CC BY
136
ВЕСТНИК ПЕРМСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
2012 Геология Вып. 4 (17)
ПАЛЕОНТОЛОГИЯ И СТРАТИГРАФИЯ
УДК 551.734.5:551.735.1 (470.1)
Седиментологический маркер Хангенбергского глобального геологического события (рубеж девона - карбона) в разрезах западного склона Приполярного и Южного Урала
К. М. Седаева3, Н. Н. Рябинкинаъ
аМосковский государственный университет им. М. В. Ломоносова, 119899, Москва, Воробьевы горы, геологический факультет Е-таП: sedaeva-mgu@mail.ru ьИнститут геологии Коми НЦ УрО РАН, 167982, Сыктывкар, ул. Первомайская, 54. Е-mail:ryabinkina@geo.komisc.ru
(Статья поступила в редакцию 3 ноября 2012 г.)
В пограничных карбонатных разрезах девона и карбона западного склона Урала зафиксирован глинистый горизонт, характеризующийся различным строением, составом и генезисом глинистой составляющей и близкими значениями величин 513С и 518О. Время его формирования хронологически совпадает со временем проявления Хангенбергского глобального геологического события (ХГГС). Интервал пограничного глинистого горизонта рассматривается как седиментологический маркер ХГГС. Его формирование происходило на плюмово-рифтогенном геоди-намическом этапе на фоне главной фаменской фазы рифтогенеза, плюмного мантийного магматизма и тектоно-вулканической активизации, обусловивших проявление тектонического (Приполярный Урал) и палеогеографического (Южный Урал) события и образование глинистого горизонта.
Ключевые слова: Хангенбергское глобальное геологическое событие, биотический кризис, событийно-литостратиграфический уровень, глинистый горизонт, поздний девон, ранний карбон.
Введение
Ранее многими исследователями XIX-XX столетия отмечалось присутствие глинистого горизонта незначительной (менее 1,0м) мощности на границе двух систем среди генетически чуждых карбонатных пород во многих морских разрезах по периферии Восточно-Европейской (ВЕП), Северо-Американской и Китайской платформ. Глинистый горизонт был встречен во многих разрезах скважин по периферии ВЕП: Пермского Прикамья, Поволжья,
Оренбуржья, Северного Прикаспия, Прибалтики, а также по берегам рек М. Вол-новаха (Центральный Донбасс), Пож (Ви-шерский Урал), Кожим (Приполярный Урал), Сиказа, Зюган, Уйсули и Ряузяк (Южный Урал) [21, 38, 32, 24]. Он был выявлен и в карбонатных разрезах пограничных отложений девона-карбона Западной Европы (Германии, Франции, Бельгии, Австрии, Польши), США, Канады и Китая [30, 31, 23, 40, 41]. При этом было установлено следующее: 1) кратковре-
© Седаева К. М. , Рябинкина Н. Н. ,2012
менно на больших площадях карбонатона-копление во многих морских бассейнах Северного полушария сменилось на глинистую седиментацию; 2) формирование глинистого горизонта сопряжено во времени с массовым вымиранием организмов на рубеже позднего девона - раннего карбона ^3 - С1). На уровне появления этого события зафиксированы: 1) резкое снижение численного состава некоторых групп фауны и флоры; 2) существенная смена палеонтологических комплексов как в региональном, так и субглобальном масштабе (рис.1). К рубежу девона-карбона приурочен один из глубочайших кризисов в истории развития аммоноидей, когда перестали существовать все клименииды и представители большинства других родов этих головоногих моллюсков. Существенные изменения произошли среди наутилоидей (вымирает отряд
Discosorida), трилобитов (закончил развитие отряд Phacorida), конодонтов_(вымер-ли доминировавшие в девоне роды Palmatolepis и 1сг^ш) и рыб (исчезают плакодермы) [18, 26, 2, 3]. Уровень появления в разрезах глинистого горизонта отражает кратковременный интервал в геологической истории, неблагоприятный для существования многих представителей морской биоты.
