CC BY
55
ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.763.1:550.384(477.9)
В. В. Аркадьев, М. И. Багаева, А. Ю. Гужиков, А. Г. Маникин,
В. А. Перминов, О. Б. Ямпольская
БИО- И МАГНИТОСТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАЗРЕЗА ВЕРХНЕГО БЕРРИАСА «ЗАВОДСКАЯ БАЛКА» (ВОСТОЧНЫЙ КРЫМ, ФЕОДОСИЯ)*
Геологическая и биостратиграфическая характеристика
В Восточном Крыму широко распространены морские терригенные и карбонатно-терригенные отложения берриаса, охарактеризованные аммонитами. Они неоднократно привлекали внимание специалистов, прежде всего, с точки зрения установления границы юры и мела. Этот вопрос, как известно, до настоящего времени остается остро дискуссионным для надобласти Тетис и других палеобиогеографических провинций Земли.
Разрез берриаса Восточного Крыма изучался многими исследователями, начиная с XIX в. [1]. Подробно история этого вопроса изложена В. В. Аркадьевым [2]. При этом основное внимание авторов уделялось разрезу берриаса на мысе Святого Ильи [3, 4, 5, 6], где обнажается нижнеберриасская зона ]асоЫ. Позднее были установлены и описаны пограничные уровни разреза титона — берриаса в Двуякорной бухте [2], уточнена литологическая и палеонтологическая характеристика свит [7].
Вышележащие уровни берриаса (зоны осс^ашса — Ьо1зз1еп) в Восточном Крыму, к сожалению, пока не зафиксированы в непрерывном разрезе. Разрез берриаса наращивается к северу от мыса Святого Ильи, на окраине Феодосии, в так называемой Заводской балке (координаты: 45°01/48// N 35°20/59// Е) (рис. 1), где обнажаются темно-серые глины с редкими сидеритовыми конкрециями. Эти отложения выделены Л. Ф. Плотниковой и др. [8] в султановскую свиту, которая без видимого перерыва залегает на двуякорной свите. Однако непосредственный контакт свит в настоящее время не обнажен.
О. Ретовским [1] был описан зональный вид Т1гпоуе11а оссйашса, экземпляры которого, возможно, происходят из глин султановской свиты, на основании чего в феодосийском разрезе была выделена зона осс^ашса [9]. В Заводской балке найдены аммониты Retowskiceras retowskyi Куап., определенные Т. Н. Богдановой (устное сообщение). Для Восточного Крыма В.В.Друщиц [10] указал на присутствие в глинах феодосийского разреза (скорее всего, в Заводской балке) представителей рода Da1masiceras, что подтверждено результатами изучения образцов из его коллекции, находящихся в распоряжении В. В. Аркадьева (достоверно определен Da1masiceras sp.). На основании этого
* Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант №08-05—00385).
© В. В. Аркадьев, М. И. Багаева, А. Ю. Гужиков, А. Г. Маникин, В. А. Перминов, О. Б. Ямпольская, 2010
Рис. 1. Схема расположения разреза берриаса «Заводская балка»: 1 — на карте Крыма,— на плане г. Феодосия .
в составе зоны occitanica в Восточном Крыму В. В. Аркадьевым выделяются следующие биостратиграфические подразделения (снизу вверх): слои с Tirnovella occitanica и Retowskiceras retowskyi, подзона Dalmasiceras tauricum [11]. Однако интервал геологического разреза, соответствующий этим подразделениям, в настоящее время не обнажен. Наиболее вероятно, что это связано с застройкой г. Феодосии в XX в.
Верхняя часть берриаса в наши дни вскрыта в действующем карьере глин, расположенном в Заводской балке. Разрез неоднократно изучался В. В. Аркадьевым, а в 2009 г., в рамках работ по магнитостратиграфическому изучению пограничного юрского-мелового интервала Восточного Крыма, начатых группой геологов Саратовского университета совместно с В. В. Аркадьевым, он подвергнут палеомагнитно-му опробованию А. Ю. Гужиковым, А. Г. Маникиным, В. В. Аркадьевым и В. А. Перми-новым.
