Ü В оглавление сборника, посвященного 45-летию ЦКЭ МГУ

Геологические события на границе франского и фаменского веков (F/F граница) в последнее время привлекают особое внимание исследователей. Это, в первую очередь, связано с массовым вымирания организмов, приуроченным к данному рубежу. При этом отмечается ассоциация вымирания с мировой регрессией и бескислородным событием, что, по мнению некоторых исследователей, согласуется с метеоритным ударом, как первопричиной данных явлений [28, 31]. Ряд авторов [29, 30, 33, 34], детально изучавших эвстатические колебания девонских морских бассейнов Западной Европы и Северной Америки, полагают, что глобальное вымирание организмов на F/F границе обусловлено эвстатическим опусканием поверхности океана. Причины эвстатических колебаний они видят в серии глубинных событий.

Новые материалы по стратиграфии позднего девона Русской платформы, Тимано-Печорской провинции, Урала и Казахстана позволили выявить характер колебаний уровня моря вблизи F/F границы на территории этих регионов. Датирование геологических событий на рубеже франского и фаменского веков дано преимущественно на основе зональной конодонтовой шкалы В. Циглера [36], в течении длительного времени использовавшейся при стратиграфических исследованиях в рассматриваемых районах. В верхнефранском подъярусе в этой шкале выделяются зоны Lower, Upper и Uppermost Palmatolepis gigas (как синоним последней используется также зона Palmatolepis linguiformis), а граница франского и фаменского ярусов принята в основании вышележащей зоны Lower Palmatolepis triangularis. В 1990 году В. Циглером и Ч. Сандбергом [37] была предложена новая зональная конодонтовая схема франского яруса, в которой как аналоги зон Lower и Upper gigas выделены зоны Early и Late rhenana. В настоящее время необходимость изменения названий и объема некоторых франских конодонтовых зон очевидна [15], однако простая замена их на термины предложенной Циглером и Сандбергом новой зональной шкалы [37], без дополнительных исследований, является преждевременной. Зоны последней шкалы использованы В.Н. Барышевым при изучении франских отложений западного склона Южного Урала и Л.И. Кононовой для Полярного Урала.

Верхнефранские и нижнефаменские отложения Тимано-Печорской провинции имеют отчетливое циклическое строение [14, 20]. В середине франского века (интервал конодонтовых зон Middle asymmetrica – Ancyrognathus triangularis) преимущественно глинистые мелководные отложения сменяются карбонатным осадконакоплением в мелководношельфовой зоне и кремнисто-карбонатным (доманиковая свита) в пределах сформировавшихся некомпенсированных впадин. На склоне мелководного шельфа началось формирование рифовых построек, образовавших барьерную рифовую систему, прослеживаемую через всю территорию провинции. В дальнейшем происходило сокращение площади некомпенсированного осадконакопления, носившее пульсационный характер. Наиболее отчетливо эти процессы проявлены в южной части провинции, где в ходе регрессий происходил привнос наибольшего количества терригенного материала (Ижма-Печорская впадина, Южный Тиман). В результате в мелководно-шельфовой области осадконакопление прерывалось или же здесь образовывались глинистые пласты небольшой мощности. Рост рифовых построек вдоль края мелководного шельфа прекращался и они частично оказывались выведенными на дневную поверхность. В то же время с фронтальной стороны рифовых барьеров, в пределах некомпенсированной впадины, шло накопление глинистых толщ заполнения, формировавших подводную аккумулятивную террасу. В ходе следующих трансгрессивных этапов карбонатное осадконакопление возобновлялось, а зона формирования рифовых построек смещалась к внешнему краю аккумулятивной террасы.