К более детальному изучению глинистого горизонта подошел О. Валлизер при палеонтологических и геохимических исследованиях разрезов пограничных отложений девона и карбона Рейнских Сланцевых гор (Германия) - Хассельбахталь, Оберредингхаузене, Априке, Штокум, Оэзе. Им было выяснено, что глинистый горизонт представлен темно-серыми и черными аргиллитами, для которых характерно: 1) наличие синседиментацион-ных (скрытых) перерывов в осадконакоп-лении; 2) присутствие в том или ином количестве незначительной примеси слюдистого или (и) известкового или (и) кремнистого материала; 3) повышенное содержание органического вещества Сорг (до 515%); 4) сульфидная минерализация. К глинистому горизонту приурочена геохи-
мическая аномалия с повышенным содержанием (в 20-100 раз выше кларка) рудогенных, редких, редкоземельных и благородных элементов (иридия, никеля, кобальта, хрома, мышьяка, сурьмы, ртути, урана и других элементов), и с ним нередко связано проявление изотопно-геохимической аномалии. На уровне его появления в разрезах фиксируется аномальное состояние геомагнитного поля Земли. Из этого был сделан вывод о том, что формирование аргиллитов происходило в относительно глубоководных аноксидных обстановках морского бассейна, а в глинистом горизонте запечатлены моменты перестройки биосферы в связи с проявлением масштабных деструктивных геотектонических процессов, названных О. Вал-лизером как Хангенбергское глобальное геологическое событие [40, 41].
Хангенбергское глобальное геологическое событие (ХГГС) на рубеже девона-карбона является одним из крупных геологических событий позднего палеозоя. Оно происходило в раннюю фазу гер-цинского орогенеза, во время которого наблюдалась значительная тектономагмати-ческая активизация на фоне заключительного этапа рифтогенеза, начавшегося в позднем девоне (франский век) и отчасти продолжавшегося в раннем карбоне. В ходе главной фаменской фазы рифтогене-за образовалась разветвленная и протяженная система рифтов и грабенов по периферии Восточно-Европейской (Южная Англия, Днепрово-Донецкий, Кировско-Ка-жимский и др. проторифты), Сибирской (Васюганская депрессия, Кузнецкая
котловина), Северо-Американской
(Свердлупский и Аппалачский бассейны, бассейн Делавэр и др.) и Китайской платформ и в пределах почти всей площади Западно-Арктической континентальной окраины (Норвежского шельфа, Северного моря, Шпицбергена, бассейнов Барен-цевого и Печорского морей), Омолонского
Рис. 1. Схема этапности развития ведущих групп организмов в позднефаменское и раннетур-нейское время по данным Е.А. Ретлингер [18] с некоторыми изменениями авторов
и Казахстано-Тяньшаньского срединных массивов [5 и др.]. Это вызвало: 1) активизацию разномасштабных эндогенных процессов с участием плюмово-мантийно-го магматизма; 2) излияние базальтоидов и их производных и 3) дестабилизацию геомагнитного поля Земли, что в свою очередь обусловило активное и концентрированное рудообразование нередко с формированием глобального металлоге-нического стратоуровня (Абдрахманов, 2010; Дергачев, 2010 и др.). Происходило формирование разнотипных по генезису и составу рудных формаций и месторождений (нередко крупных) с контрастными ассоциациями полезных компонентов (алмазоносные, редкоземельные и редкоме-талльные, золотосеребряные, платиноид-ные, колчеданно-полиметалли-ческие и
др.), связанных с возможностью генерации широкого спектра расплавов из исходного мантийного субстрата. Образование контрастных рудных формаций и месторождений происходило на переходном этапе между двумя геодинамическими циклами (океаническим и последующим континентальным) на фоне проявления мантийного плюмного типа магматизма. Их формирование не сопровождалось океанической и гранитногенно-континен-тальной металлогенией, свидетельствуя, что «... геодинамика палеоокеанов, континентов и промежуточных континентально-океанических структур приобретает однотипный характер, плитная тектоника затухает и происходит активизация сверхглубинных структур и субверти-кальной разломной тектоники, что обу-
