассейне в филиппъельское время (средний лландовери), венлоке и в позднем лудлове. Биопродуктивность строматолитовых
Ярус
Фации
Местонахождение
Лудлов
Форма колоний
Падимейтывиский
Верхнеприливная
зона
Колонковидныс
Куполовидные
Среднеприливная
зона
Венлок
Горизонт
Сферические
Шаровидно-столбчатые
Лепешковидные
Войвывский
Пластовые
Караваевидные
Шельфовая лагуна
с ограниченным
воодобменом
Бассейн р. Падимейтывис
руч. Безымянный, обн. 2
(поднятие Чернова)
Лоданюрский
Не изучены
Филиппъельский
Лепешковидные
Куполовидные
Мелководный шельф
(тиховодные условия)
Бассейн р. Кожим, обн. 109
(зап. склон Приполярного
Урала)
Куполовидные
(нарушенной сохранности)
Мелководный шельф
(интенсивная гидродинамика)
Лландовери
Силур
Система
Сравнительная характеристика основных форм строматолитовых колоний
Материалы III Всероссийского совещания
с­ ообществ оказывала отрицательное влияние на развитие и существование всего силурийского
бентоса (Безносова, 2008).
Цель данного исследования – изучение силурийских строматолитовых построек их морфологии, стратиграфической и фациальной приуроченности.
Строматолитовые постройки на поднятии Чернова изучались Г.А. Черновым, который
отмечал их еще при первых геологических работах в 1941 г. на левых притоках р. Коратаиха:
Падимейтывис и Таръю. Своеобразная поверхность пластов тогда была принята за рябь, описанную У.Х. Твенховелом в 1936 г. При вторичном исследовании силурийских отложений в
1961 г. Г.А. Черновым было обращено особое внимание на характерную поверхность пластов
известняков, которые оказались строматолитами (Чернов, 1966).
Изученный интервал разреза войвывского горизонта венлока по руч. Безымянному (обн. 2)
мощностью 22,4 м заключает разнообразные по форме и размерам колонии строматолитов. Этот
интервал сложен чередованием известняков тонкослойчатых, плитчатых, мергелей со строматолитами, с прослоями известняков с трещинами усыхания осадка, прослоев с остатками раковин
остракод, гастропод, а также мелкими гальками, что свидетельствует о том, что отложения этого
интервала формировались в крайне мелководных условиях седиментации (шельфовой лагуны,
с периодическим поступлением терригенного материала) (таблица). В известняках и мергелях,
подстилающих и перекрывающих слои с колониями строматолитов, заключено обилие разнообразных раковин мелких остракод, а также гастропод, брахиопод и их фрагментов. Венлокский
возраст интервала определен по находкам брахиопод Spirinella nordensis, которые содержатся в
его подстилающих и перекрывающих отложениях (Безносова, 2008).
Разнообразные по форме колонии строматолитов в прослоях известняков и мергелей прослеживаются в разрезе Безымянный-2 на четырех уровнях. Установлены следующие основные
морфотипы строматолитовых построек: караваевидные, куполовидные и пластовые. В прослоях
известняков заключены более крупные строматолитовые постройки с хорошо выраженным
куполом. В прослоях мергелей строматолиты представлены преимущественно небольшими по
мощности пластовыми формами (Матвеев, 2011б).
Лудловские строматолитовые сообщества в бассейне р. Падимейтывис распространяются
почти по всему разрезу.
Интервал разреза падимейтывиского горизонта лудлова по р. Падимейтывис (обн. 1) мощностью 180 м представлен чередующимися известняками глинистыми и доломитами, которые заключают остракоды, детрит трилобитов и брахиопод с известняками со строматолитами. Лудловский возраст этого интервала определен по находкам брахиопод Greenfieldia uberis
(Безносова, 2008). Это интервал разреза, заключающий строматолиты, пропитан битумом, что
Бассейн р. Падимейтывис,
обн. 1 (поднятие Чернова)
145
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео146
затрудняет изучение микроструктуры (Чернов, 1966). Строматолиты представлены крупными
колонковидными формами с сильнобугристой «мозговидной» поверхностью, которая, вероятно, образовалась в результате кратковременных осушений. Поэтому можно предположить, что
образование строматолитов происходило в фациях мелководного морского бассейна верхнеприливной зоны. Ниже по разрезу строматолиты имеют сферические, шаровидно-столбчатые
постройки с волнистой поверхностью. Возможно, образование таких построек строматолитов
происходило в фациях мелководного морского бассейна среднеприливной зоны (таблица).
Проведенные исследования показали существенные различия условий среды обитания и
формирования строматолитовых построек в венлоке и лудлове. Так, в разрезе руч. Безымянный
колонии строматолитов приурочены к фациям шельфовой лагуны с ограниченным водообменом, а в разрезе р. Падимейтывис – к фациям верхнеприливной зоны и среднеприливной зоны.
Лудловские строматолиты характеризуются более массивными и разнообразными по форме
колониями, чем венлокские строматолиты. Разнообразие форм и размеров колоний в лудлове
свидетельствуют о более благоприятных условиях для развития строматолитов в это время, чем
в венлоке.
Силурийские отложения, вскрывающиеся в бассейне р. Кожим, заключают разнообразные
строматолитовые постройки, детальное изучение морфологии и микроструктуры которых на
западном склоне Приполярного Урала проводятся впервые.
Изученный разрез Кожим-109 заключает пять интервалов с 29 слоями со строматолитовыми постройками. Этот интервал относится к филиппъельской свите нижнего силура. Свита
характеризуется широким распространением строматолитовых доломитов, которые чередуются
с тонкослойчатыми доломитами и массивными прослоями детритовых доломитов. Филиппъельский возраст этого интервала определяется по конодонтам: Galerodus magalius Melnikov,
Rexroadus cf. kentuckyensis (Branson and Branson), Ozarkodina waugoolaensis Bischoff (Мельников,
1999). Строматолитовые постройки имеют разнообразные по морфологии типы колоний. Так
нижние интервалы разреза заключают слегка выпуклые, лепешковидные строматолитовые
колонии. Диаметр некоторых колоний достигает 1 м и высоту 18 см. Выше по разрезу наблюдаются строматолитовые колонии с четкой слоистостью, которые имеют куполовидную
форму диаметром до 68 см и высотой до 23 см. Внутри колоний межколонковое пространство
заполнено темным доломитом. Также наблюдаются строматолитовые колонии куполовидной
формы с чередованием светлых и более тонких темных прослоев доломита и волнистой поверхностью постройки. В верхней части разреза строматолитовые колонии соединяются между
собой равномерными небольшими по размеру куполами. Строматолиты здесь заключены в
темно-серых доломитах с диаметром колонии около 6 см и высотой 7–8 см. Купола их разделены равномерными межколонковыми пространствами шириной в 1 см. В этом интервале
колонии строматолитов с четкой слоистостью. Пространства между колониями заполнены
терригенным материалом, состоящим из мелких и крупных галек и фрагментов колоний строматолитов. Всё это свидетельствует о том, что слои, подстилающие и перекрывающие колонии
строматолитов, формировались в условиях мелководного морского бассейна с интенсивной
гидродинамикой (таблица) (Матвеев, 2011а).
Таким образом, в бассейне р. Кожим выделены следующие основные морфотипы строматолитовых колоний: пластовые, лепешковидные и куполовидные колонии, которые в свою
очередь делятся на два морфологических подтипа: первый с сильно выпуклым куполом, второй
с низкой формой купола. В филиппъельском горизонте основным морфотипом является куполовидный. Хорошая сохранность и симметричная форма колоний без видимых механических
нарушений служат свидетельством формирования строматолитов преимущественно в тиховодных условиях мелководного морского бассейна (таблица).
Взаимосвязь условий обитания строматолитов в Тимано-Североуральском морском бассейне, их морфологическое разнообразие и таксономический состав является дальнейшей задачей
исследований.
Безносова Т.М. Сообщества брахиопод и биостратиграфия верхнего ордовика, силура и нижнего девона северо-восточной окраины палеоконтинента Балтия. – Екатеринбург: Уро РАН, 2008. – С. 168–174.
Матвеев В. А. Стратиграфическая приуроченность строматолитов в верхнем ордовике – нижнем силуре и их основные морфотипы (Западный склон Приполярного Урала) // Структура, вещество, история
литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Материалы 20-й науч. конф. – Сыктывкар: Геопринт,
2011а. – С. 112–115.
Матвеев В. А. Строматолитовые постройки венлока поднятия Чернова: основные морфотипы, микроструктура // Вестник ИГ Коми НЦ. 2011б. № 11. – С. 2–5.
Мельников С.В. Конодонты ордовика и силура Тимано-Североуральского региона. – СПб.: Изд-во СПб
КФ ВСЕГЕИ, 1999. – 136 с.
Чернов Г.А. Силурийские строматолиты поднятия Чернова (Большеземельская тундра) // Стратиграфия и палеонтология северо-востока Европейской части СССР. – М.–Л., Наука, 1966. – С. 90–105.