В области мелководного осадконакопления верхам франского яруса отвечает верхняя подсвита ухтинской свиты. Она сложена переслаивающимися известняками, доломитизированными известняками и глинами и имеет регрессивную направленность развития: в ее кровле появляются прослои доломитов, пестроцветных глин, в ряде районов – ангидритов. Мощность подсвиты до 150 м, а соответствующих ей рифогенных образований – более 200 м [4, 14]. Депрессионные аналоги верхнеухтинских отложений представлены пачкой темноцветных известняков с прослоями глинистых известняков и аргиллитов мощностью до 50 м, в верхней части она в ряде разрезов охарактеризована спорами ливенского горизонта и конодонтами зоны Palmatolepis linguiformis [17]. Эта пачка перекрывается здесь аргиллитами и глинистыим известняками савиноборской свиты нижнего фамена, которая в разрезе имеет клиноформное строение при максимальной мощности до 150 м. Раннефаменский возраст свиты определен по присутствию спор зоны Corbulispora vimineus – Geminospora vasjamica и конодонтов, характерных для зоны Palmatolepis triangularis [17]. На савиноборской свите согласно залегает карбонатный пласт Фo, с размывом перекрывающий рифогенные и зарифовые отложения верхнеухтинской подсвиты. В кровле верхнеухтинских рифовых построек наблюдаются следы интенсивных карстовых процессов.

На Приполярном Урале и гряде Чернышева пограничные отложения франского и фаменского ярусов, развитые по рекам Сывью, Шарью и Большой Адак, сложены маломощными, по-видимому стратиграфически полными, депрессионными глинисто-карбонатными отложениями [19, 25, 26]. По материалам А.Б. Юдиной [25] и Л.И. Мельниковой [19] в этих разрезах выделяются зоны Lower и Upper gigas, linguiformis (может быть выделена не во всех случаях из-за недостаточного объема данных), Middle и Upper triangularis, crepida. Отложения, залегающие непосредственно под карбонатными породами с конодонтами зоны Middle triangularis, которые не содержат конодонтов и могут быть скоррелированы с зоной Lower triangularis, обогащены глинистым материалом и содержат прослои глин, в ряде случаев – алевролитов.

На Полярном Урале пограничные франско-фаменские отложения в Лемвинской структурно-фациальной зоне сложены преимущественно кремнистыми сланцами. Большинство разрезов по материалам встреченных конодонтовых комплексов характеризуются стратиграфической непрерывностью [9, 23]. Однако, в разрезе выше устья реки Няньворгавож отмечается выпадение нескольких конодонтовых зон [8]. В глинисто-кремнистой толще воргашорской свиты мощностью 50 м в этом разрезе присутствуют четыре уровня с конодонтами. Два нижних уровня объединены присутствием Palmatolepis rhenana Bisch., P. hassi Mull. et Mull., P. subrecta Mill. et Youngq., что позволяет отнести вмещающие отложения к зоне Late rhenana. Непосредственно выше встречен комплекс конодонтов с Palmatolepis subperlobata Br. et M., P. quadrantinodosalobata Sann., P. glabra glabra Ul. et B., P. tenuipunctata Sann., характерный для зоны Late crepida. Несколько выше обнаружены P. crepida Sann., P. regularis Cooper, P. minuta Br. et M., P. perlobata Ul. et B. и P. triangularis Sann. Эта ассоциация видов так же характерна для зоны Late crepida; присутствие вида P. triangularis в данном комплексе может рассматриваться как результат переотложения. Таким образом, рассматриваемый разрез является стратиграфически неполным, фиксируется гиатус в объеме зон linguiformis, Early, Middle и Upper triangularis, Early и Middle crepida.

Исследования конодонтов девонских отложений Пай-Хоя позволили В.Г. Халымбадже [24] установить в пограничных франско-фаменских отложениях последовательную смену зон gigas, triangularis, crepida. В составе конодонтовых комплексов В.Г. Халымбаджа указывает вид Palmatolepis linguiformis, что позволяет предположить присутствие и зоны linguiformis. По всей вероятности, здесь можно говорить о стратиграфически полных разрезах.

На Северном Урале по р. Унья В.Н. Пучковым [21] описан разрез позднедевонских отложений, принадлежащих Лемвинской структурно-фациальной зоне. В нем выделены преимущественно кремнистые образования зоны gigas и глинисто-кремнисто-карбонатные породы зоны Upper triangularis. Смена состава пород позволяет говорить об уменьшении глубины бассейна на рубеже франского и фаменского веков.