Мощность опробованного интервала составляет около 50 м. Разрез представлен весьма однородными карбонатными глинами, серыми, во влажном состоянии темно-серыми и пластичными, жирными, слабо алевритистыми (до 5%), слабо слюдистыми (до 5% чешуек слюды), неслоистыми, с малым количеством биотурбаций светло-серой окраски. Азимут падения слоев варьирует от 50о до 87°, а угол падения — от 23° до 48°.
В глинах найдены следующие аммониты: Neocosmoceras euthymi (Pictet) (рис. 2, фиг. 1), Neocosmoceras sp., Fauriella cf. boissieri (Pictet) (рис. 2, фиг. 2), Fauriella sp., Mal-bosiceras malbosi (Pictet) (рис. 2, фиг. 3). Этот комплекс аммонитов характерен для зоны boissieri, подзоны Neocosmoceras euthymi [11, 12], которая по присутствию руководящих видов коррелируется с подзоной Malbosiceras paramimounum зоны boissieri стандартной шкалы надобласти Тетис [13]. Экземпляр Neocosmoceras euthymi из Заводской балки был изображен ранее [12] (коллекция №13175 в ЦНИГРМузее, г. Санкт-Петербург). Экземпляры Fauriella cf. boissieri (Pictet) и Malbosiceras malbosi (Pictet) хранятся в
Рис. 2. Верхнеберриасские аммониты из карьера в Заводской балке.
1 — Neocosmoceras euthymi
(Pictet), экз. №80/13175 сбоку (х0,6) (сборы В. В. Аркадьева); 2 — Fauriella cf. boissieri (Pictet), экз. № 1/381
сбоку (х0,6) (сборы В. А. Перминова); 3 — Malbosiceras malbosi (Pictet), экз. №2/381 сбоку (х0,6) (сборы В. В. Аркадьева). Все экземпляры — зона boissieri, подзона euthymi.
палеонтолого-стратиграфическом музее кафедры динамической и исторической геологии Санкт-Петербургского государственного университета (коллекция №381).
Верхнеберриасские глины в Заводской балке согласно перекрываются глинами на-никовской толщи. В них, по устному сообщению Е. Ю. Барабошкина (МГУ), найдены валанжинские аптихи, однако аммониты валанжина здесь до сих пор не обнаружены.
Магнитостратиграфические исследования
Ориентированные штуфы для палеомагнитного анализа, из которых впоследствии выпиливалось по 3-4 образца в виде кубиков с ребрами по 2 см, отобраны с 36 стратиграфических уровней. Отбор палеомагнитных проб, начатый от основания карьера, проводился через каждые 0,9 м, но по условиям обнаженности в интервале между уровнями 26 и 31 (мощностью ~ 23 м) опробованы всего 4 уровня (рис. 3). Палеомагнитные образцы надежно увязаны с находками аммонитов в разрезе (см. рис. 3).
С целью выделения характеристической компоненты намагниченности (ChRM) все ориентированные образцы подвергались последовательным магнитным чисткам переменным полем на установке LDA-3 AF в диапазоне от 5 до 50 мТл (с шагом 5 мТл), а часть кубиков-дублей — температурой в печи конструкции Апарина от 100° до 300° C (с шагом 100°C). Лабораторные петромагнитные и магнито-минералогические исследования включали: изучение магнитной восприимчивости (K), ее анизотропии и FD-фактора (FD = [(Klf-Khf)/Klf]*100%, где Klf и Khf — K, измеренные при низкой и высокой частоте поля соответственно); опыты магнитного насыщения с последующими определениями остаточной намагниченности насыщения (Jrs ) и остаточной коэрцитивной силы (Hcr); дифференциальный термомагнитный анализ (ДТМА); термо-каппаметрию (определение прироста магнитной восприимчивости (dK) после прогрева пород при температуре 500°C в течение часа). Измерения остаточной намагниченности проводились на спин-магнитометре JR-6, магнитной восприимчивости — на мультича-стотном каппабридже MFK-1FB. Для ДТМА использовался термоанализатор фракций ТАФ-2. Компонентный анализ проводился с помощью программы Remasoft 3.0, анализ анизотропии магнитной восприимчивости — с помощью программы Anisoft 4.2.