В.П. Матвеев
История открытия и изучения каменноугольных отложений на Новой Земле заслуживает отдельного изложения. Первые данные об их присутствии на архипелаге появились около
150 лет назад, предположение о наличии осадков башкирского века было высказано только в
середине XX в. (Романович, 1970), а подтверждение получено в результате работ по о. Южный
(Соловьёва, 1969; Дедок, 1982, 1984) и о. Северный (Матвеев, 1998).
Затруднения с выделением башкирского яруса – следствие комплекса причин, основными
из которых являются структурно-фациальная зональность (СФЗ) в геологическом строении
территории архипелага; изменение условий осадконакопления в бассейне, особенности его палеогеографии и недостаточная биостратиграфическая изученность.
СФЗ каменноугольных отложений на архипелаге установлена во второй половине XX в. (Романович, 1970), она существенно уточнена по результатам геологосъёмочных работ (Матвеев,
1997; Соболев, Матвеев, 2002; Новая Земля, 2004). Была определена троговая форма глубоководного бассейна, окружённого (по Солонцу) блоками карбонатных платформ, отвечающим
соответственно Южноновоземельской, Баренцевской и Североновоземельской СФЗ. Глубоководная часть бассейна относится к Карской СФЗ. «Восточный блок», ограничивающий впадину
в карбоне, по-видимому, находился на месте современного Карского моря, что устанавливается
по характеру сноса обломочного материала. Особенности осадконакопления и палеорельефа
территории частично отражены в работах автора (Матвеев, 2000б, 2007, 2009).
Сложное строение палеоландшафта предопределило разделение СФЗ на подзоны. Для
о. Северный их выделяется по две на карбонатных платформах и три в глубоководной части
бассейна (две склоновые и ось (?) трога).
На сегодня биостратиграфическая изученность отложений отражена в региональной стратиграфической схеме Урала, но при этом здесь отсутствует характеристика некоторых местных
подразделений из Северной СФЗ, относящихся к башкирскому ярусу.
В рассматриваемом интервале наиболее интересным является уровень границы нижнего
и среднего карбона. В местной стратиграфической схеме он совпадает с нижней границей капризнинского горизонта (Матвеев и др., 1994). Стратотипом горизонта является одноимённая
свита, описанная автором на п-ове Литке в Северной СФЗ по р. Капризная, правому притоку
р. Настоящая.
Нижняя граница капризнинского горизонта резкая. Она прослеживается на всей площади
распространения каменноугольных отложений и отразилась в перестройке состава основных
фаунистических групп, а в Карской СФЗ – и в смене карбонатных отложений на кремнистоглинистые. Положение границы определяется как появлением новых родов и видов фауны среднего карбона, так и вымиранием форм, доминировавших в визейском и серпуховском веках.
Среди альгофлоры вымерли Calcifolium, Fasciella, Frustulata, широко распространились Donezella.
У фораминифер практически исчезли семейства Forschiidae, Loeblichiidae, Bradyinidae, значительно сократилось число родов и видов у семейств Endothyridae, Eostaffellidae, Archaediscidae,
Lasiodiscidae, а ведующая роль переходит к фузулинидам. Отмечается быстрое развитие у эоштаффеллид плектоштаффелл. Наряду с ними появляются первые Semistaffella, разнообразнее
становятся Asteroarchaediscus, Millerella, возрастает роль рода Neoarchaediscus.
Среди кораллов происходит практически полная смена родов. Немного выше границы известны последние Dibunophyllum и, возможно, Palaeosmilia, а преобладают Heintzella, найдены
и редкие Fomichevella. Среди брахиопод (комплекс V; Матвеев, 2000б) заметны изменения в
отрядах Chonetida, Productida, Spiriferida – вымирают руководящие для визейского и серпуховского ярусов рода и виды. У гониатитов появляются виды, известные в генозоне Homoceras –
Hudsonoceras. По конодонтам граница проводится по появлению рода Declinognathodus.
Материалы III Всероссийского совещания
СТРАТИГРАФИЯ БАШКИРСКОГО ЯРУСА
острова СЕВЕРНЫЙ АРХИПЕЛАГА НОВАЯ ЗЕМЛЯ
147
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео148
В целом для горизонта характерны водоросли родов Donezella, Dvinella, Beresella,
Epistachioides, Dasycladacea, Antracoporellopsis. Среди фораминифер в карбонатных фациях преобладают, кроме названных, Eostaffella и Pseudostaffella, а в его верхней части – Ozavainella и
Profusulinella. В карбонатно-глинистых породах доминируют разнообразные нео- и архедискусы, палеотекстулярии и глобивальвулины. Среди кораллов чаще встречаются колониальные Fomichevella, Lytvophyllum, Petalaxis, Heintzella, Cystolonsdaleia, реже отмечаются одиночные
Pseudokoninckophyllum, Pseudoamigdalaephyllum (Kossovaya, 1996, 1998). Значительно обедневшая
ассоциация брахиопод с основания горизонта представлена типично среднекаменноугольными
родами Reticulatia, Parachoristites, а выше – Choristites (?) и Purdonella. Однако присутствуют и
серпуховские Productus, Eomarginifera, Antiquatonia и др. Среди гониатитов распространен род
Glaphyrites, но известны и редкие Kardailites, Proshumardites, Quinites, Schartymites, Bisatoceras в
нижней части горизонта и Pseudobisatoceras, Pseudopronorites, Diaboloceras – в верхней (Кузина, Яцков, 1999). Среди конодонтов доминирует род Declinognathodus, с редкими Gnathodus,
Idiognathoides, Idiognathodus (Sobolev, Nakrem, 1996). Стратиграфический объем горизонта по
комплексу органических остатков отвечает башкирскому ярусу. Его мощность – 30–700 м.
Горизонт на большей части площади каменноугольных отложений в районе о. Северный
разделяется на два подгоризонта. Лишь в Карской СФЗ редкая фауна и довольно однообразный
литологический состав пород не позволяют разделить его, и верхняя граница его зафиксирована
условно.
Нижнекапризнинский подгоризонт прослеживается в разнофациальных отложениях
на большей части площади о. Северный. Здесь он расчленён на слои с фауной: 1) Eostaffella
postmosquensis – Plectostaffella bogdanovkensis, Declinognathodus noduliferus; 2) Pseudostaffella antiqua –
Semistaffella variabilis; 3) Semistaffella primitiva – Staffellaeformis staffellaeformis.
Слои с Eostaffella postmosquensis – Plectostaffella bogdanovkensis, Declinognathodus noduliferus.
Нижняя граница проводится по появлению последнего из указанных вида-индекса и широкому
распространению остальных. Слои выделяются в основании лавровской свиты и сосновской
толщи в Баренцевской и прослеживаются в восточной части Карской СФЗ в основании кругловской толщи и степовской свиты. В Северной СФЗ он известен в низах ксенинской толщи,
капризнинской и споронаволокской свит, но на крайнем северо-востоке площади выпадает из
разреза.
В западных районах острова слои можно расчленить на две части. Для нижней части характерны водоросли Koninckopora, Ungdarella, фораминиферы вознесенского времени Eostaffella
postmosquensis, E. pseudostruvei, Plectostaffella bogdanovkensis (Т.И. Степанова, устн. сообщ.). В доломитизированных известняках на западе и калькаренитах на востоке Карской СФЗ известны Eostaffella paraprotvae, Seminovella keltmensis, Haplophragmina beschevensis, Endothyra bowmani
maxima, Rugosoarchaediscus agapovensis, Asteroarchaediscus baschkiricus, Monotaxinoides subplana.
Часть из них найдена совместно с конодонтами Declinognathdus aff. lateralis, Idiognathoides cf.
sulcatus и D. lateralis, D. inaequalis. В осевой части Карской СФЗ в низах слоя также известны
конодонты D. noduliferus, Gnathodus bilineatus bollandensis, G. bilineatus bilineatus, а на западе Северной СФЗ гониатиты Proshumardites sp., Pr. delepinei, Kardailites pulcher, кораллы Dibunophyllum
bipartitum bipartitum, D. bolli, Fomichevella sotoi, Gshelia (?) hyperborea (Kossovаya, 1996).
В верхней части появляются водоросли Dasycladacea, краснополянские фораминиферы
Semistaffella variabilis magna, Pl. jakensis, встречающиеся чаще видов-индексов. В карбонатноглинистых фациях шире распространены Archaediscus и Asterodiscus, палеотекстулярии, климмакамины. Здесь известны многочисленные Heintzella karanelgense, H. singulare, Koninckophyllum
kosvense среди кораллов, а среди гониатитов – Glaphyrites sp., Schartimites sp., Quinites sp. nov. Kus.
et Yaz. Возраст слоев – вознесенско-краснополянское или сюранское время раннего башкира.
Слои с Pseudostaffella antiqua – Semistaffella variabilis выделяются и прослеживаются в тех же
свитах и толщах по видам-индексам, кроме осевой и восточной части Карской СФЗ. Обновление комплекса фоссилий происходит за счет появления водорослей Dvinella sp., Epistacheoides
sp. в Северной зоне и Beresella sp. – в Баренцевской. У фораминифер отмечается незначительное увеличение видового разнообразия среди семиштаффелл, плектоштаффелл, миллерелл,
появление шубуртелл. Становятся разнообразнее и кораллы, особенно в Северной зоне, где
появляются Heintzella toulai, Pseudokoninckophyllum vesiculosum, «Lytvophyllum» antiquum, а в Баренцевской – Pseudoamigdalaephyllum dobrense (Коссовая, 2002). У конодонтов впервые отмечаются
Idiognathodus sp. Возраст слоев – северокельтменское = акавасское время раннего башкира.