славливают локальный очаговый плюм-ный мантийный магматизм разной основности - щелочности» (Абдрахманов, 2010, с. 117). Столь масштабные деструктивные геотектонические процессы были обусловлены периодическими флуктуациями внутренней температуры мантии и изменениями ее свойств, происходившими на фоне постепенного остывания планеты и изменения ее положения на гелиоцентрической орбите (Хаин, Ясама-нов, 1993; Добрецов, 2003 и др.). На фоне проявления главной фазы рифтогенеза и плюмного мантийного магматизма шло дальнейшее формирование системы поднятий и впадин по периферии древних платформ; происходили воздымание и опускание значительных блоков земной коры, а также углубление малых океанических бассейнов, существовавших с позднего девона - Ангаючан, Оймяконский, Севентимайл, Гудньюс, Слайд Маунтин и др. Тектономагматические процессы обусловили: 1) поступление значительного количества SiO2, серы, СО2, Н^ и других газов, и сопутствующих малых и редких элементов вместе с пеплом в атмосферу и гидросферу; 2) резкие эвста-тические флуктуации уровня моря (частые трансгрессии, прерывавшиеся кратковременными регрессиями); 3) палеоклимати-ческие изменения; 4) изменение режима седиментации и 5) появление аноксидных условий в морских бассейнах [19, 3, 40, 41]. Это повлекло за собой изменение па-леоландшафтных обстановок и палеоэкологических условий и вызвало, с одной стороны, биотический кризис, а с другой -усиление биохимической деятельности микробиальных сообществ - микро-бионтов, а также адаптацию и расцвет одной из групп эукариот на фоне повышенного содержания в атмосфере и гидросфере продуктов вулканической и тектоно-магматической деятельности [27]. Со временем проявления абиотического (ХГГС) и биотического событий и было сопряжено формирование глинистого горизонта. Из вышесказанного следует, что интервал глинистого горизонта является «...есте-
ственным рубежом и относительно отвечает кратковременному интервалу геологической истории, соответствующему переходному моменту перестройки сообществ в эволюции ведущих групп» [26, с.48]. По мнению многих исследователей, формирование глинистого горизонта было следствием проявления Хангенбергского глобального геологического события (ХГГС) на рубеже девона - карбона. Поэтому его можно рассматривать как се-диментологический маркер ХГГС (в котором запечатлены перестройки палеоэкосистемы и биосферы), а также как индикатор плюмово-рифтогенного геодина-мического этапа (для которого характерно проявление масштабных деструктивных геотектонических процессов, обусловивших биотический кризис). По своей сути глинистый горизонт является естественным рубежом и отвечает одному из событийно-литостратиграфических уровней позднего палеозоя [20].
Характер изменений, происходивших в геосфере и биосфере на рубеже девона и карбона, остаётся пока до конца не расшифрованным, несмотря на то, что этот уровень достаточно хорошо биостратиграфически и палеонтологически изучен. Тем не менее литология, геохимия органического вещества и условия образования глинистого горизонта в научной литературе до сих пор слабо освещены и практически нет данных изотопии углерода (513С) и кислорода (518О) пород, вмещающих и входящих в его состав, несмотря на его столь широкое распространение в морских карбонатных разрезах Северного полушария.
Седиментологический маркер ХГГС в некоторых разрезах западного склона Урала
В пограничных разрезах девона-карбона западного склона Урала среди карбонатных пород также зафиксирован маломощный глинистый горизонт. Наиболее интересным и биостратиграфически хорошо изученным является интервал верхне-
го девона - нижнего карбона типовых карбонатных разрезов на Приполярном и Южном Урале (рис. 2).
