В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"
В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"
А.Б. Веймарн, А.В. Кузьмин
ИСТОРИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ РУБЕЖА ФРАНСКОГО И ФАМЕНСКОГО ВЕКОВ В КАЗАХСТАНЕ – КЛЮЧ К ПОНИМАНИЮ ПРИЧИН ГЛОБАЛЬНЫХ СОБЫТИЙ ЭТОГО ВРЕМЕНИ
В 1959 году А.А. Богданов в статье “Основные черты палеозойской структуры Центрального Казахстана” писал, что “...в некоторых участках каледонской площади варисцийские тектонические движения выразились в различных формах регенерации геосинклинального режима” [3]. Последующее многолетнее специальное изучение этого вопроса выявило широкое развитие в Казахстане фаменского рифтогенеза, причем удалось показать глобальный характер этого явления [14].
С началом фаменского рифтогенеза связано массовое вымирание организмов на границе франского и фаменского веков (F/F границе) [15]. Биотический кризис на F/F границе ряд авторов [45, 53] считают одним из пяти главных биособытий фанерозоя. В последние годы оно всесторонне изучается в различных регионах. Благодаря успехам в разработке стандартной конодонтовой зональности девона [60, 61] появилась возможность достаточно точной корреляции геологических событий в глобальном масштабе. При этом выявлено, что во многих районах массовому вымиранию на F/F границе соответствуют глобальная синхронная регрессия и бескислородное событие [38]. Однако взгляды на первопричину этих явлений различны. Часть исследователей отводят главную роль в событиях на F/F границе метеоритному удару [38, 46, 50, 55]. Другие рассматривают целый ряд эндогенных и экзогенных факторов, приведших к массовому вымиранию [33, 42, 43, 51, 52, 56].
Рассмотрение нами событий на F/F рубеже в пределах Урала и прилегающих к нему районов Русской плиты [13], а также в других регионах [15] показало особую важность событий, происходивших в это время в Казахстане, для понимания причин, приведших к массовому вымиранию. Поэтому мы сочли необходимым на основе новейших стратиграфических данных детально проанализировать события на границе франского и фаменского веков в пределах Центрального Казахстана. В совокупности с рассмотрением глобальных обстановок того времени это дает возможность получить достаточно полную общую картину и высказать ряд предположений о возможных причинах происходивших событий.
Стратиграфические данные и палеогеографические обстановки
Анализ событий на границе франского и фаменского веков в Центральном Казахстане осложнен тем, что здесь нет непрерывных разрезов, характеризующих переход между соответствующими ярусами. Наилучшую биостратиграфическую характеристику имеют слагающие трансгрессивную серию отложения фаменского яруса [11, 22]. Поэтому в ряде случаев анализ разрезов удобно проводить сверху вниз от хорошо документированных уровней. На западе региона в пределах Каракенгирского прогиба (рис.1) первые появившиеся в трансгрессивной серии известняки содержат конодонты зоны Palmatolepis crepida [11]. Ниже залегают алевролиты, песчаники и далее конгломераты, сформировавшиеся в прибрежно-морских и прибрежно-континентальных условиях, относимые к дайринской свите. Постепенный переход от известняков к основанию трансгрессивной серии позволяет предположить, что начало формирования свиты соответствует конодонтовой зоне triangularis основания фаменского яруса. Дайринская свита с размывом и резким несогласием залегает на породах различного возраста. На юго-западе и севере прогиба в основании дайринской свиты отмечаются локальные проявления базальтового вулканизма. Характерной чертой свиты является ее скользящая по возрасту верхняя граница. В краевых частях прогиба она поднимается до верхнефаменского подъяруса.
|
|
|
Рис. 1. Сводные стратиграфические разрезы верхнедевонских отложений фаменских прогибов Центрального Казахстана по [12]. Прогибы: I – Каракенгирский, II – Жаильминский, III – Успенский, IV – Аксоран-Акжальский, V – Карасорский. Свиты: ms – мейстеровская; dr – дайринская; dm – доуменская; ar – аиртауская; ts – тасжарганская; m – майская; or – ордабайская; ad – айдарлинская. 1 – известняки; 2 – глинистые и кремнисто-углисто-глинистые известняки; 3 – аргиллиты; 4 – песчаники и алевролиты; 5 – конгломераты; 6 – субщелочные базальты – трахибазальты; 7 – трахиандезибазальты; 8 – трахиандезидациты; 9 – ультракалиевые риолиты; 10 – ультракалиевые риолитовые игнимбриты; 11 – туфы риолитового состава; 12 – пепловые туфы, туффиты; 13-16 – палеонтологические остатки: 13 – конодонты, 14 – брахиоподы, 15 – аммоноидеи, 16 – растения. |
В пределах Жаильминского прогиба, как и в Каракенгирском, первые известняки в основании фаменской трансгрессивной серии появляются на уровне конодонтовой зоны Palmatolepis crepida [22]. Однако для центральных частей этого прогиба характерно уже в раннем фамене формирование углисто-кремнисто-глинисто-карбонатных флишоидных отложений, характеризующих условия относительно глубоководного некомпенсированного осадконакопления, в то время как в Каракенгирском прогибе в это время формировалась мощная однородная толща известняков.