Слои с Semistaffella primitiva – Staffellaeformis staffellaeformis прослеживаются в тех же подразделениях хуже, чем описанные выше. Здесь нет общих видов между Баренцевской и Северной
зонами среди вновь или впервые появляющихся высоко организованных фораминифер, но со-
Дедок Т.А. Раннебашкирские брахиоподы юга Новой Земли // Палеонтолог. журн. 1982. № 2. –
С. 62–68
Дедок Т.А. Раннебашкирские брахиоподы юга Новой Земли (часть вторая) // Новая Земля на ранних
этапах геологического развития. – Л.: Севморгеология, 1984. – С. 86–108.
Корень Т.Н. Зональная стратиграфия фанерозоя России. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2006. – 256 с.
Коссовая О.Л. Биостратиграфия башкирского и московского ярусов Русской платформы по кораллам
Rugosa // Стратиграфия и палеогеография севера Евразии. – Екатеринбург, 2002. – С. 167–179.
Кузина Л.Ф., Яцков С.В. Нижне- и среднекаменноугольные аммоноидеи Новой Земли. – М.: Наука,
1999. Т. 275. – 144 с. (Труды ПИН РАН).
Лихарев Б.К., Эйнор О.Л. Материалы к познанию верхнепалеозойских фаун Новой Земли
(Brachiopoda). – Л.: Изд-во Главсевморпуть, 1939. Т. 177, вып. 4. – 245 с. (Труды Аркт. ин-та).
Матвеев В.П., Коссовая О. Л., Кропачева Г.С. и др. Каменноугольные отложения острова Северного
архипелага Новая Земля // Биостратиграфия нефтегазоносных бассейнов. – СПб.: Изд-во ВНИГРИ,
1994. – С. 61–62.
Матвеев В.П. Местные стратиграфические подразделения каменноугольных отложений Северного
Острова Новой Земли // Стратиграфия и палеонтология Российской Арктики. – СПб.: ВНИИОкеан­
геология, 1997. – С. 25–34.
Материалы III Всероссийского совещания
поставим уровень эволюции ассоциаций. В Баренцевской зоне в слоях отмечаются последние
семиштаффеллы, а у псевдоштаффелл уже встречаются Ps. proozawai, а также известны различные озаваинеллы Oz. plana, Oz. ex gr. umbonata. По появлению частых озаваинелл и многочисленных Endostaffella schamordini слои прослеживаются по западу Карской СФЗ. В Северной зоне
в слоях отмечается первое появление типичных штаффелл, а псевдоштаффеллы представлены
видами, характерными как для нижне-, так и для верхнебашкирских отложений Ps. composita,
Ps. korobezkikh, Ps. irinovkensis. В обеих зонах отмечаются не встречавшиеся ниже водоросли –
Antracoporella sp. и Anchicodium sp. и кораллы Koninckophyllum compositum на западе и Petalaxis
primitivum Koss., Protodurhamina densa, Neokoninckophyllum sp. в Северной зоне (Kossovaya, 1998).
В последней найдены и гониатиты Glaphyrites librovitchi Popov et Kus., Gl. consuentum Popov et
Kus., Bisatoceras vidnaense Popov et Kus. Возраст слоев – прикамско-аскынбашское время раннего
башкира. Общая мощность подгоризонта – 20–450 м.
Верхнекапризнинский подгоризонт охарактеризован комплексом с фауной Pseudostaffella
gorskyi – Ozawainella pararhomboidalis. Он распространен в тех же подразделениях, что и предыдущий. Как и в подстилающих слоях, здесь отсутствуют общие для Баренцевской и Северной
зон виды среди вновь появившихся форм. Фораминиферы по-прежнему представлены примитивными эоштаффеллами. Наряду с ними в районе появляются ромбические озаваинеллы,
веретенообразные и сферические профузулинеллы, псевдоштаффеллы. В Баренцевской СФЗ
это Profusulinella primitiva, Pr. parva robusta, Pr. ex gr. rhomboides, Ozawainella rhomboides. На востоке Карской СФЗ в подгоризонте кроме них найдены Pseudostaffella gorskyi, Ps. proozawai, Ps.
ex gr. pseudoquadrata, Ozawainella pogorevichi, Oz. ex gr. pararhomboidalis, Eolasiodiscus donbassicus.
В карбонатно-глинистых фациях формы представлены разнообразными псевдоэндотирами, а в
Северной СФЗ еще и палеонубекуляриями и миллереллами. Особенностью ассоциации фораминифер подгоризонта является почти полное отсутствие альютовелл и верелл, характерных для
одновозрастных комплексов в смежных регионах. Среди кораллов отмечаются формы, появившиеся ранее – Heintzella toulai и виды, чаще встречающиеся выше по разрезу – Cystolonsdaleia
portlocki, Caninia remotetabulata, Hentzella (?) stuckenbergi. Гониатиты известны только в верхней
части подгоризонта и представлены Pseudobisaticeras aff. secundum, Diaboloceras sp., Glaphyrites sp.,
генозоны Diaboloceras – Axinolobus. Состав альгофлоры не изменился. Возраст подгоризонта –
позднебашкирское время, а мощность 10–250 м.
Наиболее чёткий биостратиграфический рубеж в развитии каменноугольной фауны фиксируется между ранним и средним карбоном. Полученные данные по комплексному обоснованию
рассмотренных биостратиграфических подразделений позволяют коррелировать нижнекапризненский подгоризонт с сюранским, акавасским и аскынбашским подъярусами ОСШ, а верхнекапризнинский подгоризонт – с архангельским подъярусом (Корень Т.Н., 2006). От раннего
к позднему башкиру фиксируется нарастание провинцианализма фаун. Кроме изменений в
характере осадконакопления, связанных с эвстатическими колебаниями уровня мирового океана (Матвеев, 2000а), по-видимому, происходят климатические перемены (Матвеев, 2002, 2009),
усложнение циркуляции вод между участками бассейна, что проявляется в доминировании
эндемичных и местных форм. Кроме того, как и раньше, по определениям А.И. Никифоровой
(Лихарев, Эйнор, 1939), так и позднее, по определениям И.П. Морозовой (устн. сообщ.), мшанки, отобранные из разрезов совместно с другими фоссилиями, указывают на существенно более
молодой возраст вмещающих отложений по сравнению с брахиоподами и фораминиферами.
149
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео150
Матвеев В.П. Стратиграфия и брахиоподы каменноугольных отложений острова Северный архипелага Новая Земля: Автореф. дис. ... канд. геол.-минер. наук. – СПб.: СПб ГГИ (ТУ), 1998. – 19 с.
Матвеев В.П. Практический опыт применения зональных подразделений карбона при среднемасштабном геологическом картировании на Новой Земле // Зональные подразделения карбона общей стратиграфической шкалы России. – Уфа: Гилем, 2000а. – С. 70–72.
Матвеев В.П. Сравнительный анализ комплексов брахиопод карбона Новой Земли, Западного Урала
и Русской платформы // Стратиграфия и фауна палеозоя и мезозоя Арктики. – СПб.: ВНИИОкеангеология, 2000б. – С. 35–46.
Матвеев В.П. Палеоклиматическая зональность в карбоне и связи морских бассейнов Новой Земли и Восточного Казахстана // Состояние перспективы и задачи стратиграфии Казахстана: Материалы
междунар. совещ. – Алматы, 2002. – С. 87–89.
Матвеев В.П. Структурно-тектонический фактор в палеогеографии карбона на архипелаге Новая
Земля // Верхний палеозой России: Стратиграфия и палеогеография. Материалы Всерос. конф., Казань,
25–27 сентября 2007 г. – Казань: КГУ, 2007. – С. 205–208.
Матвеев В.П. Методика построения ретроспективных геологических систем и значение структурнотектонического фактора в палеогеографических реконструкциях // Зап. Горного ин-та. 2009. Т. 183. –
С. 24–31.
Новая Земля и остров Вайгач. Геологическое строение и металлогения. – СПб.: ВНИИОкеангеология, 2004. Т. 205. – 174 с. (Труды НИИГА–ВНИИОкеангеология).
Романович Б.С. Новая Земля и Вайгач // Геология СССР. Т. XXVI. Острова Советской Арктики. – М.:
Недра, 1970. – С. 111–195.
Соболев Н.Н., Матвеев В.П. Биостратиграфическое обоснование ярусных границ каменноугольной
системы на Новой Земле // Стратиграфия и палеогеография карбона Евразии. – Екатеринбург: Изд-во
ИГГ УрО РАН, 2002. – С. 288–292.
Соловьёва М.Ф. О границе нижнего и среднего карбона на Новой Земле. Учёные записки. Палеонтология и стратиграфия. – Л.: НИИГА, 1969. – С. 5–15.
