CC BY
36
ДРЕВНИЕ ТРАВЕРТИНЫ НА ГРАНИЦЕ НРДОВИКА И СИЛУРА: ЛИТОЛОГИЧЕСКОЕ СВИДЕТЕЛЬСТВО ИЗОТОПНОГО ФЕНОМЕНА
Изотопное «событие», связанное с оледенением и массовым вымиранием в самом конце ордовика — в хир-нантии, является предметом многочисленных и всесторонних исследований. Пик интереса к данному изотопному феномену, проявившемуся в положительных трендах величин 813 Скарб, 813 Сорг, часто и величины 818 О, пришелся на 80—90-е гг. прошлого столетия. Различные объяснения этого феномена были обобщены и проанализированы К. Вангом, И. Маршалом, П. Бренчли и др. [16—18, 23, 24]. В настоящее время доказано, что ордовикский биотический кризис стартовал ещё до начала ашгиллия и развивался ступенчато [1, 7, 20]. Кульминацией же кризиса явилось событие массового вымирания, главные фазы которого совпали по времени с началом и окончанием оледенения и позднейшим ордовикским ярусом хирнантием, продолжительность которого по различным геохронологическим шкалам оценивается от 0.5—1 до ~2 млн лет. Согласно интерпретации батиметрических и изотопных данных, на начало хирнантия температура тропических вод понизилась до 8—10 °С, а уровень моря упал на 70—100 м, осушив значительную часть древних карбонатных платформ. В осадках хирнантия величина отношения 813 С, неизменно оставаясь аномальной, со второй его половины начала постепенно снижаться. Потепление сопровождалось активным таянием ледниковых щитов, быстрым повышением уровня моря и развитием аноксии в морских бассейнах. Изотопная углеродная аномалия исчезла.
Несмотря на то, что причины, вызывавшие эти широко распространенные изменения далеко не ясны, сам факт наличия стресса, обусловившего крупнейшее биотическое событие рубежа позднего ордовика—раннего силура и совпавшего по времени как со сменой обстановок седиментации, так и с упомянутым выше изотопным событием, позволяет стратиграфам весь-
К. г.-м. н.
Т. В. Майдль
maydl@geo.komisc.ru
ма конструктивно использовать данный изотопный эффект для региональных и глобальных корреляций [21, 16].
Гляциоэвстатическое падение уровня моря и экспонирование карбонатных платформ проявилось в крайне редкой встречаемости полных разрезов пограничных отложений и широком распространении стратиграфических перерывов на этом уровне. Хотя отчасти факты пограничного О-8 несогласия могли быть вызваны и стремительным распространением силурийской трансгрессии при дегляциации [16].
Новые стратиграфические и хемо-стратиграфические данные, полученные коллективом сотрудников Института геологии Коми НЦ УрО РАН и их эстонскими коллегами, позволили установить, что стратотипический разрез верхнего ордовика на р. Кожим (обн. Кожим-108, Кожим-116) относится к числу наиболее полных разрезов и содержит отложения аналога хирнатиево-го горизонта верхнего ордовика, фиксируемого главным образом по характерным для этого уровня позитивным трендам величины 813 С и цикличной смене осадочных толщ — секвенций [2, 4, 15]. В результате, литологическая пачка пород, заключенная между палеонтологически охарактеризованными позднеордовикскими и раннесилурийскими толщами, и демонстрирующая позитивный углеродный изотопный эффект, была предложена в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения —юнкэшорских слоев [3, 14].