Судя по кривым ДТМА, основным носителем естественной остаточной намагниченности (Jn) в породах является магнетит или близкие к нему минералы, диагностируемые по спаду намагниченности в районе температуры Кюри (Tc) магнетита 578°С (рис. 4, a), иногда, наряду с маггемитом, который определяется по превращению в гематит при повторном нагреве (показателем гематита служит исчезновение намагниченности в районе его Tc = 675°С) (рис. 4, б). Маггемит, скорее всего, является продуктом однофазного окисления магнетита. Наличие магнитомягкой фазы подтверждается материалами магнитного насыщения: поле насыщения составляет в основном около 100 мТл, Hcr варьирует от 27 до 33 мТл (рис. 4, в), что характерно для тонкодисперсного Fe3Ü4. В некоторых образцах фиксируется пирит по росту намагниченности в районе 400°-500°C соответственно, что связанно с фазовым превращением этих минералов в магнетит (рис.4, г). На этом же эффекте базируется термокаппаметрия, поэтому график dK дает представление о распределении сульфидов железа в разрезе, концентрации которых, судя по небольшим величинам прироста K, за исключением уровня образца 32, невелики (см. рис. 3).
Исследованные породы сильномагнитны (см. рис. 3): средние значения K и Jn составляют 60 • 10-5 ед. СИ и 19 • 10-3 А/м соответственно, что свидетельствует о высоких концентрациях в них ферромагнитного материала (в первую очередь магнетита).
7
Находки аммонитов
с тонной привязкой к папеомагнитным образцам (в 2009 г.) без привязки к папеомагнитным образцам (в 2008 г.). Стрелкой показан интервалу котором найдены аммониты.
-С -г-СО
4! « О
(Л .2
со о
§11
0 я я
к
(*10'5ед. СИ)
и п (•10-3 А/м)
О 120 240-70
МММ
70 20 60 100 0 20 40 60
I 1.1 I
к/л3
(И о-7)
0 1
ЕО (%)
3 3 4
Нсг (мТл)
<Ж
(♦Ю-5 ед. СИ)
и ГБ (А/м 5 10 15
Рис. 3. Магнитостратиграфический разрез верхнего берриаса в Заводской балке (Феодосия). Б, I — склонение и наклонение СЬЯМ соответственно.
Условные обозначения: 1 — прямая полярность, 2 — обратная полярность, 3 — отсутствие данных о полярности, 4 — неопробованные интервалы разреза, 5 — глины.
^ (*10'7А/м) Обр. 6 т „с
100 200 300 400 500 600 700
Обр. 35
Обр. 35
Г10000
♦ -8000
-6000
-4000
-2000
-40 -20 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180
Н (мТл)
Рис. 4. Результаты магнито-минералогического анализа: кривые а, б, г — ДТМА (первые производные по кривым термомагнитного анализа) и в — магнитного насыщения.
Наибольшими величинами естественной остаточной намагниченности (до 70 х 10-3 А/ м) выделяется интервал в середине разреза (уровни образцов с 20 по 25). Для верхней части разреза (начиная с уровня образца 20) свойственны в целом более высокие, чем для нижней, значения Лп и фактора Q ^ = Лп/(0,5*К), что отражает степень упорядоченности магнитных моментов частиц.
Отношение величин магнитной восприимчивости и остаточной намагниченности насыщения является хорошим показателем среднего размера ферромагнитных зерен в
породе: минимальные значения K/Jrs (см. рис.3) фиксируют наименьшую среднюю размерность ферромагнитных частиц.