Рис. 2. Схема расположения разрезов: ВЕП -Восточно-Европейская платформа; НГБ -нефтегазоносный бассейн
На Приполярном Урале в бассейне р. Кожим выходит на дневную поверхность мощная толща (более 7000 м) палеозойских отложений ^-Р), в которых на границе девона и карбона встречен маломощный (0.25-0.5м) глинистый горизонт. Для данного региона, а также для Тимано-Пе-чорского нефтегазоносного бассейна этот разрез является опорным. Пограничные отложения девона-карбона обнажаются в среднем течении реки, ниже устья ручья Верх. Нортничаёль. Граница девона и карбона (рис. 3), проводится по кровле глинистого горизонта, к интервалу которого приурочена смена фаунистиче-ских групп. В этом горизонте встречаются редкие радиолярии и спикулы губок, фо-раминиферы, аммоноидеи, конодонты и глубоководные остракоды [35, 4, 39], а также наблюдается
Рис. 3. Контакт девонских и каменноугольных отложений: а) фрагмент обнажения; б) оползневые текстуры и деформации в черных аргиллитах; в) микротекстуры оползания в пограничных аргиллитах
рассеянная сульфидная минерализация в виде скоплений микроагрегатов пирита с несколько повышенной концентрацией благородных и редкоземельных элементов [9]. В кровле горизонта изредка встречаются переотложенные конодонты, в основном окатанные Palmatolepis sp. и остатки беззамковых брахиопод - лингул фаменского облика [14], наиболее часто наблюдаемые в отложениях, образовавшихся в заливных и заливно-лагунных об-
становках мелководно-морского бассейна. Это позволило предположить, что осадкообразование происходило в открытошельфовой, относительно глубоководной части морского бассейна, куда временами поступал глинистый материал с суши.
При детальном литолого-геохими-че-ском изучении пограничного горизонта авторами было установлено, что темноо-крашенные глинистые породы залегают среди светлоокрашенных слабокремни-
стых известняков, с тончайшими прослоями темновато-серых силицитов халцедонового состава (рис. 3, а) и представлены черными аргиллитами тонко- и микросло-истыми за счет наличия на разных уровнях их разреза тончайших кремнистых, или фтанитовых (углеродисто-кремнистых), или гидрокарбопелитовых, или светлых «бентонитоподобных» про-пластков, а также прослоечков микрозер-нистых известняков с мельчайшими конкрециями кремней кварц-халцедонового состава, трассирующих поверхности скрытых перерывов [6].
Минеральный состав глинистой фракции аргиллитов преимущественно иллито-вый с небольшим содержанием аутиген-ных хлорита и каолинита и незначительным присутствием смешанослойных образований с разбухающими слоями (смек-тит-иллит, смектит-хлорит, смектит-као-линит). Судя по составу смешанослойных минеральных фаз, их формирование могло происходить за счет преобразования исходного пирокластического материала в монтмориллонит в виде тончайших слоеч-ков светлоокрашенных бентонитов, позднекатагенетически измененных. Помимо аутигенной природы глинистой составляющей аргиллитов была установлена аллохтонная природа пелитового материала, привнесенного с суши. На это косвенно указывает наличие оползневых текстур (на макро- и микроуровнях) - деформаций или раздувов слоев - на отдельных интервалах разреза черных аргиллитов (рис.
3, б, в) в результате «подводно-солифлюк-ционного» сползания ранее накопившегося сильно разжиженного осадка (Фролов, 1984), поступавшего в бассейн седиментации эпизодически.
Отдельные интервалы разреза пограничных аргиллитов обогащены Сорг. (до 7-17%),образующими тончайшие про-пластки гидрокарбопелитов, редких и редкоземельных элементов, источником которых, вероятнее всего, являлся пирокла-стический материал. В черных углеродистых аргиллитах с тончайшими бентонитоподобными слоечками содержание
стронция составляет всего 55г/т, что значительно ниже кларка (300-450 г/т), в то время как в нижележащих аргиллитах его содержание колеблется от 430 до 670 г/т . Резко пониженное содержание стронция и несколько повышенное содержание бария (360 г/т) косвенно свидетельствуют о при-вносе пирокластического материала [29].