Kossovaya O.L. The mid-Carboniferous rugose coral recovery // Biotic recovery from mass extinction events.
Geological society Special publication, 1996, 102. – Р. 187–199.
Kossovaya O.L. Evolution trend in Middle Carboniferous Petalaxidae (Rugosa). Geodiversitas, 1998. N 20
(4). – Р. 663–685.
Sobolev N.N., Nakrem H.A. Middle Carboniferous – Lower Permion conodonts of Novaya Zemlya. Skrifter
nr. 199. Oslo 1996. – P. 128
О.Р. Минина
СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ОСНОВА РЕГИОНАЛЬНОЙ СХЕМЫ
СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ
ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
В корреляционной части межрегиональных стратиграфических схем девонских и каменноугольных отложений России схемы по Западному Забайкалью отсутствуют. В последние годы
получены принципиально новые палеонтологические, литолого-фациальные, изотопные и
палеомагнитные данные, позволяющие создать стратиграфическую основу для региональных
стратиграфических и корреляционных схем отложений девона и карбона региона. В центральной части Западного Забайкалья выделяется обширная зона палеозоид – Байкало-Витимская
складчатая система (БВСС), включающая Витимкан-Ципинскую, Удино-Витимскую, ТуркаКурбинскую структурно-формационные зоны. Все зоны БВСС объединяет присутствие в их
разрезах различных в формационном отношении среднепалеозойских отложений, охарактеризованных комплексами разнообразных органических макро- и микроостатков (Руженцев и др.,
2012; Минина и др., 2011).
Витимкан-Ципинская зона. В ее пределах выделяются Багдаринская и Уакитская подзоны.
Багдаринская подзона сложена карбонатной ороченской, карбонатно-терригенными якшинской
и точерской и терригенными багдаринской и ауглейской свитами (Минина и др., 2011). Ороченская свита представлена известковистыми доломитами и известняками. Свита датирована
нижним-средним девоном. Возраст ее определен по комплексу органических остатков, включающему строматопориды Stromatopora sp., Amphipora sp., Amphipora cf. angusta Lec., водоросли Rothpletzella sp., Rohtpletzella devonica Masl., Renalcis sp., Renalcis devonicus Antropov, Epiphyton
buldyricum Antropov, Ortonella sp., Lancicula sp., Izhella sp., Chaetocladus sp., Quasiumbella sp.,
Parachaetetes sp. и Bevocastria sp., криноидеи, мшанки, конодонты Panderodus sp. и Latericriodus
Материалы III Всероссийского совещания
sp., комплекс миоспор живетского яруса среднего девона. Якшинская свита сложена терригенно-карбонатными породами. Возраст свиты определяется как верхнедевонский. В отложениях свиты обнаружены кораллы Graciolopora sp., Pachypora sp., Chaetetes sp., мшанки Geramopora
sp., водоросли Rothpletzella sp., конодонты Spathognathodus sp., Palmatolepis cf. transitans Muеll.,
Panderodus sp., Mesotaxis asymmetricus Bisch. et Ziegl. и Palmatholepis cf. triangularis Sann., строматопороидеи Actinostroma cf. guasifenestratum Khromych, хитинозои Conochitina sp., Rhabdochitina
sp., Desmochitina sp. и миоспоры франского яруса верхнего девона. Точерская свита сложена полимиктовыми конгломератами, гравелитами, песчаниками, туфопесчаниками, алевролитами и
аргиллитами, углеродистыми известняками с прослоями кремнистых микросланцев, туффитов
и туфов. Свита датирована фаменским ярусом верхнего девона – турнейским ярусом нижнего
карбона и содержит конодонты Palmatolepis cf. triangularis Sann., Polygnathus sp., «Ozarkodina»
sp., «Ligonodina» sp., Palmatolepis perlobata schindewolfi Muеll., P. cf. marginifera Helms., Polygnathus
glaber Ulr. et Basl., Ancyrodella sp., Palmatolepis sp., Pseudopolygnathus triangulus Voges, Neopolygnathus
communis Brans. et Mehl., фрагменты коры плауновидных. В средней части разреза свиты выделены миспоры фаменского яруса верхнего девона, в верхней – турнейского яруса нижнего
карбона. Багдаринская свита отличается пестротой состава, имеет широкий возрастной диапазон. Возраст нижней подсвиты багдаринской свиты определен как верхнедевонский по остаткам
проптеридофитов, водорослей Bijagodella sp., Renalcis devonicus Antropov, Konikopora sp., Ortonella
sp. и Rothplezella sp., строматопороидей Amphipora cf. angusta Lec., тентакулит отряда Nowakiida и
миоспорам (франский ярус). Верхняя часть разреза свиты датирована по остаткам мшанок родов Rhombotrypella, Rhabdomeson, Primorella, Fistulipora и Ascopora, дазикладациевым водорослям
Antracoporella sp. и миоспорам нижним-средним (низы) карбоном. Ауглейская свита включает
пачки конгломератов с прослоями песчаников, алевролитов, глинистых сланцев. В гальке конгломератов ауглейской свиты найдены мшанки Fistulipora sp., позволяющие определить возраст ауглейской свиты не моложе среднего карбона. Уакитская подзона сложена карбонатными
нижне-среднедевонскими бамбуйской, гагарской и верхнедевонскими перевальной, левоуакитской и белогорской свитами, кадалинской толщей, карбонатно-терригенными верхнедевонскими санской, чулегминской свитами и уакитской толщей, верхнедевонско-среднекаменноугольными терригенными аматканской, огненской, мухтунной, сырыхской свитами (Минина,
2003). В составе левоуакитской и огненской свит установлены олистостромы гравитационного
и тектоно-гравитационного генезиса (Клочко и др,. 2001). Среднепалеозойский возраст стратонов определен по комплексам органических остатков. Остатки высших растений Orestovia,
Flabellofolium williamsonii (Nath) Iur. et Put. и Flabellofolium sp., спорангии растений Pectinophyton
sp., побеги риниофитов установлены в уакитской толще, санской и мухтунной, аматканской
свитах. В мухтунной, бамбуйской, огненской, гагарской, левоуакитской, перевальной и белогорской свитах, уакитской, кадалинской толщах определены комплексы ископаемых водорослей: цианей Ikella sp., Izhella, Rotpletzella sp., Renalcis sp. и Girvanella sp., зеленых Zidella sp.,
Tharama sp., Lancicula sp., Litanaia sp., Hedstroemia sp., Garwoodia sp. и харовых Umbella, тентакулиты отряда Tentaculitida. Миоспоры выделены во всех стратонах и позволяют установить их
вертикальную возрастную последовательность (Минина, 2003).
Удино-Витимская СФЗ. Еравнинская подзона. Среднепалеозойский разрез ее включает
озернинскую, кыджимитскую, еравнинскую, ульзутуйскую толщи и исташинскую и сурхебтинскую свиты (Минина и др., 2011; Руженцев и др., 2012). Возраст озернинской толщи песчанистых известняков, кварцевых песчаников пока условно определен как силурийский по ее
положению в разрезе между олдындинской свитой нижнего кембрия и кыджимитской толщей
нижнего девона. Раннедевонская (до эмсская) кыджимитская толща вулканогенно-осадочных
пород содержит конодонты Panderodus cf. unicostatus Br. et Mehl., кораллы Sociophylum sp., водоросли Rothpletzella sp., Sicidium sp., мшанки Ceramopora sp., цефалоподы Discosorida sp., тентакулиты. Возраст карбонатно-терригенной еравнинской толщи считается раннедевонским
(эмс)-среднедевонским и определен по конодонтам Polygnathus sp., Panderodus sp., Ozarkodina
sp. (S2–D1), Pandorinellina postexcelsa Wang et Ziegl., P. cf. exigua philippi Klapp., P. steinhornensis
steinhornensis (Ziegl.), Pandorinellina ex gr. steinhornensis (Ziegl.), брахиоподам Cyrtospiriferidae
gen. indet., Syringothyridae gen. indet., криноидеям, мшанкам, кораллам, тентакулитам. В пестроцветной терригенной исташинской свите (верхний девон, фран) установлены тентакулиты
Tentaculites sp., конодонты Palmatolepis transitans Muеll. и миоспоры, характерные для нижне­
франского подъяруса. Позднедевонско (фамен)-раннекаменноугольный (турне) возраст микстит-олистостромовой ульзутуйской толщи определен по остаткам тентакулит, строматопороидей Kyklopora sp., мшанок Fistulipora sp., водорослей Rothpletzella sp., Ikella sp., Nuia devonica Sh.
и комплексу миоспор верхнего девона (фамен) – нижнего карбона (турне).