Информацию о присутствии в породах тонкодисперсного суперпарамагнитного (СПМ) магнетита (с размером зерен < 0,03 мкм) дает FD-фактор (см. рис. 3). Значения FD превышают 2% (в основном около 3%, достигая на некоторых уровнях 4,5%), что можно рассматривать как индикатор повсеместного распространения в разрезе СПМ-магнетита.
СПМ-частицы вносят вклад в величину магнитной восприимчивости, но не сказываются на значениях остаточной намагниченности. Поэтому значимая корреляция FD как с K , так и с Jn, и с Jrs (табл.1) указывает на определяющий вклад в ферромагнитные свойства пород тонкодисперсной фракции, близкой к критическому размеру магнетитовых частиц (0,029 мкм), но все же превышающем его. Практическое отсутствие корреляции dK и HCr с другими параметрами (табл. 1) свидетельствует о том, что другие минералы, кроме магнетита и связанного с ним маггеми-та, не вносят заметного вклада в магнитные свойства. Оба отмеченных обстоятельства являются благоприятными предпосылками для получения палеомагнитной информации.
Таблица 1. Коэффициенты линейной корреляции между величинами петромагнитных параметров в разрезе «Заводская балка»
к 1
Jn 0,74 1 n = 35
Q 0,63 0,96 1 критическое значение г (0,01) = 0,43
Jrs 0,96 0,80 0,70 l
K/Jrs -0,81 -0,62 -0,62 -0,83 1
FD 0,71 0,70 0,60 0,67 -0,51 1
Hcr 0,16 0,20 0,28 0,19 -0,17 -0,10 1
dK -0,06 0,04 0,12 -0,14 0,11 0,02 0,36 1
к Jn Q Jrs K/Jrs FD Hcr dK
Примечание. п —число образцов в исследованной выборке. Полужирным шрифтом и курсивом выделены значимые коэффициенты корреляции на уровне значимости (р) 0,01.
Результаты компонентного анализа представлены на рис. 5. Закономерное перемещение проекций векторов естественной остаточной намагниченности (Лп) по сфере и неуклонное уменьшение величины Лп, фиксируемое на кривых размагничивания образцов в переменном поле, по крайней мере, до 35 мТл свидетельствуют о хорошем качестве проведенных чисток. Незначительные возрастания намагниченности, фиксируемые в ряде случаев в полях 40-50 мТл, связаны, скорее всего, с вкладом Лп от наиболее крупных магнетитовых зерен. Из 36 образцов, подвергнутых чисткам, отбраковано только 3, в которых невозможно надежно выделить результирующую компоненту Лп, характеризующуюся максимальным углом отклонения < 15° (см. рис. 3). По диаграммам Зийдервельда в большинстве остальных образцов фиксируется двухкомпонентный состав Лп: низкокоэрцитивная компонента, которая разрушается после 5-15 мТл (и связана, вероятно, с маггемитом), и высококоэрцитивная, сохраняющаяся до 35-50 мТл (носителем которой является магнетит) и отождествляемая нами с СЬИМ, учитывая направленность отрезков на диаграммах Зийдервельда к центру координат (рис. 5, а). Направления Лп, близкие к векторам высококоэрцитивной компоненты, выделяются и в результате контрольных термочисток (от 100 до 300°С) кубиков-дублей (рис. 5, б).
Рис. 5. Результаты компонентного анализа по разрезу «Заводская балка»: а — (слева направо) стереографические изображения изменения векторов Зп в процессе чисток переменным полем (в древней системе координат), диаграммы Зийдервельда (в древней системе координат), графики размагничивания образцов; б — стереографические изображения изменения векторов Зп в процессе чисток переменным полем (1) и температурных чисток (2).
Условные обозначения: стереографические проекции направлений Лп(в древней системе координат): I — на нижнюю полусферу, II — на верхнюю полусферу.
Сходимость результатов двух разных видов магнитных чисток повышает качество и надежность полученных палеомагнитных данных.
