CC BY
61
зистости вторичного пикроильменита по сравнению с первичным и появление в каймах новообразованных желе-зистык шпинелидов свидетельствуют о возникновении последних в значительной степени именно за счет первичного пикроильменита. При этом кристаллизация минералов в реакционных каймах происходила, вероятно, в существенно более восстановительнык условиях, чем образование первичного пикроильменита, что не способствует трактованию упомянутый кайм как продукта изменения последнего при серпенти-низации кимберлита в приповерхност-нык условиях земной коры.
Авторы благодарят д. г.-м. н. В. А. Петровского и д. г.-м. н. С. И. Костро-вицкого за сотрудничество и обсуждение результатов исследовании.
Литература
1. Трейвус Е. Б. Надломленная судьба: Повесть о геологе Ларисе Попугаевой. Санкт-Петербург, 2004. 136 с. 2. Силаев
В. И. Зарница над Сибирской диамантиной. Уроки истории великого геологического открытия // Уральский геологический журнал, 2007. № 6. С. 139—184. 3. ЗинчукН. Н, Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. М.: Недра, 2003. 603 с.
4. Сарсадских Н. Н., Попугаева Л. А. Отчет о результатах работ, проведенных тематической партией № 26 Центральной экспедиции и партией № 182 Амакинской экспедиции в среднем течении Даалдына в 1954. Л., 1955 (фонды ВСЕГЕИ). 5. Сарсадских
Н. Н., Попугаева Л. А. Новые данные о проявлении ультраосновного магматизма на Сибирской платформе // Разведка и охрана недр, 1955. № 5. С. 11—20. 6. Табунов
С. М., Лопатин Б. Г. Кимберлиты района Лучакан // Труды НИИ геологии Арктики, 1961. Вып. 125. С. 135—159. 7. Ковальский
В. В., Никишов К. Н., Егоров О. С. Кимбер-литовые и карбонатитовые образования восточного и юго-восточного склонов Ана-барской синеклизы. М.: Наука, 1969. 288 с. 8. Frick C. Kimberlite ilmenites // Trans. Geophys. Soc. S. Afr., 1973. V. 76. № 2. P. 85—94. 9. Haggerty S. E. Spinels of unigue composition associated with ilmenite reactions the Lighobong kimberlite pipe, Lesotho // Lesotho kimberlites/maseru, 1973. P. 57—66.
10. BostorN. Z., BoydF. R. Oxide minerals in the Lighobong kimberlite, Lesotho // Amer. Miner., 1980. V. 65. № 7/8. P. 631—638.
11. Bostor N. Z., Meyer H. O. Oxide and sulfide minerals in kimberlite from Green Mountain, Colorade // The Mantle Sample: Inclusions in kimberlites and other volcanics (AGU, Wash. DC). Washington, 1989. V. 1. P 217—228.
12. Agee J. J., Garrison J. R., Taylor L. A. Petrogenesis of oxide minerals in kimberlite, elliot Country, Kentucky // Amer. Mineral.,
1982. V. 67. № 1/2. P. 28—42. 13. Клопов
В. И., МалоеЮ. В., ОвсянниковЕ. А. Реакционные каймы на пикроильменитах из кимберлитов // Ееохимия, 1984. № 10. С. 1466—
1473. 14. Геншафт Ю. С., Илупин И. П. Каймы изменения ильменитов в кимберлитах // Минералогический журнал, 1982. Т. 4. № 4. С. 79—84. 15. Илупин И. П., Гешафт Ю. С. О метасоматических замещениях пикроильменита в кимберлитах // Минералогический журнал, 1986. Т. 8. № 5. С. 65—72. 16. Тронева Н. В., Васильева Г. Л., Илупин И. П. Новые данные о гранатах и келифито-вых каймах из кимберлитов Якутии // Доклады АН СССР, 1979. Т. 247. № 6. С. 1471—
1474. 17. Вишневский А. А., Колесник Ю. Н., ХарькивА. Д. О генезисе келифитовых кайм
на пиропах из кимберлитов // Минералогический журнал, 1984. № 4. С. 55-66. 18. Гаранин В. К., Кудрявцева Г. П., Сошкина Л. Т. Ильменит из кимберлитов. М.: Изд-во МГУ, 1984. 240 с. 19. ДакА. И. Пикроильменита из магнитной фракции шлихов Якутской кимберлитовой провинции // Новые идеи в науках о земле: Материалы Международной конференции. Т. 2. М., 2003. С. 18.