151
и биособытия
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео152
Турка-Курбинская зона. Курбинская подзона. К среднему палеозою отнесены карбонатнотерригенная пановская и терригенные зумбурукская и ямбуйская свиты. В нижней подсвите
ритмичной флишоидной пановской свиты определены тентакулиты отряда Tentaculitida, конодонты Ancyrodella binodosa Uyeno, Mesotaxis cf. falsiovalis Sand., Ziegl., Bult., Icriodus sp., Poly­
gnathus sp., Ancyrodella ex gr. nodosa Ulr. et Bassl., Polygnathus sp. Возраст ее определяется средним (живет) – верхним (фран) девоном. Возраст верхней подсвиты считается верхнедевонским
(фамен) – нижнекаменноугольным (турне). Здесь отмечается смешанный комплекс органических остатков, собранных в линзах обломочных карбонатных пород, включающий трилобиты
(Є2 и Є3), табуляты (O2–S1), гелиолитиды (O3–D2), криноидеи (не древнее O), ругозы (D1–2),
тентакулиты (S–D), водоросли (O3, D, C), хитинозои (O–D), акритархи (Є, O–S). Смешанный
характер органических остатков связывается с их переотложением в линзах обломочных карбонатных пород среди рассланцованных алевропелитов. Зумбурукская свита, сложенная ритмичным переслаиванием терригенных пород, содержит хитинозои, сколекодонты и комплекс
миоспор нижнего – среднего карбона. Ямбуйская пестроцветная терригенная свита включает
мшанки, брахиоподы семейств Orthidae и Stratiphomenidae и миоспоры, позволяющие относить
ее к карбону (Минина и др., 2009).
Таким образом, состояние стратиграфической изученности Западного Забайкалья позволяет
начать разработку стратиграфических схем девонских и каменноугольных отложений.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 12-05-00324).
Клочко А.А., Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Элементы покровной структуры и олистостромы Уакитской
зоны Прибайкалья // Современные вопросы геотектоники: Сб. науч. трудов конф. – М.: Научный мир,
2001. – С. 113.
Минина О.Р. Стратиграфия и комплексы миоспор отложений верхнего девона Саяно-Байкальской
горной области. Автореф. дис. ... канд. геол.-минер. наук. – Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. – 17 с.
Минина О.Р., Катюха Ю.П., Ветлужских Л.И. Новые данные о возрасте отложений Ямбуйского ксенолита (Удино-Витимская зона, Западное Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса: от океана к континенту: Материалы науч. совещ. по программе
фунд. исслед. Т. 2. – Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2009. – С. 20–22.
Минина О.Р., Руженцев С.В., Аристов В.А. Средний палеозой Еравнинской зоны Западного Забайкалья // Биостратиграфия, палеогеография, события в девоне и карбоне: Материалы междунар. конф.,
посвященной памяти Е.А. Елкина. – Новосибирск, Изд-во СО РАН, 2011. – С. 110–112.
Руженцев С.В., Минина О.Р., Некрасов Г.Е. и др. Байкало-Витимская складчатая система: строение и
геодинамическая эволюция // Геотектоника. 2012. № 2. – С. 3–28.
Г.В. Миранцев, А.И. Кокорин, С.В. Рожнов
ИГЛОКОЖИЕ В МОРСКИХ СООБЩЕСТВАХ ВЕРХНЕГО ПАЛЕОЗОЯ
(МАТЕРИАЛЫ ПО ТЕРРИТОРИИ РОССИИ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ СТРАН)
Роль трех подтипов иглокожих в верхнепалеозойских сообществах неодинакова. Carpozoa
вымирают и представлены лишь одним родом в карбоне, Pelmatozoa достигают наивысшего
расцвета, а мезозойский расцвет Eleutherozoa еще впереди. Из примерно 20 классов иглокожих
в это время продолжали существовать лишь восемь, среди которых по видовому разнообразию
доминировали Crinoidea. В отдельных районах они могли быть главными компонентами бентосных сообществ, играя породообразующую роль (слагая криноидные известняки). По биомассе
им иногда могли составлять конкуренцию Echinoidea и Blastoidea.
Наиболее богатыми каменноугольными местонахождениями иглокожих на территории б.
СССР являются главным образом Подмосковный бассейн (Московская синеклиза и ОкскоЦнинский вал) и Донбасс (Trautschold, 1879; Яковлев, Иванов, 1956). Отдельные находки
нижнекаменноугольных иглокожих известны на территории С. Казахстана и Кузбасса. Богатые
фауны иглокожих (в основном криноидей) происходят из нижнепермских рифовых фаций
Приуралья и шиханов Башкирии (Яковлев, 1926, 1927, 1930, 1936; Яковлев, Иванов, 1956;
Арендт, 1970, 1981, 2005, 2007). По своему составу эти фауны очень близки к хорошо известной
нижнепермской фауне с о. Тимор. Большой интерес представляют редкие для верхней перми
находки криноидей с Закавказья (Яковлев, 1933). Стоит отметить, что большинство находок
приурочено к платформенным отложениям, в то время как пермские иглокожие находятся,
как правило, в рифовых фациях и биогермных постройках (таблица).
Материалы III Всероссийского совещания
Криноидеи. На протяжении всего верхнего палеозоя продолжали существовать все четыре
палеозойских подкласса: Camerata, Cladida, Disparida и Flexibilia. В самом начале нижнего карбона преобладали камераты, а к концу нижнего карбона наиболее распространенными становятся разнообразные кладиды, давшие начало всем постпалеозойским криноидеям (подклассу
Articulata). Подобная тенденция прослеживается на материале из Подмосковного бассейна и
Среднего Урала, где большинство находок являются кладидными криноидеями. В последнее
время ряд верхнепалеозойских кладид (ампелокринид) рассматривают в качестве примитивной
стволовой группы мезо-кайнозойского подкласса артикулят. На территории России (особенно
в карбоне Подмосковного бассейна) имеется большое количество неописанных представителей ампелокринид; их дальнейшее изучение помогло бы лучше понять раннее становление и
диверсификацию артикулят. Находки диспарид, флексибилий и камерат относительно редки.
Диспариды представлены главным образом надсемейством Allagecrinoidea (Арендт, 2005, 2007).
Флексибилии играют второстепенную роль; их каменноугольные представители, как правило,
крупного размера с длинным стеблем и массивной кроной (Synerocrinus), а для перми характерны небольшие формы часто с коротким стеблем и «руками» (Asuturaecrinus, Calycocrinus).
Камераты относительно широко представлены только в нижнем карбоне, в среднем-верхнем
карбоне и перми группа угасает и представлена всего несколькими формами.
Бластоидеи. Пик разнообразия класса бластоидей приходится как раз на верхний палеозой.
Однако на территории б. СССР находки бластоидей обычно единичны. Исключением являются нижнекаменноуагольная фауна Северного Казахстана, где они более многочисленны и
распределены среди восьми видов (Arendt et al., 1968), и нижнепермские отложения Среднего
Урала, где встречается только Timoroblastus wanneri (Yakovlev, 1937), но в больших количествах.
Единственная бластоидея из Подмосковного бассейна представлена нижнекаменноугольным
Orbitremites derbiensis mussatovi Arendt, 1967 (Арендт, 1967; Arendt, 2002). В верхнем карбоне разнообразие класса несколько понижается. Находки бластоидей в среднем и верхнем карбоне
Подмосковного бассейна отсутствуют. Это означает резкое понижение численности бластоидей
в это время.
Морские ежи. Верхний палеозой стал временем массового распространения морских ежей
семейства Archaeocidaridae, обладающих цидароидным планом строения. Они наряду с криноидеями могут доминировать в некоторых бентосных сообществах. В сообществах мезозоя
цидароидный план строения также широко представлен, но уже другими семействами; кроме
того, именно он стал основой для постпалеозойской эволюционной радиации класса. Другие
верхнепалеозойские морские ежи, являющиеся, по-видимому, тупиковыми ветвями, представлены семействами Palaechinidae и Lepidesthidae. Они встречаются главным образом в каменноугольных отложениях Подмосковного бассейна.
Голотурии. В силу особенностей своего строения голотурии практически никогда не сохраняются целиком, обычно это разрозненные известковые склериты. До сих пор палеозойские
голотурии, найденные на территории б. СССР, не описывались. В коллекциях ПИН РАН имеются отдельные спикулы из верхнего карбона Подмосковного бассейна.
Морские звезды. Все отряды современных морских звезд (от трех до семи, в зависимости от
классификации) известны, начиная с триаса. Таким образом, верхнепалеозойская фауна астероидей сильно отличается от современной. В частности, палеозойские представители класса лишены таких характерных признаков, как выворачивающийся кишечник и присоски на
амбулакральных ножках (Gale, 1987), что должно было отразиться на способах питания. На
данный момент на территории б. СССР найдены и описаны две морские звезды: Urasterella
montana Stschurowsky, 1867 и Calliasterella mira Trautschold, 1879 (первоначально отнесенный к
классу Asteroidea Stenaster confluens Trautschold, 1879 проблематичен). Обе они происходят из
каменноугольных отложений Подмосковного басcейна (Schndorf, 1909). Помимо этих представителей в коллекциях ПИН РАН из тех же отложений имеются находки, относящиеся, возможно, к новым видам.