В центральных районах Русской платформы граница франского и фаменского яруса традиционно проводилась по границе между ливенской и задонской свитами (региональными горизонтами). Свиты представлены маломощными (до 15 м) мелководными преимущественно карбонатными отлжениями; в основании задонской свиты залегает прослой кварцевых песчаников или песчанистых глин с железистыми оолитами, фиксирующий перерыв в осадконакоплении [1]. В течение длительного времени ливенский горизонт, в котором присутствуют только немногочисленные эндемичные конодонты рода Polygnathus, коррелировался с зоной Palmatolepis triangularis. Однако изучение совместного распрoстранения конодонтов и спор показали, что ливенский горизонт должен коррелироваться с зоной linguiformis [11, 17]. Комплекс конодонтов низов задонского горизонта практически не содержит общих видов с ливенским горизонтом и здесь впервые появляются Icriodus cornutus Sann., I. iowaensis Youngq. et Pet. [1], первое появление которых относится к зоне Middle triangularis. Таким образом, амплитуда стратиграфического перерыва отвечает по крайней мере зоне Lower triangularis. В Волгоградском Поволжье ливенский горизонт представлен разнофациальными отложениями, от мелководных до отложений глубокой части шельфа. Последние представлены известняками, преимущественно глинистыми, с прослоями аргиллитов, мощностью до 65 м [16]. Стратиграфически выше, между ливенским и задонским горизонтами, залегают линевская и уметовская толщи (выделенные в волгоградский региональный горизонт [16]), сложенные аргиллитами с прослоями глинистых известняков мощностью до 230 м. Эти отложения охарактеризованы спорами зоны Corbulispora vimineus – Geminispora vasjamica, отсутствующей в центральных районах платформы, а так же конодонтами зоны Middle triangularis (определения В.Г. Халымбаджи).

На западном склоне Южного Урала в пределах западного и восточного склонов Башкирского антиклинория В.Н. Барышевым детально изучены конодонты из пограничных отложений франского и фаменского ярусов. Двенадцать изученных разрезов расположены на западе антиклинория в Бельско-Елецкой структурно-фациальной зоне и один разрез – на востоке, у западной границы Зилаирского синклинория. Верхнедевонские отложения западной части Башкирского антиклинория представлены преимущественно известняками. Полная последовательность конодонтовых зон установлена здесь только в четырех разрезах, а в остальных разрезах вблизи F/F границы фиксируются гиатусы различного объема. Геологические события, исходя из полученных данных, характеризуются следующей последовательностью. Во время Early rhenana в рассматриваемом районе повсеместно накапливались относительно глубоководные темно-серые, до черных, часто битуминозные, известняки. Зона Late rhenana представлена уже светлоокрашенными известняками, часто с многочисленными брахиоподами, что свидетельствует о постепенном обмелении морского бассейна. Продолжавшееся падение уровня моря фиксируется выпадением или резким сокращением мощности зоны linguiformis в шести разрезах. При этом в наиболее глубоководном участке бассейна (разрез Лемезинский) зона linguiformis представлена темноокрашенными тонкослоистыми известняками с прослоями терригенных пород, что свидетельствует о размыве поднятий.

Полное или частичное отсутсвие отложений зоны triangularis в восьми разрезах указывает на максимум регрессии в это время. В других разрезах отложения основания фаменского яруса представлены маломощными брахиоподовыми ракушняками (барминские слои), а в разрезе Лемезинский – светлоокрашенными известняками с тонкими прослоями доломитов, песчаников, алевролитов и глин. Начиная с зоны crepida отмечается смена регрессивного режима трансгрессивным. Однако в ряде разрезов отсутствуют отложения зон crepida и rhomboidea, и только отложения зоны marginifera, представленные серыми пелитоморфными известняками, присутствуют повсеместно.

Особый интерес представляет разрез на западном борту Зилаирского синклинория, который принадлежит уже Зилаирско-Лемвинской структурно-фациальной зоне. Здесь в районе верхнего меридионального течения р. Белой в мощной толще светло-серых пелитоморфных известняков верхняя пачка мощностью 4,65 м содержит конодонты зоны Late rhenana. Выше по разрезу на неровной поверхности известняков залегают глинистые сланцы зилаирской свиты. Из самой нижней их пачки, представленной темно-серыми и зеленовато-серыми разностями мощностью 2,6 м, определены конодонты зоны Upper triangularis. Таким образом, точно фиксируется время начала формирования зилаирской свиты в этом районе. Важно отметить, что этому предшествовало поднятие и размыв, приходящиеся на зону linguiformis и начало зоны triangularis.