20. Василенко В. Б., Зинчук Н. Н., Красавчиков В. О. и др. Критерии петрохимичес-кой идентификации кимберлитов // Геология и геофизика, 2000, Т. 41. № 12. С. 1748—1759. 21. АмшинскийА. Н., Похи-ленко Н. П. Особенности состава пикроиль-менитов из кимберлитовой трубки Зарница // Геология и геофизика, 1983. № 11. С. 116—119. 22. Алымова Н. В., Костро-вицкий С. И., Иванов А. С., Серов В. П. Пик-роильменит из кимберлитов Далдышского поля (Якутия) // Доклады РАН, 2004. Т. 395. № 6. С. 799—802. 23. Костровицкий С. И., Алымова Н. В., Яковлев Д. А. и др. Особенности типохимизма пикроильменита из алмазоносный полей Якутской провинции // Доклады РАН, 2006. Т. 406. № 3. С. 350— 354. 24. Алымова Н. В., Костровицкий С. И., Яковлев Д. А. Методические основы использования информации о составе пикроильменита в поисковык целях // Проблемы прогнозирования и поисков месторождений алмазов на закрытых территориях. Якутск: Изд-во ЯНЦ СО УрО РАН, 2008. С. 295—299. 25. Гайдукова В. С., Соколов
С. В., Дубинчук В. Т. и др. О многоступенчатом распаде магнетита из железных руд Ковдорского месторождения // Минералогический журнал, 1984. Т. 6. № 1. С. 64— 70. 26. Патнис А., Мак-Коннелл Дж. Основные черты поведения минералов. М.: Мир, 1983. 304 с.
ЭВОЛЮЦИЯ РИФООБРАЗОВАЛИЯ И БИОГЕННЫХ КАРКАСОВ В ПАЛЕОЗОЕ СЕВЕРО-ВОСТОКА ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
В доорогенной палеозойской истории пассивной окраины северо-востока Европейской платформы выделяются три этапа развития органогенных сооружений в составе калейдовык формаций [4]. Они представляют собой циклически построенный эволюционный тренд (см. рисунок). Начальный кара-
Д. г.-м. н.
А. И. Антошкина
докско-раннеэмский этап имеет наиболее драматическую историю с разнообразными абиотическими и биотическими событиями, поэтому требует более детального рассмотрения. Первые рифы появились в конце раннего ашгилла на окраине трансформированного из карадокско-раннеашгиллской
терригенно-карбонатной рампы крайне мелководного засолоненного шельфа. В середине ашгилла рифы быши выведены на поверхность и эродированы, а затем быши затоплены (яптикшорское время) в результате эвстатического поднятия уровня моря при таянии ледников в южном полушарии [11, 15]. Не-
Эволюция рифообразования в палеозое северо-востока Европейской платформы (1), распространение (%) основных категорий биогенных каркасов (2) и физико-химические параметры морской среды (3).