В Жаильминском прогибе дайринская свита на ряде участков подстилается вулканогенной толщей мощностью до 500 м, в составе которой преобладают ультракалиевые риолиты (УКР). Как дайринская свита, так и эта толща залегают резко несогласно на породах различного возраста, среди которых наиболее молодые отложения содержат флору живетского яруса (тасжарганская и одновозрастные с ней свиты). Ультракалиевые риолиты и их туфы отмечаются и выше по разрезу среди пород дайринской свиты, что свидетельствует
о достаточной протяженности во времени этого специфического вулканизма. Последнее обстоятельство послужило для ряда авторов причиной включения толщи УКР в дайринскую свиту в качестве вулканической фации и заключения о ее фаменском возрасте [1, 2, 18]. Мы полагаем, что основная масса УКР, образовавшаяся при наземных извержениях, формирует “додайринскую риолитовую толщу”, которую наиболее логично отнести к кровле франского яруса (конодонтовая зона Palmatolepis linguiformis). В Жаильминском прогибе на различных уровнях фаменского яруса фиксируются локальные проявления преимущественно подводных излияний базальтов.Характер разреза раннефаменских отложений в Успенском прогибе во многом близок к Жаильминскому. Здесь также выделяются мелководные разрезы краевых частей и глубоководные [19]. Отличительной чертой последних является увеличение роли терригенной и кремнисто-туфогенной составляющей за счет карбонатной. В низах разреза местами значительным распространением пользуются базальты. Самый низкий палеонтологически охарактеризованный уровень разреза выявлен в районе пос. Успенский и содержит конодонты зоны Palmatolepis crepida.
На месторождении Алайгыр отложения фаменского яруса подразделены на три пачки [7]. Нижняя пачка сложена вулканомиктовыми кварцевыми песчаниками, алевролитами с линзами конгломератов, туфов и мергелей; средняя имеет пестрый литологический состав (песчаники, алевролиты, линзы известняков, а также лавы и игнимбриты ультракалиевых риолитов, туфы, в том числе пизолитовые); верхняя сложена глинистыми известняками с прослоями алевролитов и углистых аргиллитов. В низах средней пачки определены конодонты, характерные для зон rhomboidea – marginifera. Нижняя пачка с отчетливым размывом, иногда с конгломератами в основании, ложится на толщу ультракалиевых риолитов мощностью до 380 м. Максимальное развитие толщи УКР приурочено к южному крылу Успенского прогиба, где она почти непрерывной полосой прослеживается на 180 км.
Толща УКР с заметным угловым несогласием залегает на толще трахиандезитов, перекрытой в верхней части горизонтом углисто-известковистых алевролитов с линзами известняков, песчаников и алевролитов, часто туфогенных, с прослоями лав и туфов кислого состава. Трахиандезиты с резким угловым несогласием ложатся на залегающую в ином структурном плане пестроцветную терригенную толщу силура – среднего девона [7].
К югу от Успенского прогиба в краевых частях Аксоран-Акжальского прогиба впервые при движении с запада на восток в Центральном Казахстане фиксируются морские отложения франского яруса, представленные майской свитой [21]. Вышележащая андезитовая толща резко несогласно залегает как на майской свите, так и на отложениях силура и айдарлинской свите, содержащей флору живетского яруса. Толща представлена андезитами, андезидацитами, трахидацитами; ее мощность (максимально до 900 м) и сложность строения варьируют в зависимости от расположения палеовулканических центров. Выше без видимого несогласия, но с обломками и глыбами андезитов в основании, залегает риолитовая толща. На других подстилающих комплексах она залегает резко несогласно. Ареалы ее распространения те же, что у андезитовой, но площади выходов шире. Основную часть разреза толщи составляют ультракалиевые риолитовые игнимбриты.
Вышележащие отложения фациально изменяются в различных частях Аксоран-Акжальского прогиба. В удаленных от прогиба зонах на риолитовой толще согласно, с туфоконгломератами в основании, залегает туфопесчаниковая толща, содержащая прослои риолитовых туфов, тефроидов и перекрытая известняками с фауной верхнего фамена. Наиболее низкие палеонтологически охарактеризованные части разреза центральных частей прогиба содержат терригенные породы, горизонты подушечных трахибазальтов и глинистые комковатые известняки. В последних установлены конодонты, характеризующие зоны crepida –
rhomboidea.[12]Таким образом, для Успенского и Аксоран-Акжальского прогибов и прилегающих к ним районов достаточно уверенно можно говорить о том, что фаменская трансгрессивная серия начала формироваться во время, соответствующее конодонтовой зоне Palmatolepis triangularis. Подстилающая толща наземных ультракалиевых риолитов скорее всего может быть отнесена к зоне P. linguiformis, поскольку залегает в одном структурном плане с фаменскими отложениями, а характерный для нее ультракалиевый вулканизм продолжается в фаменском веке. Возраст андезитовой толщи, вероятно, соответствует конодонтовой зоне P. gigas.
В пределах Карасорского прогиба развит максимально полный для Центрального Казахстана разрез морских франских и фаменских отложений. К франскому ярусу относится большая часть ордабайской свиты, имеющей мощность более 4000 м и подразделенной на шесть подсвит. Свита сложена преимущественно терригенными вулканомиктовыми образованиями с подчиненным количеством вулканогенно-осадочных пород.
В шестой подсвите ордабайской свиты встречены аммоноидеи Eobeloceras sp., Manticoceras sp., которые могут характеризовать как среднюю, так и верхнюю части франского яруса [4]. В нескольких пунктах найдены конодонты Ancyrodella gigas Mill. et Youngq., A. nodosa Ul. et B., Polygna
thus decorosus St. Данный комплекс конодонтов характерен для интервала зон Ancyrognathus triangularis (верхняя часть) – Upper Palmatolepis gigas верхнефранского подъяруса. Это самый молодой интервал франского яруса, датированный по конодонтам в Центральном Казахстане.На размытой поверхности ордабайской свиты без резкого видимого углового несогласия залегает горизонт осадочных брекчий мощностью до 10 м, содержащий остроугольные обломки вулканогенно-осадочных пород, аргиллитов и алевролитов ордабайской свиты. Выше по разрезу залегают красноцветные и пестроцветные терригенные породы (песчаники, алевролиты) мощностью до 600 м. Эта толща в Карасорском и Предчингизском прогибах составляет доуменскую свиту, которая в краевых частях прогибов залегает резко несогласно на подстилающих отложениях, а на юго-востоке Предчингизского прогиба, возможно, даже без заметного перерыва на франских отложениях. В гальке конгломератов из основания свиты встречены кораллы франского возраста, а в самой свите остатки фаменских двустворок Posidonia (Karadjalia) ex gr. simorini Sad. Верхняя возрастная граница доуменской свиты, как и дайринской, скользит во времени.