Офиуры. В верхнем палеозое существовало два отряда офиур. Представители одного
из них, Oegophiurida, появившегося в ордовике, не описаны в отложениях моложе каменно­
угольных, а второй – Ophiurida – появился в карбоне. Офиуриды в мезозое дали вспышку разнообразия и в современных сообществах являются доминирующим как по биомассе, так и по
числу видов. В литературе неоднократно отмечались находки офиур из карбона Московский
синеклизы (Махлина и др., 2001; Иванова, 1958) и перми Среднего Урала (Арендт, 1970). В настоящее время в коллекции ПИН РАН имеется семь относительно полных скелетов ­офиур
из верхнего карбона Подмосковного бассейна, относящихся, по-видимому, к двум разным
отрядам; также есть большое количество разрозненных скелетных элементов.
153
Официально описанные таксоны верхнепалеозойских иглокожих
(кроме паратаксонов и форм с сомнительным диагнозом)
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
Таксоны
154
Класс CRINOIDEA
Подкласс Camerata
Amphipsalidocrinus astrus Arendt, 2002
Amphipsalidocrinus posterior Arendt, 1970
Dichocrinus schmidtii (Stuckenberg, 1875)
Dichoracrinus rotaii Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Dichoracrinus tomiensis Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Epiacrocrinus crassus Arendt, 1995
Epiacrocrinus (?) hexagonus Arendt, 1995
Epiacrocrinus pirogovae Arendt, 1995
Erlangeracrocrinus elongatus Arendt, 1995
Hexaacrocrinus drozdovae Arendt, 1995
Ivanovaecrinus carboniferus (Yakovlev et Ivanov, 1956)
Mooreacrocrinus gjelicus Stupachenko and Arendt, 1976
Moskoviacrocrinus grishini Arendt, 1995
Paracrocrinus mjatschkowensis (Yakovlev, 1926)
Paracrocrinus yakovlevi Arendt et Stupachenko, 1983
Paramegaliocrinus erlangeri Arendt, 1983
Platycrinites tenuiplatensis Arendt, 2002
Rhodocrinites osipovae Arendt, 2002
Rhodocrinites platyacron (Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956)
Rhodocrinites rubiformis (Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956)
Stomiocrinus permiensis (Yakovlev, 1927)
Teleiocrinus ? sibiricus Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Подкласс Disparida
Allocatillocrinus rarus Arendt, 2007
Belskayacrinus turaevoensis Arendt, 1997
Epihalysiocinus tuberculatus (Yakovlev, 1927)
Litocrinus scoticus (Wright, 1932)
Kallimorphocrinus donetzensis (Yakovlev, 1930)
Kallimorphocrinus multibrachiatus (Yakovlev, 1927)
Kallimorphocrinus uralensis (Yakovlev, 1927)
Kolvacrinus verae Arendt, 2005
Paracatillocrinus shakhtauensis Arendt, 2007
Paracatillocrinus shamovi Arendt, 2007
Taidocrinus poljenowi Tolmachev, 1924
Ufacrinus minutus Arendt, 2005
Подкласс Cladida
Aesiocrinus patens (Trautschold, 1879)
Acariaiocrinus caryophylloides (Yakovlev, 1927)
Allosocrinus ivanovi (Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956)
Basleocrinus krasnooufimskensis Yakovlev, 1937
Belashovicrinus elenae (Yakovlev 1930)
Belashovicrinus gjelensis Arendt et Zubarev, 1993
Belashovicrinus medvedkaensis Arendt et Zubarev, 1993
Blothrocrinus litvinovitschae Yakovlev, 1954
Bolbocrinus eudoxiae Yakovlev, 1927
Cadocrinus saltanajewi Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Cadocrinus timanicus Yakovlev, 1948
Ceriocrinus serratomarginatus Yakovlev, 1930
Clithrocrinus concinnus Arendt, 1970
Cranocrinus praestans Arendt, 1970
Cromyocrinus simplex Trautschold, 1867
Cydonocrinus insuetus Arendt, 1970
Dicromyocrinus kumpani Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Dicromyocrinus ornatus (Trautschold, 1879)
Dicromyocrinus subornatus Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Embryocrinus bashkiricus Arendt, 1970
Embryocrinus variabilis Arendt, 1970
Eoindocrinus praecontignatus Arendt, 1981
Месторождение, возраст
Подмосковный бассейн, C1
Средний Урал, P1
Тиман, P1
Кузбасс, C1
Кузбасс, C1
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C3
Подмосковный бассейн, C3
Подмосковный бассейн, C2�C3
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C1
Подмосковный бассейн, C1
Прииртышье, C1
Прииртышье, C1
Средний Урал, P1
Кузбасс, C1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C1
Донбасс, ?C2
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Кузбасс, C1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C3
Подмосковный бассейн, C3
Сев. Казахстан, C1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Тиман, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Средний Урал, P1
Донбасс, C2
Подмосковный бассейн, C2�C3
Донбасс, Подмосковный бассейн, C2
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Продолжение
Eoindocrinus praerimosus Arendt, 1981
Eopilidiocrinus heckeri (Arendt, 1970)
Epipetschoracrinus borealis Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Erisocrinus ? araxensis Yakovlev, 1933
Erisocrinus cernuus (Trautschold, 1867)
Graphiocrinus cristatus Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Graphiocrinus timanicus Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Graphiocrinus treuteri Yakovlev, 1927
Harellicrinus tuberculatus (Arendt, 1981)
Hemiindocrinus fredericksi Yakovlev, 1926
Hemimollocrinus uralensis Yakovlev, 1930
Hemistreptacron abrachiatum Yakovlev, 1926
Hemistreptacron tchatlykense Arendt, 1970
Hydriocrinus ? mjassoedowae Yakovlev, 1937
Hydriocrinus pusillus (Trautschold, 1867)
Hydroporocrinus obliquus Arendt, 1970
Hypermorphocrinus magnospinosus Arendt, 1968
Hypocrinus minimus Arendt, 1970
Hypocrinus tschuvashovi Arendt et Vanin in Arendt, 1981
Hypocrinus yakovlevi Arendt, 1970
Koivocrinus elegans Arendt, 1996
Lageniocrinus maximus Arendt, 1970
Miatshkovocrinus trautscholdi (Yakovlev et Ivanov, 1956)
Microcaracrinus pachypinnularis (Yakovlev et Ivanov, 1956)
Monobrachiocrinus kolvensis Arendt 1970
Monobrachiocrinus oviformis Yakovlev, 1926
Mooreocrinus geminatus (Trautschold, 1867)
Moscovicrinus multiplex (Trautschold, 1867)
Moscovicrinus (?) quenstedti (Golowkinsky, 1868)
Neolageniocrinus shichanensis Arendt, 1970
Nereocrinus jemeljantzewi Yakovlev, 1937
Okaicrinus nodosus Arendt, 2002
Oligobrachiocrinus bifidus Arendt, 1981
“Pachylocrinus” baschmakowae Yakovlev et Ivanov, 1956
“Pachylocrinus” tenuiramosus Yakovlev, 1939
Paracydonocrinus diviensis Arendt, 1970
Parathetidicrinus wanneri Arendt, 1996
Paratimorocidaris problematicus Arendt, 1981
Parisocrinus asiaticus Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Passalocrinus (?) uralicus Arendt, 1981
Pegocrinus bijugus (Trautschold, 1867)
Petschoracrinus variabilis Yakovlev, 1928
Probletocrinus (?) nikitini (Stuckenberg,1908)
Proindocrinus mirabilis Arendt, 1981
Proindocrinus parvus Arendt, 1981
Proindocrinus piszowi (Yakovlev, 1926)
Protencrinus lobatus Yakovlev, 1948
Protencrinus moscoviensis Jaekel, 1918
Rhabdocrinus vatagini Arendt, 1962
Scytalocrinus kalmiusi Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Spaniocrinus transcaucasicus Yakovlev, 1933
Stachyocrinus timanicus Yakovlev, 1941
Streptostomocrinus heckerae Arendt, 2002
Streptostomocrinus tsherepanovae Arendt, 1981
Strongylocrinus uralicus Yakovlev, 1937
Sundacrinus minutus Arendt, 1981
Sundacrinus septentrionalis Yakovlev, 1937
Synyphocrinus cornutus Trautschold, 1881
Synyphocrinus magnus Yakovlev et Ivanov, 1956
Trautscholdicrinus miloradowitschi Yakovlev, 1939
Trimerocrinus platypleura Yakovlev, 1930
Месторождение, возраст
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Печорский бассейн, P1
Закавказье, P2
Донбасс, Подмосковный бассейн, C2
Юный Урал, C1
Тиман, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Самарская лука, C3
Подмосковный бассейн, C2�C3, Жигули, C3
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Подмосковный бассейн, C2�C3
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Подмосковный бассейн, C2�C3
Камско�Волжский бассейн, P2
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Подмосковный бассейн, C2�C3
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Кузбасс, C1