число атомов углерода в молекуле
Рис. 4. Гистограмма распределения нормальных и изопреноидных алканов в битумоиде, извлеченном из аргиллитов зоны контакта
По данным газожидкостной хроматографии (ГЖХ) битумоидов из гидрокарбо-пелитов с содержанием Сорг до 14-17% в зоне контакта отмечается преобладание низкомолекулярных алканов нормального строения (н-алканов) с максимумом распределения при н-С1б и практически полное отсутствие н-алканов в высокомолекулярной области (рис. 4). Это подтверждают глубоководные обстановки осадкообразования, а низкое значение отношения пристан/фитан (0.85) позволяет говорить об анаэробных (восстановительных) условиях формирования черных аргиллитов [33].
На уровне появления глинистого горизонта, сложенного черными аргиллитами, среди светлоокрашенных известняков в разрезе пограничных отложений девона-карбона р. Кожим фиксируется неустойчивое (аномальное) состояние геомагнитного поля у [12].
Рис. 5. Контакт глин и глинистых известняков гумеровского (б, в, г) и известняков ма-левского (т1) горизонтов. Типы пород: 1- из-вестняки;2 — известняки глинистые; 3 - известняки микритово-микробиальные; 4 - известняки битуминозные; 5 - глины;6 - глины известковистые; 7 - доломиты
Результаты изотопного анализа по 5С13 и 5О18 карбонатсодержащих глинистых пород пограничного горизонта показали положительные значения величин изотопов углерода (513С от +2.7 до + 2.95%о), сопровождаемые относительно пониженными для нормально-морских карбонатов вариациями изотопов кислорода (518О от 24.3 до 24.0%) [39]. Последнее связано с постседиментационными изменениями аргиллитов в результате литогенетических (катагенетических) преобразований тонкой вулканокластики, глинистого материала терригенной природы и органического вещества. Положительные значения величин изотопов углерода (5С13), вероятнее всего, свидетельствуют о наличии в них аллохтонного карбоната кальция (биогенной природы), привнесенного в морской бассейн из мелководных в относительно глубоководные его участки, что не противоречит палеонтологическим и литологическим данным. В отличие от разрезов Западной Европы, США и Канады, изо-
топно-геохимической аномалии на этом уровне не отмечается.
Исходя из палеонтологических, литологических, геохимических, палеомагнит-ных и других данных, можно сказать, что на рубеже девона-карбона произошло дальнейшее погружение дна морского бассейна с образованием относительно глубоководных, аноксидно-застойных впадин (западин) при неустойчивом (аномальном) состоянии геомагнитного поля Земли, на фоне проявления геологического события, связанного с новообразованием океанического бассейна «Ангаючан» [13]. Из этого следует, что данный глинистый горизонт является седиментологиче-ским маркером абиотического, а именно палеотектонического события, происходившего на рубеже девона-карбона, и хронологически совпадает со временем проявления Хангенбергского глобального геологического события (ХГГС). Его формирование происходило на фоне геотектонических и геодинамических процессов, проявившихся в это же время в Северном полушарии.
На западном склоне Южного Урала биостратиграфически наиболее хорошо изучен разрез по р. Сиказа, который является парастратотипом для данной территории, он находится в центральной части Республики Башкортостан в среднем течении реки, выше с. Макарово (Ишим-баевский район). В геотектоническом отношении разрез р. Сиказа находится на западном обрамлении Башкирского анти-клинория, его слагают в основном мелководно-шельфовые отложения континентальной окраины [25, 36, 10]. В этом разрезе (рис. 5) пограничный глинистый прослой (мощностью 0.4-0.5 м) приурочен к гумеровскому горизонту нижнетурнейско-го подъяруса нижнего карбона - Citi (gum). Он залегает на карбонатных породах лытвинского горизонта верхнефамен-ского подъяруса верхнего девона -D3fm3(lytv) - и перекрывается известняками малевского горизонта - C1t1(ml) [24].