В 40 км южнее оз. Карасор в пределах Акжальской синклинали на доуменскую свиту согласно налегает пачка пород, сложенная туфоалевролитами, туффитами, и туфами кислого состава, кремнистыми алевролитами. В основании этой пачки в горизонте известняков встречены следующие конодонты: Anсyrognathus aff. symmetricus B. et M., Palmatolepis triangularis Sann.; P. subperlobata B. et M., P
. quadrantinodosalobata Sann., P. perlobata perlobata Ul. et B., P. tenuipunctata Sann., P. cf. crepida Sann., Polygnathus aff. glaber Ul. et B.[30]. Приведенный комплекс характерен для зоны Palmatolepis crepida нижнего фамена. Это дает нам основание считать, что возраст доуменской свиты в данном разрезе соответствует по времени зоне P. triangularis.Палеотектонические обстановки и вулканизм
Проявившаяся в середине живетского века тельбесская складчатость завершила стадию консолидации эпикаледонского Казахстанско-Тяньшаньского срединного массива, расширив его границы. Во второй половине франского века большая часть массива испытала общее поднятие и денудацию в условиях орогенного режима. В этот период на значительной части массива, примыкающей к площади тельбесид, происходит формирование достаточно крупных интрузивных массивов, сложенных преимущественно лейкократовыми и аляскитовыми гранитами.
В самом конце франского века, во время, близкое к конодонтовой зоне Palmatolepis linguiformis, появляются первые признаки деструкции массива. Вначале это было локальное проявление андезитового, участками ультракалиевого вулканизма (трахиандезиты, андезидациты, трахидациты), которое сменилось формированием специфической формации ультракалиевых риолитов (УКР).
Формация УКР широко представлена в Атасуйском районе и прилегающих частях Сарысу-Тенизского водораздела [1, 18] в Успенской, Аксоран-Акжальской зонах и некоторых других пунктах северо-западного Прибалхашья [6, 21]. Подавляющую часть формации слагают флюидальные калиевые риолиты и калиевые риолитовые игнимбриты, которые являлись продуктами излияний высокоподвижных, пересыщенных летучими соединениями магм. Это были наземные извержения центрального типа, нередко трещинные, близкие к ареальным. Вулканические аппараты приурочены к крупным разломам субширотного и северо-западного простираний. Анализ происхождения УКР как в Казахстане, так и в других регионах, проведенный рядом авторов [2, 5, 6], показал, что их образование связано с дроблением континентальной коры и проникновением в нее подкоровых флюидов, обогащавших магму калием. Привнос калия, а также фтора, серы, СО2 и других летучих соединений в очаги вулканизма был необходимой предпосылкой формирования УКР. Породы формировались в условиях высокой газо- и водонасыщенности остаточной магмы. Парагенетически связана с УКР рассеянная или образующая мелкие концентрации минерализация U, TR, Y, Zr, Bi, CaF2.
Подобная трактовка генезиса УКР объясняет их приуроченность к площади тельбесской складчатости, где зрелость, а, следовательно, и степень консолидации континентальной коры была наименьшей в пределах Казахстанско-Тяньшаньского массива. Характерно, что отдельные (обычно небольшие) очаги вулканизма, формировавшие УКР, продолжали функционировать и в течение раннефаменского времени
.Вслед за образованием наземной формации УКР в центральной части Казахстанско-Тяньшаньского срединного массива в результате деструкции земной коры сформировалась широтноориентированная Каракенгирско-Жаильминско-Успенская система прогибов – рифтовая система [14]. Точное время начала этого процесса установить трудно, но исходя из рассмотренных выше стратиграфических данных, оно, вероятно, соответствовало границе зон linguiformis и triangularis. Прогибы начали формироваться вследствие проседания их днищ по системе широтно ориентированных глубокопроникающих конседиментационных разломов, в большинстве случаев секущих предшествующие структуры. Проседание сопровождалось трансгрессией моря в эти прогибы и происходило почти одновременно по всей, почти тысячекилометровой, длине рифтовой системы. Об этом свидетельствует одновременное (зона crepida) появление первых известняков в осевых частях Каракенгирского, Жаильминского и Успенского прогибов.
С конседиментационными разломами связан локально проявленный базальтовый вулканизм. Анализ петрохимии и геохимии базальтоидов [9] показал, что, несмотря на значительную пространственную разобщенность (до 900 км), наблюдается достаточное сходство и однородность количественного состава – повсюду это преимущественно базальтовые породы семейства субщелочных базальтов – трахибазальтов, отмечены лишь единичные проявления пород трахитового ряда. Для этого вулканизма характерно проявление щелочного (главным образом, калиевого) метасоматоза. Наиболее вероятным кажется отнесение его к автометасоматозу, связанному с развитием данных магматических очагов.
В целом слабо дифференцированные субщелочные базальты-трахибазальты Каракенгирско-Жаильминско-Успенского прогиба могут быть отнесены к субщелочной калиево-натриевой петрохимической серии и даже к той ее части, которая приближается к калиевой. Подобные вулканиты наиболее характерны для зон континентального рифтогенеза. При этом очень показательны геохимические характеристики изученных базальтов [14]. В частности, сопоставление результатов, полученных для Красноморского региона и описываемой рифтовой системы на диаграммах Rb-Sr и Ba-Sr, показывает, что на всем протяжении Каракенгирского, Жаильминского и Успенского прогибов сплошность континентальной коры не была нарушена – здесь отсутствуют породы аналогичные низкокалиевым толеитам Красного моря. В целом изученные нами базальты близки базальтам Эфиопского рифта и субщелочным базальтам Афарского региона, хотя и отличаются большим содержанием рубидия и бария.