А — модель Сандберга [19, 20] постулирует изменение между временем преобладания арагонита и высокомагнезиального кальцита (средний визе-триас) и временем доминирования кальцита (кембрий-ранний визе). Б — Модель Стенли-Харди [20] описывает столетние колебания в карбонатной минералогии очень быстро обызвествляющихся рифостроителей и продуцируюпих осадок организмов. Модель связывает фанерозойскую скелетную минералогию с химическим составом морской воды, минералогическим и биологическим составами сообществ рифа и биокластовых карбонатных осадков. Следует отметить слабые отличия во времени доминирования арагонита и кальцита при сопоставлении с моделью Сандберга. В — Модель Харди [12] объясняет синхронные колебания в преобладающей минералогии нескелетных карбонатов и морских калиевых эвапоритов как результат вариаций соотношения Са/М§ и концентраций Са в морской воде. Граница между образованием областей низкомагнезиального кальцита и ар агонита+вы с о ко магнезиального кальцита
показана горизонтальной линией на уровне М§/Са = 2
давние исследования на Приполярном Урале показали, что после глобального поднятия уровня моря было его резкое падение, связанное с заключительной фазой позднеордовикского оледенения во время хирнанта, что выфазилось формированием экзогеннык брекчий бадь-яшорской свиты [3]. В конце ордовика рост рифов возобновился (каменнобабская свита), но быш вновь прерван эв-статическим поднятием уровня моря во время таяния гондванских ледников на границе ордовика и силура, сопровож-
давшегося глобальным биотическим собыггием массового вымирания
(ГСМВ) Хирнант (см. рисунок) [10, 15, 21]. Вновь рифы возникли в конце среднего лландовери, и на окраине шельфа уже формировались рифовые комплексы с системой рифов-бугров и пэтч-рифов, но быши затоплены в начале позднего лландовери. Возобновили они свой рост лишь в позднем венлоке [9], что связано с перерывом на границе лландовери-венлока (биотическое событие Иревикен [15]), установленным
по данным изотопии и по конодонтам [18], и образованием коры вытетрива-ния в пределах Хорейверской впадины [6]. В лудлове формировались окраинно-шельфовые барьерные рифы с типичной рифовой зональностью, рост которых быш прерван в середине луд-фордия эвстатическим падением уровня моря, возможно связанным с оледенением [15, 16]. Последующее резкое поднятие уровня моря, сопровождавшееся биотическим событием (БС) Лау, привело к образованию и длительному
------------------------------И
существованию затопленной платформы-рампы [2], и только в конце лохкова на окраине новобразованного шельфа вновь возникли изолированные рифы с засолоненным зарифовыш бассейном. В прагиене сформировалась самая мощная в палеозое Урала система барьерный рифов [7], рост которых быш кратковременно прерван на границе прагиена и эмса сильной регрессией, но окончательно прекратился в середине эмса в результате резкого повышения уровня моря и накопления тонких карбонатно-терригенных илов (собыгтие Дейледж).
В среднем девоне произошла структурная перестройка, связанная с заложением Печоро-Колвинской палеориф-товой зоны [5], и формировались тер-ригенно-карбонатные отложения (фа-лаховая и платамовая формации) транзитной зоны открыгтого шельфа [4].
Среднефранско-турнейский этап характеризуется тем, что рифовая экосистема из-за неустойчивого тектонического режима не достигла зрелой фазы и формировались преимущественно мощные микробиальные холмы, оконтуривавшие склоны мелководный карбонатный платформ среди относительно глубоководных аноксичных бассейнов (см. рисунок). Глобальное падение уровня моря на границе фра-на-фамена и фамена-турне, сопровождавшееся биотическими собыгтиями Кельвассер (ГСМВ) и Хангенберг [21], не отразилось на биогермнык сообществах [1, 8] в отличие от планктоннык сообществ [14, 24 и др.]. Регрессия на границе турне и визе и привела к эрозии турнейской карбонатной платформы и прекращению рифообразования на втором этапе.