Пачка сложена преимущественно серыми вторичными доломитами с реликтами первичных структур: микробиальных, микробиально-водорослевых, биоморфных (брахиоподовые и кораллово-строматопоровые(?) мик-ритов и мелкообломочных спаритов (детритовые и пеллоидные гравелито-песчаники). Последовательная смена литотипов (илово-микробиальные, илово-водорослевые, биоморфные, биокластовые) позволяет выделить в её составе четыре одноранговых цикла,
объединяющихся попарно в 2 секвенции, т. е. циклы, ограниченные несогласиями и коррелятивными им согласиями (рис. 1). Положительный тренд величины S13 Скар отмечается от плохо обнаженного контакта слоев 19, 20, с которым предположительно связана эрозионная поверхность. Эта поверхность принята нами за нижнюю границу первой юнкошорской секвенции. Стратиграфическая же граница между яптикшорскими и юнкошорскими слоями проведена несколько выше, по поверхности максимального затопления и по исчезновению брахиопод Procon-chidium muensteri (St. Joseph). Верхняя граница этой нижней секвенции совпадает с кровлей массивных светлых кавернозных вторичных доломитов с реликтовыми биоморфными(?) структурами, перекрываемых пятнисто-комковатыми, плитчатыми, более глинистыми и темноокрашенными илово-микробиальными разностями, которые демонстрируют максимальный «позитивный сдвиг» величины S13 Скар и начало ее резкого снижения. Вторая (верхняя) относительно маломощная секвенция выделяется уже в составе отложений, относимых ранее (в достаточной мере условно) к джагальскому горизонту. Поверхность максимального затопления верхней секвенции фиксируется изменением цвета пород с зеленовато-темно-серого на более светлый. Несколько выше по разрезу сильно разрушенные породы приобретают пест-роцветность, а еще выше их сменяют доломиты светлые (практически белые) окремненные, с частыми корками оже-лезнения. Участками структура и текстура пород напоминает небольшие «строматолитоподобные» постройки. Поверхность этих белых «фарфоровидных» доломитов фиксирует границу 3-го и 4-го циклов. Верхняя часть юнко-шорских слоев (4-й цикл) характеризуется незначительной мощностью (~ 5 м) и представлена доломитами неоднородно-серыми и светло-серыми с неотчетливой полосчатой текстурой,
Рис. 1. Стратотипический разрез яптикнырдской свиты и корреляция с разрезом Добс Линн (по: Beznosova et al.)
Аналогичное, цикличное строение разрезов хирнанти-евых отложений установлено и в других районах мира, например, в Прибалтике (юг Эстонии), на островах Канады (о. Анти-Кости). Наиболее эффектно такая цикличность проявлена в собственно ледниковых толщах западного побережья Африки и свидетельствует о существовании непродолжительного позднеордовикского (хирнантиевого) ледяного покрова на западе Гондванской суши [19]. В строении разрезов здесь устанавливается четыре седимен-тационных цикла, отвечающих циклам развития оледенения. В их последовательности отчетливо прослеживается общая рецессия ледяного покрова Северной Гондваны. Четвертый цикл, сложенный гляциоморскими отложениями в проксимально-ледниковых районах и неледниковыми биотурбированными штормовыми отложениями в дисталь но-ледниковых, уже отчетливо фиксирует финальное отступление Северогонд-ванского ледника. Нижняя поверхность этого позднейшего ледникового цикла маркирует позднехирнантиевую поверхность максимального затопления познеордовикско-силурийского трансгрессивного цикла, стартовавшего ещё до начала оледенения.
Таким образом, последовательная смена секвенций, описанная нами в разрезе
включающими (как и породы третьего цикла) не имеющие четких очертаний «карбонатные тела», с реликтами строматолитоподобной сгустково-микро-биальной и онкоидной структур (рис. 2—5). К этому интервалу разреза приурочен новый небольшой пик и положительный тренд значений отношения 813С. Верхняя граница четвертого цикла и второй юнкошорской секвенции (граница слоев 20 и 21), проявленная сменой светлых зернистых доломитов доломитами темными (до черных), иловыми, практически лишенными органических остатков, принята нами за границу яптикныртской свиты.
Рис. 2. Выходы пограничных отложений в разрезе Кожим-108. (Фото П. Мянника)
ды, образующиеся в местах разгрузки термальных или холодных источников углекислых, реже азотно-углекислых вод и в связанных с ними генетически содовых озерах, являясь наряду с пресноводными строматолитами характерными береговыми фациями последних.
Как известно, травертиновые постройки представляют сложное взаимоотношение хемогенных и биохемоген-ных образований, обусловленное как чисто физико-химическими процесса-
Рис. 3. Эти слоисто-полосчатые доломиты зоны г (выход под мешком с пробой) демонстрируют последний пик положительной изотопной аномалии (Фото П. Мянника)
р. Кожим, отмечает гляциоэвстатичес-кие изменения уровня позднеордовикского океана и косвенным образом подтверждает правильность отнесения отложений юнкошорских слоев к осадкам хирнантия.