Характеристические компоненты Лп на стереограмме обнаруживают четкую тенденцию к обособлению в двух группах: в северных — северо-западных румбах нижней полусферы и в юго-восточном секторе верхней полусферы (рис. 6). В предположении, что направления первой группы соответствуют прямой (М), а второй группы — обратной (И) полярности древнего геомагнитного поля, построена палеомагнитная колонка разреза (см. рис. 3), в которой выделяются две магнитозоны: обратной полярности, видимой мощностью ~ 18 м (образцы 1-20) и прямой, видимой мощностью ~ 5,5 м (образцы 21-26). Согласно стратиграфическому кодексу РФ [14], они должны быть классифицированы как субзоны. Выше по разрезу фиксируется интервал обратной (обр. 27) и два интервала прямой полярности (обр. 29, 30 и обр. 31-34), но ранжирование палеомагнитной зональности в этих отложениях не может быть, пока, установлено из-за крупных пропусков в опробовании.
Природа намагниченности
Для обоснования древней природы намагниченности, использованной для определения знака полярности, применялись следующие критерии и тесты:
1. Направления СЬИМ не совпадают с вектором перемагничивания современным геомагнитным полем (см. рис. 6).
2. В разрезе выделяются направления СЬИМ, соответствующие как прямой, так и обратной полярности (рис. 3, 6).
3. Геомагнитные инверсии — явления планетарного масштаба, поэтому в конкретных разрезах, при условии первичности намагниченности и отсутствии перерывов в осадко-накоплении, мала вероятность совпадения границ магнитополярных зон с рубежами, обусловленными местными и региональными факторами. Независимость же палеомаг-нитной зональности от литолого-минералогических признаков хорошо соответствует гипотезе о связи знака Лп с режимом древнего поля. В исследованном разрезе знак полярности индифферентен как к литологии, так и к петромагнитным вариациям, отражающим особенности состава ферромагнитной фракции пород (см. рис. 3).
4. Значимая обратная корреляция между параметрами К/Лгн и Q (см. табл. 1) и трех-, четырехкратное увеличение палеомагнитных кучностей в выборке из образцов с минимальным средним размером ферромагнитных зерен (см. табл. 2), характерны для ориентационной (посториентационной) природы намагниченности, обоснование которой тождественно доказательству первичности СЬИМ. Обратные связи между размерностью и степенью упорядоченности ферромагнитных зерен, между размерностью и палеомагнитными кучностями объясняются тем, что мелкие частицы на стадиях осад-конакопления и раннего диагенеза (в полужидком осадке) точнее ориентируются по геомагнитному полю, вследствие чего создаваемый ими суммарный магнитный момент получается больше, чем у крупных частиц. Значимая прямая корреляция между значениями ЕБ и Q (см. табл. 1) косвенно подтверждает связь высоких величин фактора Q с минимальным размером ферромагнитных зерен.
5. Тест инверсий (обращения) положителен для выборки, состоящей из образцов с минимальным средним размером ферромагнитных зерен (угол между средними направлениями, соответствующими прямой и обратной полярности, значимо не отличается от 180°) (см. рис. 6, б, табл. 2). Но отрицателен, как для выборки из образцов с более крупной средней размерностью ферромагнитных частиц (см. рис. 6, в, табл. 2),
Рис. 6. Стереографические проекции СЬЯМ (в древней системе координат): а— во всех образцах, б, в — в образцах с наименьшим и наибольшим средним размером ферромагнитных зерен соответственно (табл. 2).
Условные обозначения: 1 — направление современного геомагнитного поля.
Остальные обозначения см. на рис. 5.