Со становлением Каракенгирско-Жаильминско-Успенской рифтовой системы связано образование фаменской железомарганцевой гидротермально (вулканогенно)-осадочной рудной формации. При этом сформировались крупнейшие для фанерозоя концентрации марганцевых руд на континентах, превышающие 1 млрд. т. Данные железомарганцевые месторождения часто связаны с уникальными по запасам барит-полиметаллическими, образуя комплексные рудные объекты Атасуйского типа [8]. Железо-марганцевые месторождения образовались в результате функционирования гидротермально-магматической системы, возникшей при плавлении мантийного вещества на значительной глубине, определяемой наличием мощной континентальной коры, под воздействием глубинных флюидов. Последние были обогащены калием и, вероятно, обогащались им и водой в процессе прохождения через континентальную кору. При этом в результате ликвации в рассматриваемой системе наряду с субщелочными базальтами возникли обогащенные ферритовой составляющей флюидные расплавы, послужившие главным источником рудного вещества. Геохимия месторождений свидетельствует об обогащении флюидов рядом элементов в процессе их прохождения через континентальную кору или в промежуточных очагах [10].
В пределах Казахстанско-Тяньшаньского эпикаледонского срединного массива Каракенгирско-Жаильминско-Успенская рифтовая система является наиболее крупной, но не единственной фаменской структурой такого рода. Ряд данных позволяет ставить вопрос о рифтогенном характере Моинкумского прогиба. Большинством исследователей фаменский век рассматривается как стадия раскрытия и проседания рифтогенной зоны Большого Каратау.
Геодинамическая обстановка, устанавливаемая из выявленной кар- тины фаменского рифтогенеза, может быть охарактеризована как обстановка общего неравномерного расширения (“расползания”) эпикаледонского Казахстанско-Тяньшаньского срединного массива преимущественно в субмеридиональном и юго-запад – северо-восточном направлениях. Континентальная кора подвергалась раздроблению, утоньшению, была пронизана поднимающимися по глубинным разломам флюидными расплавами и растворами, но не потеряла своей сплошности.
Геологические события на границе франского и фаменского веков в других регионах Земли и их возможные причины
Процессы рифтогенеза, проявленные столь ярко в фаменском веке в пределах эпикаледонского Казахстанско-Тяньшаньского
срединного массива, в значительных масштабах выявлены и в других регионах Евразии, в частности, в пределах Восточно-Европейской и Сибирской платформ, Омолонского массива, Южно-Китайской метаплатформы [14].Геологические события в Тимано-Печорской провинции и на Урале детально были рассмотрены нами ранее [13]. Здесь, также как в прилегающих районах и центральной части Восточно-Европейской платформы, четко прослеживается резкая регрессия на границе конодонтовых зон linguiformis и Lower triangulari
s, отложения последней часто отсутствуют. Подъем уровня моря по-видимому начинается в зоне Middle(?) triangularis [13].Особый интерес представляют новые данные, полученные на Полярном Урале. В D3-C1 в этом регионе, к востоку от Лемвинской зоны, начинается деструкция земной коры [28]. На аккреционной системе PZ2 в позднем девоне возникает океанический бассейн шириной возможно до 500 км. Обнаружены фрагменты его литосферы – офиолиты, включая толеитовые базальты, содержащие прослои с конодонтами фаменского и турнейского ярусов. Это хорошо согласуется с полученными нами ранее данными по событиям на F/F границе [13].
Сравнительный анализ рифтогенеза в Казахстане и в пределах Припятско-Днепровско-Донецкого рифта (ПДДР) на Восточно-Европейской платформе (ВЕП) показывает, что время начала интенсивного проседания грабенов последнего несколько более раннее, чем в Казахстане и, хотя в деталях отличается в пределах различных его частей, в целом соответствует началу позднефранского времени. К сожалению, пока отсутствуют данные по конодонтам для верхнедевонских отложений Днепровско-Донецкой впадины, что затрудняет датировку событий по стандартной шкале. Однако, по мнению большинства исследователей [17] здесь на границе франского и фаменского ярусов повсеместно отмечается крупный перерыв в осадконакоплении, после чего вновь возобновляется интенсивное проседание днищ грабенов, достигая 3-4 км в течение фаменского века. Первая из двух главных фаз вулканизма – позднефранская, в Днепровском грабене представлена по З.М. Ляшкевич
[23] пикритами, трахибазальтами, нефелинитами, щелочными трахитами, туфами карбонатитов и другими производными основной и щелочно-ультраосновной магмы. Для них характерен высокий коэффициент эксплозивности (туфы резко преобладают над лавами). Минералогические и петрографические данные свидетельствуют о больших глубинах зарождения магматических расплавов в условиях восстановительной cреды. Расплавы были обогащены летучими компонентами, содержащими в своем первичном составе Н2 и СО, которые при благоприятных условиях могли дать самостоятельную флюидную фазу и, в конечном счете, привести к образованию углеводородов [23]. Выявив ведущую роль мантийных плюмов в становлении магматизма и рифтогенеза как в ПДДР, так и других участках ВЕП, М. Вильсон и З.М. Ляшкевич [57] предлагают рассматривать этот магматизм как один из факторов, приведших к событиям массового вымирания на F/F границе.Северо-западнее, в пределах Свентокшисских гор, на прилегавшем к ВЕП в позднем девоне шельфе [48] можно выделить следующие события. Во время, соответствующее началу зоны Early rhenana (=Lower gigas) в связи с импульсом растяжения произошли блоковые движения, приведшие к началу разрушения обширных рифовых поднятий. Эти конседиментационные движения продолжались с разной интенсивностью вплоть до среднего фамена, и привели к формированию на склонах поднятий на разных уровнях горизонтов осадочных брекчий и конгломератов. В примыкающих к поднятиям относительно глубоководных частях бассейна в пределах зоны linguiformis устанавливаются: трансгрессия и появление обстановок аноксии; затем следует продолжительная регрессия, сопровождавшаяся сейсмическими явлениями, следами вулканической деятельности, выразившимися в геохимических аномалиях и изменении экологических обстановок. Новая трансгрессия фиксируется в середине зоны triangularis. с палеотектонической точки зрения описываемые породы формировали варисцийский чехол на каледонском складчатом основании [48].