Южный Урал, C1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Печорский бассейн, P1
Самарская Лука, C3
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Тиман, P1
Подмосковный бассейн, ?C2�?C3
Подмосковный бассейн, C1
Донбасс, C1
Закавказье, P2
Тиман, P1
Подмосковный бассейн, C1
Ю. Урал, C1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2�C3
Средний Урал, P1
Материалы III Всероссийского совещания
Таксоны
155
Окончание
Таксоны
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
Tundracrinus polaris Yakovlev, 1928
156
Ulocrinus grishini Mirantsev et Rozhnov, 2011
Ulocrinus karchevskyi Mirantsev et Rozhnov, 2011
Ulocrinus neverovoensis Mirantsev et Rozhnov, 2011
“Ulocrinus” uralensis Yakovlev, 1930
Ureocrinus rozhnovi Arendt, 1981
Yakovlevicrinus subglobosus Arendt, 1981
Zeacrinites heckeri Arendt, 2002
“Zeacrinites” schmitowi (Yakovlev et Ivanov, 1956)
Подкласс Flexibilia
Asuturaecrinus dorofeievi Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Calycocrinus rossicus Yakovlev, 1927
Neotaxocrinus arendti Mirantsev, 2012
Synerocrinus incurvus (Trautschold, 1867)
Класс BLASTOIDEA
Artuschisma rossica (Arendt, Breimer et Macurda, 1968)
Codaster barkhatovae Yakovlev, 1941
Cryptoblastus submelo Yakovlev in Yakovlev et Ivanov, 1956
Dolichoblastus shimanskii (Arendt, Breimer et Macurda, 1968)
Kazachstanoblastus carinatus Arendt, Breimer et Macurda, 1968
Nymphaeoblastus anossofi Yakovlev 1926
Nymphaeoblastus kasakhstanensis Yakovlev, 1941
Nymphaeoblastus miljukovi Peetz, 1907
Orbitremites derbiensis mussatovi Arendt, 1967
Paracodaster miloradowitchi Yakovlev, 1940
Schizoblastus librovitchi Yakovlev, 1941
Timoroblastus wanneri (Yakovlev, 1937)
Tympanoblastus pousirewskii (Stuckenberg, 1875)
Класс ECHINOIDEA
Archaeocidaris clavata (Eichwald, 1860)
Archaeocidaris mosquensis Ivanov, 1926
Archaeocidaris rossica (Buch 1840)
Archaeocidaris subwortheni Faas 1939
Donbassechinus kumpani Faas, 1941
Lepidesthes laevis Trautschold, 1879
Melonechinus dispar (Fischer, 1848)
Класс ASTEROIDEA
Calliasterella mira (Trautschold, 1879)
Urasterella montana (Stschurowsky, 1867)
Класс EDRIOASTEROIDEA
Neoisorophusella maslennikovi Sumrall, 2009
Месторождение, возраст
Большеземельская тундра, западный склон
Полярного Урала, P1
Подмосковный бассейн, C3
Подмосковный бассейн, C3
Подмосковный бассейн, C3
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C1
Подмосковный бассейн, ?C2�C3
Средний Урал, P1
Средний Урал, P1
Подмосковный бассейн, C2�C3
Подмосковный бассейн, ?C1, C2�C3
Сев. Казахстан, C1
Тиман, P1
Сев. Казахстан, C1
Сев. Казахстан, C1
Сев. Казахстан, C1
Сев. Казахстан, C1
Сев. Казахстан, C1
Cев. Казахстан, C1
Подмосковный бассейн, C1
Печорский край, P1
Cев. Казахстан, C1
Средний Урал, P1
Тиман, P1
Подмосковный бассейн, C2
Подмосковный бассейн, C2�C3
Подмосковный бассейн, C2�C3
Подмосковный бассейн, C2�C3
Донбасс, C1
Подмосковный бассейн, ?C2�?C3
Подмосковный бассейн, ?C2�?C3
Подмосковный бассейн, ?C2�C3
Подмосковный бассейн, C2�C3
Верхоянский р�н, Респ. Якутия, P1
Эдриоастероидеи. Появились в кембрии, и к верхнему палеозою группа угасает. Разнообразие класса представлено всего несколькими (главным образом, каменноугольными) родами.
Из перми (Верхоянский район Якутии, кунгурский ярус) известен лишь один представитель
класса – Neoisorophusella maslennikovi (Арендт, 1983; Sumrall, 2009). Это одновременно и единственная верхнепалеозойская эдриоастероидея на территории б. СССР.
Таким образом, уже в верхнем палеозое среди криноидей, морских ежей и офиур выделяются эволюционные линии, сформировавшие в дальнейшем основную часть мезозойского
разнообразия классов. В то же время фауна исследуемого периода отличалась от мезозойской,
например, наличием таких характерных для палеозоя групп, как эдриоастероидеи, бластоидеи,
камераты, флексибилии.
Помимо уже изученного материала, в коллекциях ПИН РАН имеется большое количество
неописанных новых видов иглокожих из верхнего палеозоя России и сопредельных территорий.
Их дальнейшее изучение, равно как и поиск новых материалов, позволит лучше понять раннее
становление мезокайнозойского разнообразия типа.
С.В. Молошников
Материалы III Всероссийского совещания
Арендт Ю.А. Морские лилии гипокриниды. – М.: Наука, 1970. Т. 128. – 212 c. (Труды ПИН АН
СССР).
Арендт Ю.А. Трехрукие морские лилии. – М.: Наука, 1981. Т. 189. – 196 с. (Труды ПИН АН СССР).
Арендт Ю.А. О некоторых иглокожих // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1983. Т. 58, вып. 4. – С. 135–136.
Арендт Ю.А. Новые многорукие морские лилии из нижней перми Урала // Палеонтол. журн. 2005.
№ 6. – С. 60–64.
Арендт Ю.А. Новые многорукие морские лилии катиллокриниды из нижней перми Приуралья //
Палеонтол. журн. 2007. №1. – С. 56–63.
Иванова Е.А. Развитие фауны средне- и верхнекаменноугольного моря западной части Московской
синеклизы в связи с его историей. Книга 3. Развитие фауны в связи с условиями существования. –
М.: Изд-во АН СССР, 1958. Т. 69. – 303 с. (Труды ПИН АН СССР).
Махлина М.Х., Алексеев А.С., Горева Н.В. и др. Средний карбон Московской синеклизы / Под ред.
А.С. Алексеева и С.М. Шика. – М.: Научный мир, 2001. – Т. 2. 328 с.
Яковлев Н.Н. Фауна иглокожих пермокарбона из Красноуфимска на Урале. Т. I // Изв. Геолома. 1926.
Т. 45. № 2. – С. 51–57.
Яковлев Н.Н. Фауна иглокожих пермокарбона из Красноуфимска на Урале. Т. II // Изв. Геолкома.
1927. Т. 46. № 3. – С. 181–192.
Яковлев Н.Н. Фауна иглокожих пермокарбона из Красноуфимска на Урале. Т. III // Изв. ГГРУ. 1930.
Т. 49. № 8. – С. 95–104.
Яковлев Н.Н. Две верхнепермские морские лилии из Закавказья // Изв. АН СССР. Отд. матем. и
естеств. наук. 1933. №7. – С. 975–978
Яковлев Н.Н. Фауна иглокожих пермокарбона из Красноуфимска на Урале. Т. IV // Ежегодник Всерос.
Палеонтол. общества. 1937. Т. 11 (1934–1935). – С. 7–11.
Яковлев Н.Н., Иванов А.П. Морские лилии и бластоидеи каменноугольных и пермских отложений
СССР. – Л.: ВСЕГЕИ, 1956. Т. 11. – С. 5–142 (Труды ВСЕГЕИ. Нов. серия).
Arendt Y.A. Early Carboniferous Echinoderms of the Moscow Region // Paleontol. J. 2002. Vol. 36.
Suppl. 2. – Р. S115–S184.
Arendt Y.A., Breimer A., Macurda D.B. A new blastoid fauna from the lower Namurian of North Kazachstan
(U.S.S.R.) // Proceed. Konink. Nederl. Akad. Wettenschappen. Ser. B: Palaeontol., Geol., Phys., Chem.,
Anthropol., 1968. Vol. 71. N 3. – P. 159–174.
Gale A.S. Phylogeny and classification of the Asteroidea (Echinodermata) // Zool. Journ. Linn. Soc. Vol. 89. –
P. 107–132.
Schndorf F. Die Asteriden des Russischen Karbon // Palaeontogr. 1909. Vol. 56. – P. 323–338.
Sumrall C.D. First Definite Record of Permian Edrioasteroids: Neoisorophusella maslennikovi n. sp. from
the Kungurian of Northeast Russia // J. Paleontol. 2009. Vol. 83. N 6. – P. 990–993.
Trautschold H. Die Kalkbruche von Mjatschkowa, Part 3. Nouv. Mm. Soc. Imp. Natur. Moscou, 1879.
Vol. 14, 1. – P. 1–82.
ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ АНТИАРХ (PLACODERMI)
В СРЕДНЕМ – ПОЗДНЕМ ДЕВОНЕ ЮЖНЫХ ОБЛАСТЕЙ РОССИИ
Антиархи (Placodermi: Antiarchi) – своеобразная группа пластинокожих рыб, у которых голова, передняя часть туловища и грудные плавники покрывались массивным наружным панцирем, состоящим из отдельных костных пластинок. Благодаря такому панцирю их остатки хорошо сохраняются в ископаемом состоянии и часто используются в стратиграфических работах
при изучении девонских прибрежно-морских отложений. Несмотря на хорошую изученность
девонских антиарх северо-западных и северных областей России, среди ихтиофауны южных областей они оставались мало изученной группой. C 1999 г. автором проводится целенаправленное
изучение остатков антиарх с территорий центральных и южных частей Восточно-Европейской
платформы (ВЕП), юга Урала и Южной Сибири. В результате этой работы был уточнен и дополнен систематический состав, выявлены особенности распространения антиарх на указанных
территориях (рисунок).