Основная часть разреза лытвинского горизонта представлена неравномерным
переслаиванием микритово-микробиаль-ных среднеплитчатых и полидетритовых мелкоплитчатых разностей известняков. В первом случае известняки сильно доломитовые на отдельных интервалах переходят в доломиты сильно известковые, а во втором - слабо битуминозные, биогенные с преобладанием остатков фораминифер, мшанок и брахиопод над остатками члеников криноидей и красных водорослей. Вблизи кровли наблюдается чередование (толщиною 0.2 м) мелкоплитчатых микри-тово-микробиальных известняков с редкими биогенными остатками и их тонкоплитчатых разностей с обильными остатками фораминифер, двустворок и брахио-под с постепенным исчезновением из разреза первых. Выше залегают тонкоплитчатые известняки, литологически разнооб-
разные по составу. В основании наблюдаются слабо битуминозные фораминиферо-криноидные их разности с единичными микробиальными желвачками и редкими остатками двустворок и красных водорослей по наслоению, которые быстро сменяются тонким переслаиванием (толщиною до 0.1м) перекристаллизованных микрито-во-микрибиальных известняков с редкими или обильными остатками мелких фора-минифер, кальцисфер (измененных радиолярий) и крайне редких остракод, красных водорослей. Далее над ними залегают известняки (мощностью 0.3 м) тонкослоистые (течениевые) с незначительной примесью глинистого материала (менее 10%) и остатками мелких члеников криноидей и створок раковин остракод по наслоению.
ПерИО£ Отдел Ярус Подярус Горизонт Мощн.,м Литология 6,3С,%о(РБВ) 5130%о (8МО\У)
12 3 4 24 26 28 30
I I
■ ■
■ II 'II \ \
X Iм 1" \
■ II 'II
Iм 1" \ )
-0 \ /
X 1 1 1 1 \ /
\ /
>е: 1 ГЪ 1 1 1 1 1
<и X . 1
>. I X \ 1 1 1 1 1
о * а. £ \ 1 \
I > 2 \ 1 1 1 1
X I 1- X о 1 \
ф 0 1 1 1 1 / \
с; \
го 11 Г
1 1 1 1 я.
2 1
° 1 ? 8 Г_> ■ 1
( У
О. ■ - ■ - 1
П 8
1 1 /
Г_> 1 V \
О 1 го 1 \
X 4.Ь II
X ф о. СО II II
со о. 0 5 1
О) со го со с /
С[ -а 2.0 ГУ 1 О)
II — 1- \
- “I I Ф I I * — — I! 4 И
1 1 1 1 1 1 4 “ — 5 .....Л...
Рис. 6. Разрез зоны контакта девона-карбона в обнажении по р. Сиказа и кривые распределения величин изотопного состава ё13С и ё18О.Условные обозначения: типы пород: 1- известняки; 2- известняки глинистые; 3- известняки микритово-микробиальные; 4- известняки битуминозные; 5- глины; 6- доломиты
В самой кровле лытвинского горизонта (рис. 5, слой а) отмечаются мелкоплитчатые микритово-микробиальные известняки (мощностью около 0.2 м), с обильными и разнообразными остатками кораллов, криноидей, брахиопод, двуство-рок, реже кальцисфер и остракод. [28].
Строение и быстроменяющийся по разрезу литологический состав известняков вблизи кровли, а также наличие незначительной глинистой примеси и остатков кораллов косвенно свидетельствуют о начале морской трансгрессии с несколькими ее фазами в конце позднего девона, максимальное проявление трансгрессии отмечено позже, в гумеровское время раннего турне. Контакт между отложениями лытвинского и гумеровского горизонтов четкий, ясный.