Далее к востоку в пределах Рейнских Сланцевых гор подробнейшим образом изучены пограничные отложения франского и фаменского ярусов. Именно здесь рождено понятие “кельвассерский кризис” (КК), знаменующее массовое вымирание организмов вблизи F/F границы. В последних работах Э. Шиндлера [51,52] показана значительная продолжительность КК, начавшегося с исчезновения важной планктонной группы стилиолинид, наблюдающегося непосредственно под нижним кельвассерским горизонтом (граница зон Е. и L. rhenana), и закончившегося в середине зоны E. triangularis исчезновением гомоктенид (Homoctenus ultimus). Внутри КК установлен ступенчатый характер исчезновения различных таксонов фауны с наиболее резким его проявлением в кровле верхнего кельвассерского горизонта, т.е. на границе ярусов. Четко проявлена эта граница и литологически. Черные кельвассерские известняки и известковистые сланцы верхнего горизонта сменяются серыми цефалоподовыми известняками. Очень характерна широко прослеживаемая брекчированная базальная часть последних, возникновение которой Э. Шиндлер связывает с проявлением сейсмической активности. Описанные два кельвассерских горизонта, характеризующие возникновение обстановок аноксии, установлены также в других районах Западной Европы и на севере Африки (Марокко).
По пяти таким разрезам (двум в Германии, Рейнских сланцевых горах и в Тюрингии, в Монтань Нуар во Франции и в Карнийских Альпах в Австрии) была изучена изотопия углерода [42]. Во всех разрезах отмечаются две четкие положительные аномалии
d C13, приуроченные к кельваcсерским горизонтам. Причем аномалия, связанная с верхнекельвассерским горизонтом, снижается очень постепенно, захватывая фаменские отложения вплоть до зоны crepida.На Сибирской платформе процессы позднедевонского рифтогенеза наиболее четко проявились в пределах Вилюйской среднепалеозойской рифтовой системы (ВРС) [16,25]. Бедность среднепалеозойских отложений ВРС органическими остатками не позволяет провести дробное биостратиграфическое расчленение. Однако специальные исследования В.В. Гайдука [16] позволили ему констатировать, что рифтогенные структуры и ограничивающие их разломы наиболее активно формировались в конце франского – фаменском веке. Среднепалеозойские магматические образования в ВРС представлены дайками и силлами толеитовых и субщелочных габбро-диабазов, покровами основных эффузивов и, что важно подчеркнуть, базальтовыми трубками взрыва и кимберлитами.
История развития девонского морского бассейна в пределах Юго-Восточного Китая позволяет выделить фациальные зоны относительно мелководной карбонатной седиментации и относительно глубоководных внутриплатформенных трогов. Троги формировались в обстановке не вполне компенсированного осадконакоплением дифференцированного погружения, контролируемого подвижками по разломам. Троги начали закладываться в позднеживетское время. Максимум трансгрессии характерен для франского века. В
фаменском веке эти черты развития сохраняются, хотя в целом наблюдается переход к регрессивной стадии [34, 54, 59].На рубеже франского и фаменского веков происходит ряд седиментологических изменений [41]. В относительно глубоководных фациях кремнистые осадки сменяются преобладающими глинистыми и кремнистыми нодулярными известняками. Крупные сингенетичные подвижки по разломам фиксируются прослеженными более чем на 300 км известняковыми брекчиями у подножий склонов, проявлением ритмичных карбонатных турбидитов. В глубоководных фациях на этом рубеже появляются бескислородные черные сланцы и известняки. В этот момент в описываемых разрезах отмечается значительное изменение в характере фауны (массовое вымирание брахиопод, кораллов, строматопороидей и других групп организмов).
Глубокопроникающие разломы преимущественно СЗ и СВ простирания, ограничивающие троги, служили магмо- и рудоподводящими каналами. Вдоль них, как в пределах мелководных, так и глубоководных фациальных зон, формировались месторождения марганца, стратиформные месторождения свинца, цинка, сурьмы, олова, сидеритовых и пиритовых руд.
Все это позволило констатировать [14], что в позднем девоне у южного края Южно-Китайской метаплатформы (блока Янцзы) в основном на посткаледонском складчатом основании сформировалась своеобразная система грабенообразных прогибов. Анализ фаций, структуры, характер локально проявленного вулканизма свидетельствуют о ее рифтогенном характере. При этом геодинамическая обстановка, судя по различной ориентировке линейно вытянутых позднедевонских трогов, вероятно, характеризовалась общим расширением земной коры данного региона.
Как видно из приведенных данных, конец девонского периода характеризовался значительной активизацией процессов рифтогенеза.
Специально проведенные расчеты [33] показывают, что достаточно мощные процессы рифтогенеза должны привести к кратковременным глобальным изменениям уровня моря, вызывающим парное явление: регрессия-трансгрессия (пики третьего и выше порядка на кривой Вейла). Описанные выше явления крупной регрессии и сменившей ее трансгрессии четко совпадают с максимальной фазой позднедевонского рифтогенеза (зоны linguiformis и L. triangularis). Аналогичные явления наблюдаются и на других существовавших в то время континентах.
В Западной Австралии в бассейне Каннинг в конце франского века в пределах мелководного шельфа (карбонатной платформы) наблюдается регрессия моря, вероятно вызванная подъемом территории, и эрозия накопившихся отложений [35]. Эта кратковременная регрессия на F/F границе или вблизи нее не привела к перерыву в осадконакоплении в троговой части бассейна. Последующая фаменская седиментация несет на себе следы значительной тектонической активности [39].
В разрезах верхнедевонских отложений Нахичевани и прилегающих районов Армении и входивших в эту эпоху в северную часть Аравийской платформы и, т.о., принадлежащих к другой части девонского суперконтинента Гондвана, также фиксируется подъем земной коры во время, отвечающее конодонтовой зоне gigas, а затем сменившая его трансгрессия в раннем фамене [20, 27].