Позднееизейско-раннепермский этап характеризуется завершением палеозойского рифообразования и изменением структуры органогенный сооружений (см. рисунок). На окраине новообразованного шельфа с засоло-ненныши участками внутреннего бассейна вновь возникали метазойно-мик-робиальные рифы и микробиальные биогермы, существовавшие вплоть до предсреднекаменноугольного регионального размыта. Возобновилось ри-фообразование в касимовское время, когда на окраине деградирующего карбонатного шельфа стали развиваться изолированные и маломощные микробиально-водорослевые холмы, рост который был кратковременно прерван подъемом уровня моря в середине по-
зднего карбона. Обилие скелетных ме-тазой в карбоне и перми, однако, не способствовало образованию крупных и зрелых рифов. Преимущественно мета-зойные сообщества создавали на склонах карбонатного шельфа, деформированного наступлением Предуральского краевого прогиба, крупные скелетные холмы, отличительной особенностью каркасов которык было широкое распространение крустификационного цемента [1]. Резкий подъем уровня моря прервал биогенное карбонатонакопле-ние на внешнем краю отступающего шельфа в позднесакмарское время, а затем, в артинское время, на внутренней части шельфовой окраины, завершив тем самым рифообразование в палеозое северо-востока Европейской платформы.
Рассмотрев историю палеозойского рифообразования, обратим внимание на эволюцию биогенных каркасный структур. Они подразделяются на пять категорий (см. рисунок): 1) скелетные метазойные — коралловые, кораллово-губковые, губковые — типичные каркасные структуры в вен-локских и эмсских рифах, в лландове-рийских и пржидольских биогермах и биостромах; 2) скелетные метазойно-микробиальные (во взаимовыгодных взаимоотношениях) — губково-стро-матолитовые, губково-гидроидно-мик-робиальные каркасные структуры — характерны для среднеашгильских, луд-ловских и позднелохковско-пражских рифов, отмечены также в основании среднефранских микробиальных холмов; 3) скелетные микробиальные, в которык морфология и основные признаки анатомического строения цианобактерий хорошо сохранены и распознаются, — строматолитовые и строматолитоподобные каркасные структуры типичны для верхнедевонских и ниж-нетурнейских микробиальнык холмов; 4) нескелетные кальцимикробные — микробиальные структуры тромболи-тов (агглютигермов), отмеченные в иловык холмах венлока, лохкова, нижнего эмса и нижней перми, в пэтч-ри-фах среднего лландовери, рифах верхнего ордовика и в микробиальных холмах верхнего девона; 5) биоцементные (биологически индуцированный цемент) — мшанковые, палеоаплизино-вые, филлоидно-водорослевые, туби-фитесовые каркасные структуры, в которых маленькие или тонкие организмы служат субстратом для твердых цементных корок, развиты в позднекамен-
ноуголыно-раннепермских скелетных холмах. Как показытает анализ этапно-сти рифообразования в целом и каждого этапа в отдельности, на эволюцию этих биогенных карбонатов влияли (см. рисунок): а) химизм воды: экологическая стабильность наиболее характерна для таксонов, имеющих кальциевый состав скелета; б) преобладание скелетных биокарбонатов и их видовая устойчивость, не зависящая от биотических событий; в) массовое распространение микробиальных сообществ в ответ на тектоническую активизацию; г) распространение нескелетных каль-цимикробнык карбонатов, обусловленное интенсивностью спрединга (глобальной и региональной), частыши колебаниями уровня моря; д) развитие биоцементных карбонатов, определяемое сочетанием холодного климата (фаменско-позднетриасовый период) [12], повышением континентального сноса [17], увеличением трофики и арагонитовыш составом океанских вод [20], глобальным понижением уровня моря [22].
В заключение отметим, что эволюция палеозойских биогенных карбонатов слабо коррелируется со стратиграфическим распространением скелетный каркасостроителей или с физикохимическими параметрами морской воды, включая колебания уровня моря или глобальные климатические циклы. Временные изменения в глобальных параметрах затрагивают скелетную биоту и биологически индуцированный карбонат независимо. Распространение кальцимикробных карбонатов контролировали в большей степени временные изменения физико-химических параметров, вызванные насыщенностью вод карбонатными минералами. Эволюция рифов регулировалась не только скелетной рифовой биотой, но и физико-химическими параметрами, управляющими кальцимиробным и микробиальным карбонатообразованием.