Таблица 2. Палеомагнитные характеристики разреза верхнего берриаса
в Заводской балке
Показатель средней размерности ферромагнитных зерен К/Л„ ( Л0-7) Полярность О 0 •-'ср. I 0 жср. А0 11 к «95°
0,8-3,4 N 0,9 + 46,9 149,5 14 11,0 12,5
Я 135,3 -47,5 19 7,1 13,5
0,8-1,4 N 352,6 + 45,2 170,8 8 30,2 10,2
Я 159,8 -44,0 7 23,7 12,7
1,4-3,4 N 14,1 + 48,1 134,6 6 6,0 29,9
Я 124,8 -46,4 11 6,9 18,7
(Печерский, Сафонов, 1993) N 344 +51 10 70 5,3
Примечание. Оср., 1ср. —средние значения склонения и наклонения СЬЯМ, соответственно; А — угол между средними направлениями СЬЯМ, соответствующими К- и Я-полярности; п — количество образцов в выборке; к — палеомагнитная кучность; СХ95о — радиус круга доверия для среднего направления СЬЯМ (при уровне значимости р = 0,05).
Данные Д.М.Печерского и В.А.Сафонова [15] получены по двуякорной свите (титон — нижний берриас) в районе Феодосии.
так и для всей совокупности палеомагнитных векторов в целом (рис. 6, а, табл. 2). На возможную причину, по которой вектора Лп, соответствующие N и И-полярности, не антипараллельны, указывают результаты изучения анизотропии магнитной восприимчивости (рис. 7). Все частицы, определяющие магнитную текстуру пород в разрезе, имеют уплощенную форму, показателем чего является характер взаимосвязи параметров Ь иР (рис. 7, а). Скорее всего, ферромагнитные частицы субмикронной размерности и мельче заключены в глинистых минералах плоской формы (размером порядка десятков мкм). Проекции коротких осей магнитных эллипсоидов характеризуются значи-
270
І = к1 / к2 Р = к2 / кЗ
п = 91
90
■ 1
▲ 2 • З
□ 4
А 5 О 6
Рис. 7. Результаты анализа магнитной текстуры образцов: а, б, в — распределения направлений осей эллипсоидов анизотропии магнитной восприимчивости (в древней системе координат) для всех образцов (а), для образцов с наименьшим (К/ЛГ5 = 0,8 — 1,4 • 10-7) и наибольшим (К/ЛГ5 = 1,4 — 3,4 • 10-7) средним размером ферромагнитных зерен (б и в соответственно); г — зависимость параметров Ь от Р, характеризующую в данном случае плоскую форму ферромагнитных зерен. п — количество образцов в выборке.
Условные обозначения: 1, 2, 3 — длинные (к1), средние (к2) и короткие (к3) оси эллипсоидов анизотропии магнитной восприимчивости; 4, 5, 6 — средние значения к1, к2 и к3 соответственно.
тельным разбросом на стереопроекции, а среднее направление короткой оси отклонено от центра сферы к северо-востоку (рис. 7, б). Это отклонение, вероятно, обусловлено суперпозицией механического момента, стремящегося расположить частицу в горизонтальной плоскости, и магнитного, ориентирующего частицу по полю в наклонном положении. Поэтому наибольшее отклонение среднего направления коротких осей от вертикального положения наблюдается у самых мелких частиц (у которых преобладает магнитный момент) (рис. 7, в), а среднее направление коротких осей у крупных частиц (у которых доминирует механический момент) практически совпадает с центром сферы (рис. 7, г). Длинные оси магнитных эллипсоидов обнаруживают закономерную ориентировку с северо-востока на юго-запад, отражающую, возможно, направление смещения нелитифицированного осадка. Вязко-текучие перемещения исходного глиняного осадка
14
«Заводская балка» (г. Феодосия)
Магнитохронологическая шкала [Ogg, Ogg, 2008]
Стратотип берриаса (Франция) [Galbrun, 1985]
145-
Подзона
Berríasella callista
Berrlasella picteti
Malboslceras
paramimounum
Dalmasiceras dalmasi
Berríasella prívasensis
Tirnovella subalpina
Pseudosubplanites grandis
Рис. 8. Сопоставление магнитостратиграфических данных по разрезу «Заводская балка» и стратотипу берриаса с магнитохронологической шкалой.