На западе Северо-Американского континента регрессия в пределах зоны U. gigas проявилась очень четко. Так, в Западно-Канадских Кордильерах [47], на шельфах Альберта и Маккензи фиксируется перерыв в основании очень маломощной формации Graminia-Kakiska (зона Um. gigas). Это первый перерыв, отмечающийся после позднего живета. Следующая формация Pallister, которая начинает формироваться на уровне зоны triangularis, также залегает на значительных площадях с перерывом и местами – с несогласием, и знаменует начало фаменской трансгрессии.
Южнее, на западе США в пределах штатов Монтана и Вайоминг благодаря детальным работам [49] результаты позднефранской регрессии наглядно читаются при сравнении палеобиогеографических литофациальных карт, составленных для зоны L. gigas и для зоны L. triangularis. Именно с этой регрессией указанные авторы связывают массовое вымирание на F/F границе.
На востоке Северной Америки от штата Нью-Йорк до Техаса параллельно Аппалачам прослеживается позднедевонский “черносланцевый пояс” шириной до 300 км. Типичный представитель этих пород – формация Чаттануга (штат Теннесси) [36]. Формация несогласно, со скользящей во времени нижней границей и горизонтом песчаников в основании залегает на известняках ордовика. Данные по конодонтам
[36, 40] показывают, что первые горизонты черных сланцев появляются во франском веке (свита Дауэлтаун). Однако наиболее богатые органическим веществом черные сланцы, преобладающие в разрезе, отмечаются начиная со свиты Гассауэй. Именно с этого рубежа наблюдается и повышение содержания урана в породах. На последнее обстоятельство и его связь с уровнем резкой смены конодонтовой фауны, анализируя данные американских геологов, обратил внимание С.Г. Неручев [26]. Это был один из фактов, положенных в основу его гипотезы о том, что главная причина образования черных сланцев - периодическое заражение бассейнов седиментации (и биосферы в целом) эндогенным ураном и тяжелыми металлами-токсикантами. Эта гипотеза разделяется не всеми исследователями [31,32], однако содержит целый ряд важных и обоснованных выводов. В частности, по С.Г. Неручеву, “проявление эпох уранонакопления, а одновременно фосфатонакопления и интенсивного накопления планктоногенного органического вещества, контролируется, вероятно, общим пульсационным ритмом развития Земли и осуществляется периодически в эпохи растяжения, сопровождающиеся активизацией рифтогенеза и вулканических процессов” [26, с. 197].Масштабы уранонакопления в описываемом “черносланцевом поясе” очень велики. Так, свита Гассауэй только в 12 округах штата Теннесси содержит 4,2-5,1 млн. т U [31]. Вопрос об источнике урана, как и вообще о генезисе черных сланцев, остается дискуссионным. Ряд американских геологов пишет [44] о возможном вулканогенном его источнике, т.к. резкое изменение содержаний U и V происходит в тех же интервалах разреза, где фиксируются горизонты тонких прослоев измененного вулканического пепла. Чрезвычайно интересен вопрос о возрасте начала формирования свиты Гассауэй. По-видимому, он отвечает зоне Late triangularis. Также с рубежа F/F начинают формироваться другие содержащие значительные количества урана свиты “черносланцевого пояса” (сланцы Гурон в штатах Огайо и Кентукки, группа Канадавей и сланцы Данкрик в штате Нью-Йорк) [37,58]. Таким образом, геологические события на F/F границе на востоке США проявились не только в массовом вымирании организмов, но и в появлении сильно обогащенных ураном черносланцевых комплексов.
Заключение
Детальный анализ геологических событий на F/F границе в Казахстане позволил выявить несколько принципиально важных явлений, рассмотрение которых в глобальном масштабе необходимо для понимания причин событий этого времени. Во-первых, удалось уточнить время начала рифтогенеза, отвечающее конодонтовой зоне linguiformis, и увязать его с подобными
процессами в других регионах Земли. Во-вторых, также уточнено время образования уникальной по составу ураноносной формации УКР, становление которой связано с рифтогенезом и маркирует пути прохождения глубинных флюидных потоков.Эпохи глобального рифтогенеза, согласно А.А. Маракушеву и др. [24], должны были сопровождаться импульсами дегазации ядра. Восходящие флюидные потоки запечатлены в геологической летописи Казахстана, Припятско-Днепровско-Донецкого рифта и Вилюйской рифовой системы в виде предваряющих и сопровождающих рифтогенез толщ УКР, базальтовых трубок взрыва, туфов карбонатитов, кимберлитов, а также уникальных месторождений. Эти флюидные потоки оказывали влияние и на состав гидросферы и атмосферы, что должно было отражаться в процессах седиментации
.Это находит яркое подтверждение в изменении изотопного состава углерода в пограничных F/F отложениях. На западе Канады [55] начиная с зоны linguiformis наблюдается резкое увеличение количества С13 и постепенное его снижение лишь в пределах зоны Middle triangularis. Опираясь на аналогичные данные по Западной Европе, Ванг и его соавторы констатируют явление глобального изменения изотопного состава углерода в описываемый интервал времени. Причина этого, по нашему мнению – флюидные потоки, достигшие поверхности Земли при импульсе дегазации.
Достижение этими флюидными потоками земной поверхности должно было привести и к дестабилизации условий в атмосфере и гидросфере (изменение климата, характера морских течений, стратификации океанских вод и др.), а следовательно, к изменению экологической обстановки и биособытиям. Анализ подобных явлений уже начал проводиться в ряде работ [29, 33, 52]. Однако оценка событий на границе F/F в этом плане требует дальнейших специальных исследований.
Приведенные материалы свидетельствуют о сложном комплексе геологических событий, обусловивших в конечном итоге массовое вымирание организмов на F/F границе. При этом кажется достаточно убедительным эндогенный характер первопричин этих событий, а не связь их с метеоритным ударом.