Как уже упоминалось, внутри последней яптикнырдской секвенции в разрезе Кожим-108 на фоне общего отрицательного смещения 813С выделяется небольшой положительный пик, который пока не зафиксирован в другом исследованном нами разрезе (Кожим-116). Здесь же он обнаружен в полосчатых доломитах четвертого цикла, включающих строматолитоподобные тела небольшой мощности и характеризующихся неравномерным осветлением. Генетическая интерпретация наблюдаемых отложений долгое время вызывала затруднение, хотя синседиментаци-онный характер структур и одновременное влияние процессов наложенного характера не вызывало сомнений, к тому же данный интервал разреза отличался частыми зонами тектонического дробления. Решение пришло после представившейся мне возможности лично ознакомиться с характеристикой современного травертинового купола на р. Сухоне, изучением которого в течение ряда лет занимаются Н. П. Юшкин и руководимые им студенты. Оказалось, что морфология наблюдаемых нами карбонатных тел и структурно-текстурные особенности пород близки к характеристике современных известковых туфов — травертинов, отличаясь от них лишь доломитовым (а не кальцитовым) составом пород и отсутствием видимых включений минерализованных органических остатков (рис. 4, 5).
Травертины — карбонатные поро-
Рис. 4. Сканированное изображение петрографического шлифа современного травертина (зона г), р. Сухона, источник «Вась-кин ключ»
' :у-' .
Ш ' $ '
. • •
. V ; 'V.,.'
■ ■■ -■■■ I. ■
Рис. 5. Сканированное изображение петрографического шлифа предполагаемого древнего травертина (зона г), р. Кожим
ми, так и жизнедеятельностью колоний сине-зеленых (цианобактерий) и диатомовых водорослей. Для травертиновых куполов характерна определенная, хотя и не всегда полностью проявленная, минералогическая зональность. В типичном случае выделяют [8] четыре последовательных зоны: а) сильного ожелезнения (приурочена непосредственно к месту разгрузки вод), б) ожелезнения и начального травертинооб-разования (переходная), в) интенсивного образования и г) замедленного образования травертинов. Зоны а и б отличаются красноцветностью, зона в характеризуется практически белым цветом, а в зоне г присутствует желтоватая и зеленоватая окраска. Кроме того, две последние зоны отличаются слоистой текстурой, обусловленной зональностью минеральных агрегатов. Не труд-
но заметить, что эти зоны (зоны а, б совмещены) могут быть выделены и в описанном нами разрезе кровли юнкошорских слоев р. Кожим (см. рис. 4, 5).
Общеизвестным является также факт обогащения современных известковых туфов тяжелым изотопом углерода, сдвигающим величину отношения §13Скарб в положительную область значений. В этом смысле положительный пик на изотопной кривой свидетельствует в пользу травертиновой природы данных «строматолитоподобных» построек.
Находки древних травертиновых куполов являются прекрасными индикаторами активности магматических и сейсмических процессов. Известно также, что они могут не только маркировать периоды тектонической активизации, но и позволяют реконструировать хронологию палеоклиматических событий [8, 25].
Основные условия образования травертинов (хлоридный, хлоридно-гидрокарбонатный натриевый или натриево-кальциевый состав пересыщенных СО2 вод) и ведущая роль процессов дегазации и выпаривания определяют приуроченность травертинов к обстановкам умеренно-аридного и семиаридного климатов. Поэтому их появление в разрезах осадков тропической и субтропической зон может свидетельствовать об «аридизации» климата в моменты максимальных похолоданий. Во время же периодов межледни-ковья имеет место обратный эффект — гумидизация климата аридных зон, отмеченный Дж. Маршаллом [22].
Связь обнаруженных нами «травертиновых карбонатных построек» с периодами похолоданий проявляется не только в их стратиграфическом положении, но и подтверждается некоторыми палеоклиматическими индикаторами.
Весьма полезную климатическую информацию может дать изучение ассоциаций глинистых минералов, в том или ином количестве присутствующих в карбонатных породах. Например, установлено, что в ассоциации слоистых силикатов из современных шельфовых и озерных осадков, представленной смешанослойными иллит-смектитами, слюдами, хлоритом и каолинитом, основную генетическую нагрузку несет иллит-смектит, доля смектитовых слоев в котором увеличивается с гумидиза-цией и потеплением климата [9, 10]. Аналогичную диагностическую роль может отражать тенденция увеличения содержания иллита при синхронном
Таблица 1
Резулультаты рентгенодифрактометрического анализа глинистой фракции доломитов по профилю древнего травертина
№ пробы Смектит Хлорит Г идрослюда Смешанослойные Каолинит
20-т-19 +? + +++ Х-С +
20-т-20а - + ++ И-Х +?
20-т-20 - +? + И-Х, И-С +?