В южной части России первые антиархи, представленные астеролепиформами, появляются
в эйфельское время на территории центральных и южных областей ВЕП. Из скважины 16 в
Калужской области известны единичные остатки Asterolepis estonica Gross (Каратаюте-Талимаа,
1963). Э.В. Лукшевич и др. (Lukevis et al., 2010) также указывают на присутствие Asterolepis
и Byssacanthus в ряжском горизонте (нижний эйфель) Центрального девонского поля (ЦДП).
157
158
и биособытия
Стратиграфическое распространение антиарх в живетско-фаменских отложениях южных областей России. Сопоставление региональных подразделений
со стандартной конодонтовой шкалой с небольшими изменениями по Жамойде, Петрову, 2008; Краснову и др., 2009
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
Антонова В.А. Флора сергиевской свиты (поздний девон) Кузбасса // Вестник Томского ГУ. 2007.
№ 304. – С. 195–197.
Иванов А.О. Уникальное местонахождение живетских позвоночных Центрального девонского поля:
Материалы II Всерос. конф., посвященной 175-летию со дня рождения Н.А. Головкинского «Верхний
палеозой России: стратиграфия и фациальный анализ». – Казань: КГУ, 2009. – С. 92.
Иванушкин А.Г., Богоявленская О.В., Зенкова Г.Г. и др. Девонские отложения западного склона Южного Урала // Литосфера. 2009. № 1. – С. 3–22.
Каратаюте-Талимаа В.Н. Род Asterolepis из девонских отложений Русской платформы // Вопросы
геологии Литвы. – Вильнюс: Ин-т геол. и геогр., 1963. – С. 65–224.
Краснов В.И., Перегоедов Л.Г., Ратанов Л.С. и др. Стратиграфия девонской системы Сибири. Проблемы корреляции: Материалы II Всерос. конф., посвященной 175-летию со дня рождения Н.А. Головкинского «Верхний палеозой России: стратиграфия и фациальный анализ». – Казань: КГУ, 2009. – С. 29–31.
Родионова Г.Д., Умнова В.Т., Кононова Л.И. и др. Девон Воронежской антеклизы и Московской синеклизы. – М., 1995. – 265 с.
Состояние изученности стратиграфии докембрия и фанерозоя России. Задачи дальнейших исследований. Постановления МСК. Вып. 38 / Ред. А.И. Жамойда, О.В. Петров. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ,
2008. – 131 с.
Толоконникова З.А. Фаменские мшанки западной части Алтае-Саянской складчатой области. – Новокузнецк: КузГПА, 2008. – 125 с.
Esin D., Ginter M., Ivanov A. et al. Vertebrate correlation of the Upper Devonian and Lower Carboniferous
on the East European Platform // Cour. Forsch.-Inst. Senckenb. 2000. N 223. – P. 341–359.
Lukevis E. Bothriolepid antiarchs (Vertebrata, Placodermi) from the Devonian of the north-western part of
the East European platform // Geodiversitas. 2001. Vol. 23. N 4. – P. 489–609.
Lukevis E., Lebedev O.A., Zakharenko G.V. Paleozoogeographical connections of the Devonian vertebrate
communities of the Baltic Province. Part I. Eifelian-Givetian // Palaeoworld. 2010. Vol. 19. N 1–2. – P. 94–107.
Moloshnikov S.V. Devonian antiarchs (Pisces, Antiarchi) from Central and Southern European Russia //
Paleontol. J. 2008. Vol. 42. Suppl. N 7. – P. 691–773.
Материалы III Всероссийского совещания
В живетское время антиархи распространяются шире, они представлены как астеролепиформами, так и ботриолепиформами. На ЦДП известны птерихтиодиды Byssacanthus sp. из
ардатовского горизонта (Иванов, 2009) и предположительно ботриолепидиды Bothriolepididae
(?) gen. et sp. indet. из старооскольских отложений (Moloshnikov, 2008). В Тывинской впадине
были обнаружены единичные остатки дианолепидид Tenizolepidinae gen. et sp. indet., сходных с
живетскими тенизолеписами из Центрального Казахстана, что подтверждает связь между Алтае-Саянской и Джунгаро-Балхашской палеобиогеографическими провинциями в это время.
Раннефранские антиархи на ЦДП представлены комплексом астеролепидид: Asterolepis ra­
diata Rohon, Asterolepis cf. A. syasiensis Lyarskaya, Asterolepis sp. indet. (Moloshnikov, 2008). Это самый
поздний комплекс на исследуемой территории, в котором присутствуют астеролепидиды, датируемый предположительно позднетиманским временем. В саргаевско-ливенских отложениях
ЦДП известны только единичные находки ботриолепидид (Родионова и др., 1995; Esin et al., 2000;
Moloshnikov, 2008; и др.). Редкие ботриолепидиды известны и в позднем фране Южного Урала
(низы аскынского горизонта): Bothriolepis markovskii Moloshnikov и Bothriolepis sp. (Иванушкин
и др., 2009); а также в позднем фране Оренбургского Предуралья (Bothriolepididae gen. et sp. indet.).
На территории Южной Сибири во фране ботриолепидиды были более многочисленными (рисунок). Среди южносибирской франской ихтиофауны преобладает Bothriolepis sibirica Obruchev,
остатки которого часто встречаются в ойдановском и кохайском горизонтах Минусинской и Тувинской впадин, а также в соломинском горизонте Кузнецкого прогиба (Антонова, 2007).
В фамене ЦДП ботриолепидиды разнообразны и многочисленны, в это же время появляются и ремиголепидиды. Из задонского ихтиокомплекса известны (Moloshnikov, 2008): Bothriolepis
sosnensis Moloshnikov, Bothriolepis cf. B. leptocheira Traquair, Bothriolepis sp. indet., Livnolepis zadonica
(Е. Obrucheva), Rossolepis brodensis Moloshnikov, Remigolepis (?) sp. В плавском ихтиокомплексе
присутствует Bothriolepis ciecere Lyarskaya, характерный для кетлерского горизонта Прибалтики
(Lukevis, 2001); в хованском – ремиголепидид Remigolepis armata Lukevis. В Минусинской
впадине в фамене представлен один вид ботриолепиформных антиарх – тубалепидид Tubalepis
extensa (Sergienko). На территории Кузнецкого прогиба из подонинского горизонта известны
микроостатки Bothriolepis sp. и Antiarchi indet. (Толоконникова, 2008).
Таким образом, в южных областях России антиархи представлены двумя отрядами: Astero­
lepiformes и Bothriolepiformes. Астеролепиформы были развиты только в эйфеле – раннем фране
на территории Центрального девонского поля (Урало-Европейская палеобиогеографическая
провинция). Ботриолепиформы же были распространены значительно шире. Они присутствуют в Урало-Европейской и Алтае-Саянской провинциях. Для последней характерно развитие
только представителей этого отряда и отсутствие в ихтиофауне астеролепиформых антиарх.
159
Ю.И. Морокова, А.Н. Шадрин
Палеозой России: региональная стратиграфия, палеонтология, гео-
и биособытия
ТУЛЬСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ реки ШАРЪЮ:
ЛИТОЛОГИЯ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
160
Отражением одного из ключевых этапов развития северо-восточной части Европейской
платформы являются отложения тульского горизонта визейского яруса нижнего карбона. Время
их образования соответствует началу крупной трансгрессии, в результате которой терригенное
осадконакопление, характерное для большей части данной территории, сменяется карбонатным
(Елисеев, 1987).
В бассейне р. Шаръю выход отложений тульского возраста имеется только на левом притоке – руч. Сортамаель в обн. 7 (Елисеев, 1963). Нижняя граница приходится на необнаженный
участок мощностью 10 м, перед которым выступают фаменские известняки. Верхняя граница
представляет собой непосредственный контакт с алексинскими породами. Видимая мощность
горизонта составляет 22,6 м. Весь разрез можно разделить на три крупные пачки (снизу вверх).
Пачка 1 (0—12,8 м). Чередование слоев и в редких случаях линз биокластовых известняков (мощность 5–15 см) и тонкослоистых, часто рассланцованных глинистых биокластовых
известняков (мощность 0,5–8 см). Снизу вверх по разрезу количество и мощности глинистых
прослоев несколько снижаются. Соотношение по всему объему пачки малоглинистых и глинистых составляет примерно 3/2.
В основании пачки (3 м) наблюдается переслаивание светло-серых массивных фораминиферово-биокластовых и глинистых известняков. Поверхность напластования неровная, часто
бугристая. В составе пород отмечается большое количество члеников мелких криноидей (от 1 до
5 мм), а также единичные створки и скопления фрагментов мелких брахиопод (до 2 см). Кроме
того, встречаются брахиоподы из рода Gigantoproductus размерностью до 10 см, единичные фрагменты мшанок и гастропод, обломки кораллов как одиночных, так и колониальных (Lithostrotion,
Syringopora)