Литература
1. Бахтеев М.К., Васюков Ю.А., Сорокина И.М. Фаменский вулканизм западной части Центрального Казахстана // Сов. геол. 1977. № 4. С. 78-89.
2. Бахтеев М.К., Потапов В.В., Сорокина И.М., Фромберг Э.Д. Формация калиевых риолитов в палеозоидах Средней Азии, Казахстана, Алтая // Сов. геология. 1986. № 1. С. 103-109.
3. Богданов А.А. Основные черты палеозойской структуры Центрального Казахстана // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1959. Т. 34, № 1. С. 3-38.
4. Богословский Б.И., Пославская И.А., Беляев О.Е. Находка франских аммоноидей в Центральном Казахстане // Палеонт. журн. 1982. № 3. С. 35-41.
5. Ботряков Г.В. Генезис высококалиевых липаритов Восточно-Сихотэ- Алиньского пояса // Геология, магматизм и оруденние Приамурья. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1985. С. 43-50.
6.
Бурштейн Е.Ф., Кошелева И.А., Тевелев А.В. Ультракалиевый вулканизм Центрального Казахстана: распространение, возраст, металлогеническое значение // Московская школа геологов в Казахстане. М.: МГУ. 1996. С. 96-109.7. Бурштейн Е.Ф., Урываева А.П. Строение и развитие Алайгырского вулканического центра // В кн.: Геология и полезные ископаемые Центрального Казахстана. М.: Наука. 1988. С. 193-204.
8. Варенцов И.М., Веймарн А.Б., Рожнов А.А. и др. Геохимическая модель формирования марганцевых руд фаменского рифтогенного бассейна Казахстана // Литол. и полез. ископ. 1993. № 3. С. 59-79.
9. Веймарн А.Б. Фаменский вулканизм Казахстана как индикатор геодинамических обстановок и рудоносности // Магматизм и рудоносность Казахстана. Алма-Ата: Чалым. 1991. С. 203-211.
10
. Веймарн А.Б. Фаменская железо-марганцеворудная эпоха в Казахстане и ее значение в геологической истории // Автореф. докт. дисс. М.: МГУ. 1992. 45 с.11. Веймарн А.Б., Воронцова Т.Н., Мартынова М.В. Стратиграфия, палеогеография и железо-марганцевое оруденение фаменского яруса Центрального Казахстана // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1989. Т.64. № 2. С. 64 - 80.
12. Веймарн А.Б., Кузьмин А.В., Воронцова Т.Н. Геологические события в Казахстане на рубеже франского и фаменского веков и их значение в ряду глобальных событий этого времени // Бюл. МОИП, отд. геол. 1997. Т. 72. № 4. С. 35-46.
13. Веймарн А.Б., Кузьмин А.В., Кононова Л.И., Барышев В.Н., Воронцова Т.Н. Рубеж франского и фаменского веков в Тимано-Печорской провинции, на Урале и в Казахстане (геологические события и их интерпретация) // Бюл. МОИП, отд. геол. 1996. Т. 71. № 3. с. 42-55.
14. Веймарн А.Б., Милановский Е.Е.Фаменский рифтогенез на примере Казахстана и некоторых других регионов Евразии. Ст. 1 и 2 // Бюл. МОИП, отд. геол. 1990. Т.65. № 4, с. 34-47; № 6, с. 9-23.
15. Веймарн А.Б., Милановский Е.Е. Фаменский рифтогенез и глобальные события на рубеже франского и фаменского веков // Проблемы геологии и металлогении Центр. Казахстана. М.: Наука. 1993. С. 108 - 119.
16. Гайдук В.В. Вилюйская среднепалеозойская рифтовая системв // Якутск: 1988. 128 с.
17. Геология и нефтегазоносность Днепровско-Донецкой впадины // Киев: Наукова думка. 1988. 148 с.
18. Государственная геологическая карта Атасуйского рудного района. Масштаб 1:50000. Объяснительная записка // Ленинград. 1991. 214 с.
19. Кабанов Ю.Ф., Мартынова М.В., Воронцова Т.Н. Структурно-фациальная зональность и стратиграфия фаменско-турнейских отложений Успенской зоны смятия (Ц. Казахстан) // Вестник МГУ. Сер.4, геология. 1985. № 1. С. 16-25.
20. Караулов В.Б., Гречишникова И.А. Сравнительная характеристика периодичности развития девонских бассейнов в Северной Евразии. Ст. 1. Русская плита и Закавказье // Изв. ВУЗов, геол. и разв. 1995. № 5. С. 13-20.
21. Кошелева И.А., Тевелев А.В. Строение девонского разреза западного обрамления Южно-Токрауской впадины // Стратиграфия палеозоя Казахстана. Алма-Ата. 1989. С. 55-60.
22. Кузьмин А.В. Использование конодонтов для расчленения фаменских отложений Атасуйского рудного района // Изв. РАН. Сер. геол. 1992. № 8. С. 30 -
40.23. Ляшкевич З.М. Магматизм Припятско-Днепрово-Донецкого палео- рифта // Киев. 1987. 182 с.
24. Маракушев А.А., Русинов В.Л., Зотов И.А. и др. Глобальные аспекты эндогенного рудообразования // Геология рудн. месторожд. 1997. Т. 38. № 6. С. 483-501.
25. Масайтис B.Л., Михайлов М.В., Селивановская К.В. Вулканизм и тектоника среднепалеозойского Патомско-Вилюйского авлакогена // М.: Недра. 1975. 182 с.
26. Неручев С.Г. Уран и жизнь в истории Земли // Л.: Наука. 1982. 208 с.
27. Овнатанова Н.С., Аристов В.А. Биостратиграфия верхнедевонских отложений Закавказья по конодонтам // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1984. № 5. С. 61-68.
28. Руженцев С.В., Диденко А.Н. Тектоника и геодинамика Полярного Урала // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т. 2 / М.: 1998. С. 133-135.
29. Сывороткин В.Л. Рифтогенез и озоновый слой // М.: Геоинформмарк. 1996. 62 с.