Примечание. Х-С — хлорит-смектит, И-Х — иллит-хлорит, И-С — иллит-смектит; +++ — много; + ? — следы;-----отсутствует.
уменьшении иллит-смектитов с максимальным содержанием в последнем смектитовых слоев. Это явление объясняется фиксированием катионов калия в смектитовых межслоях, особенно эффективно протекающее в поверхностных условиях при смачивании-высыхании осадка.
Рентгенографический анализ глинистой фракции проб, отобранных нами по профилю предполагаемых древних травертинов разреза Кожим-108 (проанализированных Ю. Симаковой): от вмещающих глинистых доломитов (проба 20-Т-19) к пёстроцветным до ло -митам начального травертинообразо-вания (проба 20-Т-20а) и небольшим «травертиновым» постройкам (проба 20-Т-20б), показал присутствие в них однотипной ассоциации гидрослюд, смешанослойных, смектита, хлорита и каолинита (табл. 1). В проанализированных пробах преобладают гидрослюды, представленные в основном тонкодисперсным иллитом, смешанослой-ные. Прочие слоистые силикаты присутствуют в небольших количествах. Появление в ассоциации иллит-смекти-та и существенное уменьшение концентрации иллита в травергиновых пробах, фиксируемое уменьшением высоты пиков на дифрактограммах, как уже упоминалось, являются очень чуткими климатическими индикаторами смены тепло/холод и подтверждают факт совпадения травертинообразования в изучаемом нами разрезе с похолоданием климата.
Показателем обстановок и климата может служить также собственно химический состав пород, соотнесенный с определенным стандартом через систему предложенных Я. Э. Юдовичем и М. П. Кетрис литохимических модулей [13]. Химический состав проб, отобранных по профилю от зоны начального травертинообразования (проба 20-Т-20а) — к травертиновому куполу (проба 20-Т-23), представлен в табл. 2 (аналитик Т. Д. Косырева). Здесь же приведены значения наиболее значимых в диагностическом плане литохимических модулей.
Приведенные данные позволяют отметить ряд особенностей, характеризующих главным образом терригенную часть карбонатных пород. Во всех пробах она представлена смесью кварца, гидрослюды и полевых шпатов, присутствие которых подтверждено и рентгенографией. Повышенные значения гид-ролизатного (ГМ) и алюминиевого (АМ) модулей в начальной и конечной пробах профиля, вероятно, имеют различные причины. В первом случае они объясняются наличием продуктов древних кор выветривания (частично карбо-натизированные включения глин отмечаются и микроскопически). Во втором же случае повышение значений вызвано исключительно пленками гидрооксидов железа. Однако главной особенностью данной выборки являются высокие, даже для карбонатолитов, значения нормированной щелочности (НКМ) и ще-
лочного модуля (ЩМ). Подобные значения характерны либо для пород с примесью пирокластики, либо для содержащих «незрелые» продукты выветривания [13]. Учитывая результаты анализа глинистых фракций, последнее кажется более вероятным и указывает на относительно холодный и сухой климат в областях сноса и преобладание процессов физического выветривания.
Обсуждение результатов
Как видно, литохимическая характеристика интересующих нас пород не противоречит отнесению их к травертиновым образованиям. Обнаружение древних травертинов, сформировавшихся на рубеже ордовикской и силурийской эпох, позволяет с достаточной долей уверенности утверждать, что процессы формирования гидрокарбонатных обогащенных углекислотой и отличающихся повышенной щелочностью вод могли быть достаточно широко распространены во время гляциоэв-статических падений уровня моря и частичного экспонирования карбонатных платформ, пополняя в какой-то мере щелочной баланс шельфовых вод океана во время таяния и отступления ледников. Однако наиболее важным нам
Таблица 2
Результаты полного химического анализа проб травертиновых построек
Компонент, модуль Номер пробы
20-Т-20а 20-Т-20Ь 20-Т-21 20-Т-23
8І02 2.19 0.61 3.24 0.39
ТІО2 0.057 0 0.012 0
АІ2О3 0.7 0.1 0.1 0.2
Ге2°3оЬ 0.23 0 0.077 0.03
МпО 0.02 0.024 0 0.018
Мя° 20.96 21.78 20.24 21.7
СаО 29.29 30.08 30.08 30.08
№20 0.2 0.16 0.16 0.17
К2О 0.21 0.059 0.072 0.03
Р2О5 0.021 0.002 0.017 0.008
НЛП 45.74 46.78 45.46 47.08
Сумма 99.62 99.59 99.46 99.71
БеО 0.09 0 0.02 0.02
Н2О- 0.18 0 0.1 0.1
СО2 44.63 45.65 44.58 46.09
АМ 0.32 0.16 0.03 0.51
ГМ 0.45 0.16 0.06 0.59
ТМ 0.08 0.00 0.12 0.00
НМ 0.286 1.600 1.600 0.850
КМ 0.3 0.59 0.72 0.15
ЩМ 0.95 2.71 2.22 5.67
НМ+КМ 0.59 2.19 2.32 1.00
ЖМ 0.33 0.24 0.69 0.24
Примечание: АМ — алюминиевый модуль, ГМ — гидролизный модуль, ТМ — титановый модуль, НМ — натриевый модуль, КМ — калиевый модуль, ЩМ — щелочной модуль, НМ+КМ — нормированная щелочность, ЖМ — железистый модуль. Значения модулей рассчитывались по [13].