Литература
1. Антошкина А. И. Рифообразование в палеозое (на примере севера Урала и сопредельных территорий). Екатеринбург: УрО РАН, 2003. 303 с. 2. Антошкина А И. Взаимосвязь развития карбонатной платформы и рифообразования (на примере палеозоя северо-востока Европы) // Карбонатные осадочные последовательности Урала и сопредельных территорий: седи-менто- и литогенез, минерагения. Материалы 6-го Уральск. регион. литол. совещ.
Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. 2004.
С. 10—11. 3. Антошкина А.И. Нижний палеозой верховьев р. Кожим, Приполярный Урал // Изучение, сохранение и использование объектов геологического наследия северный регионов (Республика Коми): Материалы науч.-практ. конф. Сыктывкар: Геопринт. 2007. С. 65—67. 4. Антошкина А. И., Елисеев А. И. Палеозойские рифы севера Урала и сопредельных областей // Литология карбонатных пород севера Урала, Пай-Хоя и Тимана. Сытывкар, 1988.
С. 5-21. (Тр. Ин-та геол. Коми науч. центра УрО АН СССР. Выт. 67). 5. Малышев Н. А Тектоника, эволюция и нефтегазонос-ность осадочных бассейнов европейского севера России. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. 270 с. 6. Хипели Р. В. Закономерности формирования палеозойских органогенных построек и связанных с ними резервуаров на юге Хорейверской впадины: Авто-реф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Сыктывкар, 1998. 19 с. 7. Antoshkina, A. Ecology of Lower Devonian reefs in the Western Urals // CFS, 2003. V 242. P. 111—123. 8. Antoshkina A. I. Palaeoenvironmental implications of Palaeomicrocodium in Upper Devonian microbial mounds of the Chernyshev Swell, Timan-northern Ural Region // Facies, 2006. V. 52. P. 611—625. 9. Antoshkina A. I. Silurian sea-level and biotic events in the Timan-northern Ural region: sedimentological aspects // Acta Palaeonto-logica Sinica, 2007. Vol. 46: 23—27. 10. Beznosova T. M., Majdl ’ T. V., Mannik P. Yaptik-nyrd Formation — a new stratigraphic unit recognized in the uppermost Ordovician strata
21 мяя в институтє oтмeчaлcя 40-летний юбилей геологиче^ого музєя им. А. А. Чepнoвa. nflaH пpaздничныx мepoпpиятий включaл в ceбя ^оведе-ние Abyx a^m: день oткpытыx двepeй и день дapeния, блaгoдapя roTOpoiwy в фонды музєя пocтyпили интepecныe KTOpHHecrae мaтepиaлы и гаменные oбpaзцы. Xoчeтcя пoблaгoдapить зa отзывчивость T. М. Безно^в^ C. А. Бо-
H^apm музєю
in the Subpolar Urals // The 6th Baltic Stratigr. Conf., St. Petersburg, Russia: Abstracts. St. Petersburg, 2005. Р. 14—16. 11. CaputoM. V Ordovician-Silurian glaciation and global sea-level changes. In: Landing E. & Johnson M. E. (eds.) Silurian cycles — Linkages of dynamic stratigraphy with atmospheric, oceanic, and tectonic changes. New York State Museum Bull. 1998. V. 491. P 15—25. 12. Crowley T. J., North G R. Paleoclimatology. New York (Oxford Univ. Press), 1991. P. 1—171.
13. Hardie L. A. Secular variation in seawater chemistry: An explanation for the coupled secular variation in the mineralogies of marine limestones and potash evaporites over the past 600 m. y. // Geology, 1996. V. 24. P. 279—283.