В Зилаирском и Магнитогорском синклинориях зилаирская свита сложена разнозернистыми полимиктовыми песчаниками с линзами гравелитов и мелкогалечных конгломератов, переслаивающимися с серовато-зелеными глинистыми сланцами и алевролитами. Характерной особенностью пород свиты является широкий спектр состава обломочного материала. В пределах Магнитогорского синклинория (в Гайском и Баймак-Бурибайском рудных полях) удается определить время начала формирования зилаирской свиты. В кровле подстилающей зилаирскую свиту мукасовской кремнистой толщи определены конодонты зоны gigas, а вблизи основания зилаирской свиты встречены комплексы конодонтов зоны Upper triangularis [12], которые в ряде случаев содержат переотложенные конодонты верхов франского яруса [13]. Следовательно, в Магнитогорском синклинории, как и в Зилаирском, начало формирования зилаирской свиты приурочено к F/F границе. Образование свиты связано с резким воздыманием и размывом Восточно-Уральского поднятия. Влияние этого размыва сказывается и значительно южнее, в одновозрастных отложениях северной части Прикаспийской впадины [35].

В Центральном Казахстане после образования в его юго-восточной части морских (преимущественно терригенных) отложений, датируемых по конодонтам низами зоны gigas [3], наблюдается крупная регрессия. Затем общее поднятие земной коры сменяется ее деструкцией с образованием протяженных рифтовых прогибов, проседанием их днищ и трансгрессией моря в их пределы [7]. Первые фиксируемые в этих прогибах известняки содержат конодонты зоны crepida [6, 10]. Карбонатные породы подстилаются характерными терригенными прибрежно-морскими отложениями основания трансгрессивной серии, время образования которых, вероятно, соответствует зоне triangularis.

Во всех рассмотренных регионах, имеющих различную тектоническую позицию, вблизи F/F границы наблюдается одна и та же последовательность трансгрессивно-регрессивных событий. В середине франского века разитие морских бассейнов приобретает отчетливую регрессивную направленность. При этом на фоне частных трансгрессивно-регрессивных событий позднего франа особо выделяется крупная регрессия во время, соответствующее верхам зоны linguiformis и зоне Lower triangularis, и сменившая ее трансгрессия. Совпадение их во времени с аналогичными процессами в других регионах планеты [7, 27, 28, 32 - 34 и др.] позволяет говорить о происходивших в это время эвстатических колебаниях уровня мирового океана. Вероятно, именно этими колебаниями вызвано массовое вымирание организмов.

1. Аристов В.А. Девонские конодонты Центрального Девонского поля. // М.: Наука. 1988. 120 с.

2. Беляев А.А. Литология верхнего девона и карбона сланцевой зоны Пай-Хоя // Автореф. канд. дисс. М.: МГУ. 1987. 16 с.

3. Богословский Б.И., Пославская И.А., Беляев О.Е. Находка франских аммоноидей в Центральном Казахстане // Палеонт. журн. 1982. № 3. С. 35 - 41.

4. Булахова И.Г. Строение и нефтегазоносность Аресско-Чикшинской верхнедевонской рифогенной зоны (Тимано-Печорская провинция) // Рифогенные зоны и их нефтегазоносность. М. ИГиРГИ. 1991. С. 109 - 121.

6. 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.

7. 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.

8. Елисеев А.И., Пучков В.Н., Кононова Л.И. О возрасте нижней подсвиты воргашорской свиты на Полярном Урале // Ежегодник ин-та Геологии Коми фил. АН СССР. Сыктывкар. 1972. С. 25 - 28.

9. Колесник Л.С., Гуськов В.А. Стратиграфия девон-каменноугольных баритоносных отложений Пальникско-Собского района Полярного Урала // Стратиграфия и палеогеография фанерозоя Европейского северо-востока СССР. Сыктывкар. 1987. С. 61-64.

10. Кузьмин А.В. Использование конодонтов для расчленения фаменских отложений Атасуйского рудного района // Изв. РАН. Сер. геол. 1992. № 8. С. 30 - 40.