30. Шинкарев Г.Е., Хван В.А., Щербинин С.А., Баженова Л.М. Конодонты из верхнедевонских толщ Карагайлинского района (Ц. Казахстан) // В кн.: Стратиграфия палеозоя Казахстана. Алма-Ата: 1989. С. 47-54.
31. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Геохимия черных сланцев // Л.: Наука. 1988. 271 с.
32. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Элементы-примеси в черных сланцах // Екатеринбург: Наука. 1994. 304 с.
33. Сathles L.M., Hallam A. Stress-induced changes in plate density, vail sequences, epeirogeny, and short-lived global sea level fluctuation // Tectonics. 1991. V. 10. № 4. P. 659-671.
34. Chen Zhiming. Sedimentary facies and strata-bound ore deposits in Middle and Upper Devonian of South China // Internat. Symp. on Sedimentology related to mineral deposits. Abstract. 1988. Beijing, China. P. 97-98.
35. Cockbain A.E., Playford P.E. The Devonian of Western Australia: a review // Devonian of the World. Vol. I. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 743-754.
36. Conant L.C., Swanson U.E. Chattanooga shale and related rocks of central Tennessee and nearby areas // US Geological Survey Prof. Paper. 1961. № 357. 91 p.
37. Ettensohn F.R., Miller M.R., Dillman S.B. et al. Characterizations and implications of the Devonian-Mississippian black shale sequence, Eastern and Central Kentucky, USA: pycnoclines, transgression, regression and tectonism // Devonian of the World. Vol. II. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 324-345.
38. Goodfellow W.D., Geldsetser H., McLaren D.Y. et al. The Frasnian-Famennian extinction: current results and possible causes // Devonian of the World. Vol. III. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 9-22.
39. George A.D., Playford P.E., Powell C. Mc A. Platform-magin collaps during Famennian reef evolution, Canning Basin, Western Australia. // Geology, 1995, v. 23, № 8. P. 691-694.
40. Hass W.H. Age and corre
lation of the Chattanooga Shale and the Maury Formation // US Geological Survey Prof. Paper. 1956. № 286. 47p.41. Hou Hong-Fei, Ji Qiang, Wang J. et al. Preliminary report on Frasnian-Famennian events in South China // Devonian of the World. Vol. III. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 63-69.
42. Joachimoski M., Buggish W. Anoxic events in the late Frasnian - causes of the Frasnian - Famennian faunal crisis? // Geology. 1993. V. 21. P. 675-678.
43. Johnson J.G. Volcanism, eustasy and extinctions // Geology. V. 16. 1988. P. 573-574.
44. Leventhal J.S., Briggs P.H., Baker J.W. Geochemistry of the Chattanooga shale, De Kalb county, Central Tennessi // South-eastern Geol. 1983. V. 24. № 3. P. 101-108.
45. McLaren D.J. Detection and significance of mass killing // Devonian of the World. Vol. III. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 1-7.
46. McLaren D.J., Goodfellow W.D. Geological and biological consequences of giant impacts // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. V. 18. 1990. P. 123-171.
47. Morrow D.W., Geldsetser H. Devonian of eastern Canadian Cordillera // Devonian of the World. Vol. I. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 85-121.
48. Racki G. Frasnian-Famennian biotic crisis: undervalued role of tectonic control? // Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol. (in press)
49. Sandberg C.A., Pool F.G., Johnson J.G. Upper Devonian of Western Unated States // Devonian of the World. Vol. I. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 183-220.
50. Sandberg C.A., Ziegler W., Dreesen R., Butler J.L. Late Frasnian mass extinction: conodont event stratigraphy, global changes and possible causes // Cour. Forsch.-Inst. V. 102. 1988. P. 263-307.
51. Schindler E. The Late Frasnian (Upper Devonian) Kelwasser Crisis // Lecture Note Sci., 30. 1990. P. 151-159.
52. Schindler E. Event stratigraphic markers within Kellwasser Crisis near the Frasnian/Famennian boundary (Upper Devonian) in Germany // Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol. V. 104. 1993. P. 115-123.
53. Sepkoski J.J. Phanerozoic overview of mass extinctions // Patterns and processes in the history of Life. Berlin.Spinger-Verlag. 1986. P. 277-295.
54. Tsien H.H., How H.F., Zhow W.L. et al. Devonian reef development and paleogeographic evolution in South China // Devonian of the World. Vol. I. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 619-633.
55. Wang K., Geldsetse
r H., Goodfellow W.D., Krouse H.R. Carbon and sulfur isotope anomalies across the Frasnian-Famennian extinction boundary, Alberta, Canada // Geology. 1996. V. 24. № 2. P. 187-191.56. Wild P. et al. Vertical advection from oxic or anoxic water from the main pycnoklin as a cause of rapid extingtion or rapid radiation // Lecture Notes Earth Sci. 1990. 30. P. 85-98.
57. Wilson M., Ljashkevich Z.M. Magmatism and the geodynamics of rifting of the Pripyat-Dniper-Donets rift, East European Platform // Tectonophysics. 1996. V. 268. P. 65-81.
58. Woodrow D.L., Dennison J.M., Ettensohn F.R. et al. Middle and Upper Devonian stratigraphy and Paleogeography of the Central and Southern Appalachians and Eastern Midcontinent, USA // Devonian of the World. Vol. I. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 277-301.
59. Wu Yi, Zhou Hyailing, Giang Tingcao et al. Sedimentary facies of Devonian in Guangxi, China // Devonian of the World. Vol. I. Canadian Society of Petroleum Geologists. Mem. 14. Calgary, Canada. 1988. P. 645-651.
60. Ziegler W. Conodont stratigraphy of the European Devonian // Geol. Soc. of Amer. Mem. 127. 1971. P. 227 - 284.
61. Ziegler W., Sandberg C.A. The Late Devonian standard conodont zonation // Cour. Forsch.- Inst. Senckenberg. 121. 1990. P. 1 - 115.
В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"