14. NouseM. R., Menner V. V., BeckerR. T. et al. Reef episodes, anoxia and sea-level changes in the Frasnian of the southern Timan (NE Russian platform). In: Insalaco E., Skelton P. W. & Palmer T. J. (eds.). Carbonate platform System: components and interactions. Geological Society, London, Special publications, 2000. V. 178. P. 147—176. 15. Kaljo D., Martma T., Mannik P., Viira V. Implications of Gondvana glaciations in the Baltic Later Ordovician and Silurian and a carbon isotopic test of environmental cyclicity // Bull. de la Societe geologique de France, 2003. V. 174. P 59—66. 16. Lehnert O., Eriksson M. J., Calner M. et al. Concurrent sedimentary and isotopic indications for global climatic cooling in the Late Silurian // Acta Palaeontologica Sinica, 2007. 46. P. 249—255. 17. Mackenzie F. T., Morse J. W. Sedimentary carbonates through Phanerozoic time // Geochimica et Cosmochimica Acta, 1992. V. 56. P. 3281—
МУЗЕЙНЫЙ ЮБИЛЕЙ
жеско, И. Н. Бурцева, Н. Г. Голубеву, И. В. Козыфеву, О. Б. Котову, В. Ю. Лукина, С. В. Матвиенко, Н. Ю. Никулову,
В. С. Остащенко, В. М. Полежаева, В. А. Салдина, О. В. Удоратину, В. В. Удора-тина, В. С. Цыганко, Н. П. Юшкина.
Среди гостей музея было проведено небольшое анкетирование о том, что им нравится или не нравится в современном музее и что бы они хотели видеть в выставочных залах. Сотрудники дали довольно высокую оценку музейной деятельности и считают наш музей востребованным. В качестве пожеланий будущих экспозиций были упомянуты зал «истории геологических исследований и истории института», «палеонтологической систематики», а также предложена некоторая модернизация существующих выставок для удобства проведе-
3295. 18. Mannik P., Martma T. Llandovery-Wenlock boundary in the Subpolar Urals // Ichthyolith Issues Special Publication, 6. Syktyvkar: Geoprint, 2000. P. 64—67. 19. Sandberg P. A. An oscillating trend in Phanerozoic nonskeletal carbonate mineralogy // Nature,
1983. V. 305. P. 19—22. 20. Sandberg P. A. Nonskeletal aragonite and pCO2 in the Phanerozoic and Proterozoic. In: Sundquist, E. T. and Broecker, W. S. (eds.). The carbon cycle and atmospheric CO2: Natural variations Archean to present // American Geophysical Union Monograph., 1985. V. 32: 585—594.
21. Sepkoski J. J. Jr. Patterns of Phanerozoic extinction: A perspective from global data bases. In: Walliser O. H. (ed.): Global events and event stratigraphy in the Phanerozoic: result of International Interdisciplinary cooperation in the IGCP project 216 «Global biological events in Earth history». Berlin: Springer-Verlag, 1995. P. 35—52. 22. Stanley
S. M., Hardie L. A. Secular oscillations in the carbonate mineralogy of reef-building and sediment-producing organisms driven by tecton-ically forced shifts in seawater chemistry // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeo-ecology, 1998. V. 144. P. 3—19. 23. Webb G. E. Was Phanerozoic reef history controlled by the distribution of non-enzymatically secreted reef carbonates (microbial carbonate and biologically induced cement) // Sedimen-tology, 1996. V. 43. P. 947—971. 24. Zhuravlev A. V., Tolmacheva T. Ju. Ecological recovery of conodont communities after the Cambrian/Ordovician and Devonian/Carboniferous eustatic events // CFS, 1995. V. 182. P. 313— 323.
3arna^a xвoйнoй aллeи
ния практических занятий со студен-тами-геологами. В качестве критического замечания посоветовали не отклоняться от регионального принципа комплектования, чтобы не потерять «лицо» музея.
В честь юбилея музея и в честь грядущего юбилея института у здания Института геологии была заложена хвойная аллея.