9
представляется сам факт широкого распространения в эпохи похолоданий щелочных обстановок седиментации.
В силу своей природы карбонаты являются чутким индикатором изменений в системе геосферных взаимодействий, в том числе в климатической системе. Как известно, именно экзогенный цикл углерода обеспечивает относительную стабильность поверхностной температуры Земли, препятствуя ее перегреву [11]. Этот процесс происходит главным образом путем усиления карбонатообразования и удаления из системы лишней углекислоты. Химизм процесса предполагает наличие высокого щелочного резерва океанических вод, то есть повышенного содержания в них ионов НСО2-, формирование которых обусловлено ассоциацией-диссоциацией в системе СаСО3твер— Н2О—СО2акв. Как известно, эквилибра-ционные процессы приводят к утяжелению изотопного состава растворенного СО2, а их скорости во много раз превышают скорость поступления дополнительного СО2 путем его дифундирования из воздуха [5]. Таким образом, закладывается основа для «позитивного сдвига» значений 813 СО2акв, тем более значимого, чем более низкой была температура поверхностных вод.
В континентальных обстановках аналогичные процессы должны были приводить к формированию обогащенных СО2 гидрокарбонатных вод и траверти-нов, при их дегазации и испарении.
В настоящее время в литературе широко обсуждается значимость щелочных обстановок (обстановок «содовых озер») для возникновения и распространения жизни [6]. Можно добавить, что похолодания, связанные с климатическими изменениями, предваряющими оледенения, могли не только способствовать распространению такого рода обстановок, но и сами собой являлись мощным фактором эволюции.
Могли ли данные обстановки являться причиной формирования позднеордовикского изотопного феномена? Прежде всего необходимо отметить неоднократность и однотипность проявлений подобных изотопных феноменов в истории Земли [12] и их частое совпадение с эпохами глобальных похолоданий. Такое совпадение позволяет предположить наличие каких-либо связей между формированием положительных изотопных аномалий и характером существующей системы об-
ратньк связей, определяют^ развитие климатически процессов. Несомненно, данный вопрос затрагивает большой круг проблем, требующж специального обсуждения, но для иx решения, возможно, будут полезны и изложенные нами данные.
ЛИTEPATУPA І. AxмеmьевM. А. Причинно-следственные связи и факторы глобальный биосферным перестроек // ^временные проблемы геологии. M.: Наука, 2GG4. C. 463—492. 2. Безносова Т. M., Mяннuк П. Граница ордовикской и силурийской систем // Вестник ИГ й>ми НЦ УрО PAH. 2GG2. МЮ. C. 3—6. 3. Безносова Т. M., Mяннuк П., Mайдль Т. В. Cтpатигpафичecкий объем и строение яптикнырдской свиты вepxнeгo ордовика Приполярного Урала // Вестник ИГ йэми НЦ УрО PAH. 2GG6. М Ю. 4. Безносова Т. M., Mяннuк P., Mаpmма Т. и др. Граница ордовика и силура на Приполярном Урале: новые результаты и проблемы // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока Poccm: Mатepи-алы XIV геол. съезда Pecпублики Юзми. Cыктывкаp 2GG4. T.3. C. 224—227. 5. Гвоздецкий Н. А. KpcT M., І98І. б. Заварзин Г. А., Жилина Т. Н. вдовые озера — природная модель древней биосферы континента // Природа, 2GGG. М 2. 7. Корень Т. Н., Попов Л. Е. Влияние климатический изменений на структуру морской биоты на примере позднеордовикского биотического кризиса // Экосистемные перестройки в эволюции биосферы. M.: Недра, І 994. Вып. І. C. 24І—24S. S. Лаврушин В. Ю., Кулешов В. Н., Киквадзе О. Е. Tpавepтины Ceвepнoгo ^вказа // Литология и полезные ископаемые, 2GG6. М2. C. І54—І S2. 