11. Кузьмин А.В., Мельникова Л.И. Расчленение по конодонтам франских и нижнефаменских отложений южной части Хорейверской впадины (Тимано-Печорская провинция) // Бюлл.МОИП. Отд. геол. 1991. Т. 66. № 3. С. 62 - 72.

12. Маслов В.А., Артюшкова О.В., Барышев В.Н. Обоснование возраста рудоносных комплексов Бурибаевского рудного района по фауне конодонтов // Башкирский филиал АН СССР. Уфа. 1984. 46 с.

13. Маслов В.А., Черкасов В.Л., Тищенко В.Т. и др. Стратиграфия и корреляция среднепалеозойских вулканогенных комплексов основных медноколчеданных районов Южного Урала // УФНЦ РАН. Уфа. 1993. 217 с.

14. Меннер В.В. Литологические критерии нефтегазоносности палеозойских толщ северо-востока Русской платформы. М.: Наука. 1989. 133 с.

15. Меннер В.В., Архангельская А.Д., Кузьмин А.В. и др. Сопоставление разнофациальных разрезов франского яруса на Южном Тимане // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1992. Т. 67. № 6. С. 64 - 82.

16. Назаренко А.М., Чибрикова Е.В., Авхимович В.И. и др. Палинологическое обоснование границы франского и фаменского ярусов на территории Восточно-Европейской платформы // Палеонтологический метод в геологии. М. ИГиРГИ. 1993. С. 11 - 23.

17. Обуховская Т.Г., Кузьмин А.В. Споры и конодонты из пограничных верхнефранских и нижнефаменских отложений Ухтинско-Тэбукского района // Палеонтологический метод в геологии. М. ИГиРГИ. 1993. С. 35 - 51.

18. Овнатанова Н.С., Баранова А.В., Кузьмин А.В. и др. Новые данные по стратиграфии верхнедевонского карбонатного комплекса Хорейверской впадины // Палеонтологический метод в геологии. М.: ИГиРГИ. 1993. С. 63 - 76.

19. Орлов А.Н. Франские отложения разреза реки Большой Адак (гряда Чернышева) // Стратиграфия фанерозоя нефтегазоносных регионов России. С.-Пб.: ВНИГРИ. 1995 С. 24 - 38.

20. Парасына В.С., Соломатин А.В. Позднедевонские палеобассейны Тимано-Печорской провинции // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1988. Т. 63. № 5. С. 13 - 19.

21. Пучков В.Н. Находки девонских конодонтов на западном склоне Урала и их значение для стратиграфии палеозоя лемвинского типа // Конодонты Урала и их стратиграфическое значение. Свердловск. 1979. С. 33 - 51.

22. Рогов В.С. Марганценосные формации Пай-Хоя (вещественный состав, строение и условия образования) // Автореф. канд. дисс. Л.: ВСЕГЕИ. 1987. 22 с.

23. Халымбаджа В.Г. Конодонты верхнего девона востока Русской платформы, Южного Тимана, Полярного Урала и их стратиграфическое значение//Казань: Казанск. Ун-т. 1981. 216 с.

24. Халымбаджа В.Г., Чернышева Н.Г., Микляев А.С. Конодонты верхнего девона и нижнего карбона бассейна р. Кары и их стратиграфическое значение // Конондонты и стратиграфия девонских и нижнекаменноугольных отложений Полярного Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР. 1987. С. 13 - 37.

25. Юдина А.Б. Конодонты пограничных отложений франского и фаменского ярусов гряды Чернышева и Полярного Урала // Биостратиграфия фанерозоя Тимано-Печорской провинции. Сыктывкар: 1989. С. 32 - 40.

26. Юдина А.Б., Пучков В.Н. Комплексы конодонтов из верхнедевонских отложений р. Шарью (гряда Чернышева) // Новые данные по геологии Урала. Свердловск. УНЦ АН СССР. 1987. С. 78 - 83.

29. Johnson J.G., Klapper G., Sandberg C.A. Devonian eustatic fluctuation in Euroamerica // Geol. Soc. Am. Bull. Vol. 96. № 5. 1985. P. 567 - 586.

 Ü В оглавление сборника, посвященного 45-летию ЦКЭ МГУ