Условные обозначения: 1 —линии палеомагнитной корреляции, 2 — линии предполагаемой палеомагнитной корреляции, 3 — линии биостратиграфической корреляции [11, 12], 4—линия комплексной палеомагнитной и биостратиграфической корреляции. Остальные обозначения см. на рис. 3.
способны объяснить и большой разброс направлений коротких осей магнитных эллипсоидов, и смещение проекции их среднего направления именно к северо-востоку (за ориентировки длинных осей по направлению смещения, т. е.к юго-востоку). При этом средние палеомагнитные векторы также должны были бы сместиться к востоку, но, вероятно, в полужидком осадке ферромагнитные частицы улучшили свою ориентировку по магнитному полю. В большей степени это удалось самым мелким частицам, а в образцах с более крупными частицами палеомагнитные направления остались искаженными. Обоснование синседиментационных деформаций в данном разрезе будет предметом отдельной публикации.
6. Среднее направление, соответствующее прямой полярности в выборке из образцов с минимальной средней размерностью ферромагнитных зерен, практически совпадает с направлениями, полученными ранее по двуякорной свите (титон — нижний берриас) Восточного Крыма [15] (см. табл. 2).
7. Возрастной аналог разреза «Заводская балка» в стратотипе берриаса (Франция) — подзона Ма1Ьо81оега8 рагатшоипит — характеризуется схожей палеомагнитной зональностью: низам подзоны соответствует обратная, а верхам — прямая полярность [16] (рис. 8).
Совокупность вышеперечисленных пунктов, каждый из которых согласуется с предположением о первичности намагниченности, убедительно свидетельствует в пользу надежности сделанных нами магнитополярных определений.
Стратиграфические результаты
В разрезе Заводской балки в окрестностях г. Феодосии на основании комплекса аммонитов установлена подзона Меооовтооегав еиШут1, которая коррелируется с подзоной Ма1Ьов1оега8 рагатшоипит зоны Ьо1881еп стандартной шкалы надобласти Тетис. По результатам палеомагнитного сопоставления разреза «Заводская балка» и стратотипа берриаса (см. рис. 8) сделаны следующие выводы:
1. Исходя из результатов корреляции по палеонтологическим данным, граница маг-нитозон обратной и прямой полярности в Заводской балке является аналогом геомагнитной инверсии, установленной в стратотипе в пределах подзоны Ма1Ьов1оега8 рагать тоипит зоны Ьо1881еп. Таким образом, впервые в берриасе Крыма обоснован изохронный стратиграфический уровень, прослеживаемый в глобальном масштабе.
2. Нижняя часть изученного разреза, по крайней мере, до уровня образца 26 включительно, является возрастным аналогом подзоны рагатшоипит. Скорее всего, вышележащие отложения не моложе подзоны р^ей, а интервал обратной полярности (на уровне образца 27) соответствует аналогичному интервалу внутри подзоны рагать тоипит в стратотипе. Однако для доказательства этого предположения необходимо получить палеомагнитные данные по пропущенным при опробовании разреза интервалам и убедиться в том, что им соответствует прямая полярность (дополнительный отбор образцов в Заводской балке планируется в 2010 г.).
3. По аналогии с результатами магнитохронологической калибровки стратотипа [17] И,- и М-субзоны крымского разреза отождествляются с магнитными субхронами М16г и М16п соответственно. Идентификация субзон, выделенных нами в Заводской балке, с хроном М16 магнитохронологической шкалы имеет важнейшее значение для продолжения работ по магнитостратиграфическому изучению титона — берриаса Крыма, так как будет способствовать решению проблемы опознавания магнитных хронов в остальных частях сводного разреза [18, 19].
1. Retowski O. Die tithonischen Ablagerungen von Theodosia // Bull. Soc. Natur. Mosc. N. sér. 1893. Vol. 7. N 2-3.
2. Аркадьев В. В., Федорова А. А., Савельева Ю. Н., Тесакова Е. М. Биостратиграфия пограничных отложений юры и мела Восточного Крыма // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14. №3.