9. Пальник Н. А., Cолоmчuна Э. П., Гольдберг, Горбаренко C. А. Aнализ взаимосвязи минерального состава и палеоклимати-ческю сигналов в ocадкаx Оxoтcкoгo моря // Teopra, история, философия и практика минералогии: Mатepиалы Meждунаp. минерал. семинара. Cыктывкаp, 2GG6. C. 265—267. І0. Cолоmчuна Э. П., Cmолnов-ская В. Н., Кузьмин M. И. и др. Первые результаты минералогически исследований глубоководным осадков озера Хубсу-гул (Mohhoim) // TeopM, история, философия и практика минералогии. ^mbm-кар, 2GG6. C. І9С—І9І. ІІ. Чумаков Н. M. Причины глобальный климатически* изменений по геологическим данным // Cтpа-тиграфия, геологическая корреляция. 2GG5. ТІ3, М 3. C. 3—25. І2. ЮдовичЯ. Э. ^рель^ий изотопный феномен: неразгаданная загадка // Вестник ИГ Юзми НЦ УрО PAH. 2GG6. М 2. C. 9—І2. ІЗ. Юдович Я. Э.,
Кетрис М. П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000. 497 с. 14. Beznosova T., Maydl T., Mannik P Yaptiknyrd Formation - a new stratigraphical unit recognized in the Uppermost Ordovician strata in the Subpolar Urals. // The 6th Baltic Stratigraphical Conference, August 23—25, 2005, St. Peterburg. Abstracts. St. Peterburg, 2005. 15. Beznosova T., Maydl T., MannikP, Martma T. Ordovician-Silurian boundary in the Subpolar Urals; the same new developments // Conference Proceeding of W0G0G0B-2004: Tartu, Estonia. 2004. P. 65—66. 16. Brenchley P. J. Garden J. A., Hints I. High-resolution isotope stratigaphy of Late Ordovician sequeces: constraints on the tining of bioevents and environmental changed associated with mass extintion and glaciation // Bull. Geol. Soc. Amer. 2003. Vol. 115. P. 89—104. 17. Brenchley P. J., Marshall J. D.,Robertson D. B. R. et al. Batimetric and isotopic evidence for a short-lived Late Ordovician glaciation in a greenhouse period // Geology. 1994. Vol. 22. P 295—298. 18. Brenchley P. J., Marshall J. D., Underwood C. J. Du all mass extinction represent an ecological crisis? Evidence from the Late Ordovician // Geol, J. 2001. Vol. 36. P 329—340. 19. Ghiene J.-F. Late Ordovician sedimentary environments, glacial cycles, and post-glacicl transgression in the Taoudeni Basin, West Africa // Palaeogejgraphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2003. Vol. 189. P. 117—145. 20. Hallam A., Wignall P. B. Mass extinctions and sea-level changes // Earth-Science Reviews. 1999. Vol. 48. P 217— 250. 21. KaljoD., HintsL., Martma T., Nolvak J. Carbon isotope stratigraphy in the latest Ordovician of Estonia // Chemical Geology. 2001. Vol. 175. 49—59. 22. Marschall J. E. A., Astin T. R., Evants F., Almond J. The Palaeoclimatic Signifikanse of the Devonian-Carboniferous Boundari // Geology of Devonian System. Syktyvkar, 2002. P. 23— 25. 23. Marshall J.D., Brenchley P., Mason P et al. Global carbon isotopic events associated with mass extinction and glaciation in the Ordovican // Palaeogejgr., Palaeoclimat, Palaeoecology. 1997. Vol. 132. P. 195—210. 24. Wang K., Chatterton B.D.E., Wang Y. An organic carbon isotope record of Late Ordovican tu Earli Silurian marine sedimentary rocks, Yangtze Sea, South China: Implication for CO2 changes during the Hirnantion glaciation // Palaeogejgraphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 1997. Vol. 132. P 147—158. 25. Poage M.A., Sjostrom D.J., Coldberg J. et al. Isotopic evidence for Holocene climate change in the northen Rockies from goethite-rich ferricrete-chronosquence // Chemical Geology. 2000.Vol. 166. P. 337—340.