3. Аркадьев В. В. Зона Berriasella jacobi-Pseudosubplanites grandis берриаса Горного Крыма // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2003. Т. 78. Вып. 6.
4. Богданова Т.Н., Лобачева С. В., Прозоровский В. А., Фаворская Т. А. О расчленении берриасского яруса Горного Крыма // Вестн. Ленингр. ун-та. Геол., геогр. 1981. №6. Вып. 1.
5. Богданова Т.Н., Лобачева С. В., Прозоровский В. А., Фаворская Т. А. Берриас Восточного Крыма и граница юры и мела / Пограничные ярусы юрской и меловой систем / Ред. В. В. Меннер. М., 1984.
6. Глушков А. Ю. О первой находке вида-индекса нижней зоны берриасского яруса в Крыму // Вестн. СПб. ун-та. Сер. 7. Геол., геогр. 1997. Вып. 1 (№7).
7. Аркадьев В. В. Расчленение на свиты берриасских отложений Горного Крыма // Вестн. СПбГУ. Сер. 7. 2007. Вып. 2.
8. Астахова Т. В., Горак С. В., Краева Е. Я. и др. Геология шельфа УССР. Стратиграфия (шельф и побережье Черного моря). Киев, 1984.
9. Богданова Т.Н., Калачева Е.Д., Сей И. И. О присутствии зоны Tirnovella occitanica (нижний мел, берриас) в феодосийском разрезе Восточного Крыма // Региональная геол. и металлогения. 1999. №9.
10. Druschits V. V. The Berriasian of the Crimea and its stratigraphical relations / Colloque sur la limite Jurassique-Cretace (Lyon, Neuchatel, September 1973) // Mem. Bur. Rech. Geol et Minieres. 1975. Vol. 86.
11. Аркадьев В. В. Берриасский ярус восточной части области Тетис: аммониты и биостратиграфия / Автор. дис. д. г.-м. наук. СПб., 2008.
12. Аркадьев В. В., Богданова Т. Н. Представители рода Neocosmoceras (Neocomitidae, Am-monoidea) из берриаса Горного Крыма и их стратиграфическое значение // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2009. Т. 17. №4.
13. Reboulet S., Hoedemaeker P., Aguirre-Urreta M. et al. Report on the 2nd international meeting of the IUGS lower Cretaceous ammonite working group, the «Kilian Group» (Neuchatel, Switzerland, 8 September 2005) // Cretaceous Res. 2006. Vol. 27.
14. Стратиграфический кодекс России. СПб., 2006.
15. Печерский Д. М., Сафонов В. А. Палинспастическая реконструкция положения Горного Крыма в средней юре — раннем мелу на основе палеомагнитных данных // Геотектоника. 1993. №1.
16. Galbrun B. Magnetostratigraphy of the Berriasian stratotype section (Berrias, France) // Earth Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 74.
17. Ogg J., Ogg G. Late Jurassic (139-169 Ma time-slice). 2008 // URL: http://www.nhm.uio. no/norges/timescale/5_JurCret_Sept08.pdf
18. Ямпольская О. Б., Барабошкин Е. Ю., Гужиков А. Ю. и др. Палеомагнитный разрез нижнего мела Юго-Западного Крыма // Вестник Московского университета (Серия Геология). 2006. №1.
19. Ямпольская О. Б., Гужиков А.Ю., Барабошкин Е.Ю., Багаева М. И. Магнитостратиграфическая характеристика пограничных отложений юры — мела Восточного Крыма / Ма-лы 3-го Всерос. совещания «Юрская система России: проблемы стратиграфии и палеогеографии» (Саратов, 23-27 сентября 2009 г.) / Ред. В. А. Захаров. Саратов, 2009.
Статья поступила в редакцию 25 января 2010 г.