В подошве гумеровского горизонта отмечается тончайший пропласток (до 0.02 м) глинистых известняков с остатками раковин мелких брахиопод и обильными обломками члеников крупных криноидей, который сменяется вверх по разрезу глинами мощностью 0.4-0.5 м (рис. 5, сл. б-в), размокающими в воде. Глины коричневато- или темно-серые, неравномерно битуминозные, листовато- и тонкогоризонтальнослоистые, то слабо, то сильно известковистые, с редкими створками очень мелких тонкостенных раковин остракод и единичными остатками брахи-опод, криноидей, вместе с тонкоизмель-ченными растительными остатками (ат-тритом) и обугленными фитокластами (плохой сохранности) по наслоению. Вверх по разрезу глины постепенно переходят в микритово-микробиальные известняки битуминозно-глинистые мелкокомковатого строения с примазками и микролинзочками глин вместе с углефициро-ванными фитокластами. Венчают разрез гумеровского горизонта известняки глинистые, органогенно-обломочные
(биокластовые), переслаивающиеся с об-ломочно-детритовыми (биокластово-дет-ритовыми) и детритовыми (преимущественно водорослево-остракодово-крино-идными) слабо битуминозными их разно-
стями, достигающими мощности 0.5 м (рис. 5, сл. г). В глинах гумеровского горизонта обнаружен смешанный комплекс родов конодонтов. В их комплексе совместно с доживающими представителями рода Palmatolepis и транзитными видами родов Polignatus, Pseudopolignatus, Branmehla, Bispathodus отмечается эволюционный переход от Siphonodella praesulcata, характерного для позднего девона (рис.5, слои б-в) к S. sulcata, относимого к карбону [24]. Сонахождение разных представителей родов конодонтов и преимущественно глинистый состав отложений косвенно указывают на проявление трансгрессии, ее максимальной фазы, по сравнению с трансгрессиями, происходившими в конце лытвинского века позднего девона [29].
Малевский горизонт нижнетурней-ского подъяруса нижнего карбона -Citi(ml) - представлен выше по разрезу карбонатными отложениями с неравномерным чередованием полидетрито-
во-шламовых и микритово-микробиаль-ных известняков в той или иной степени доломитистых, с редкими остатками кри-ноидей и желвачков микробионтов или с обильными остатками фораминифер, реже кораллов, мшанок, остракод, брахиопод и кальцисфер (измененных радиолярий). Общая мощность известняков малевского горизонта составляет около 2.8 м.
Из приведенного выше описания пограничных отложений девона-карбона разреза р. Сиказа следует, что глинистые отложения наблюдаются только в нижней части гумеровского горизонта. Они представлены двумя литологическими типами (литотипами), неравномерно и тонко чередующимися (через 3-5мм, реже 7-10мм) между собой. Первый литотип - это глины сильно известковые (до 40-45% Са-СО3), неясно слоистые с обилием мельчайших комочков микробионтов известкового состава, а второй литотип -это глины известковистые (до 15-20% СаСО3), микрослоистые с мелким детритом раковин остракод, единично кальци-сфер (измененных радиолярий) и редкими
обугленными растительными остатками (фитокластами) плохой сохранности. В глинах известковая составляющая представлена продуктами биохимической деятельности микробиальных сообществ -микробионтов - в виде многочисленных мельчайших комочков [28] или только мелкими остатками раковинного детрита тонкостенных остракод вместе с крайне редкими кальцисферами (измененными радиоляриями).
Изотопный состав углерода для глинистых пород (рис.6) в целом характеризуется относительно высокими значениями 513С (от +2.7 до + 2.95%), а кислорода -относительно низкими величинами 518О (от 27.45 до 27.7.0%). Несмотря на разное количественное содержание известкового материала в глинистых породах и его различный (по способу образования) состав, изотопно-геохимические параметры незначительно отличаются друг от друга. Это косвенно свидетельствует о близких условиях образования двух выделенных литотипов глинистых пород.
Карбонатные породы пограничных отложений девона и карбона, а именно Dзfmз(lytv) и СЛ(та1), характеризуются в целом положительными значениями 513С (от +1.2 до +3.1%), что свидетельствует об образовании карбонатного вещества в неглубоких водоемах с интенсивным развитием микробиальной (микробной) жизни и интенсивным обменом водной массы с углекислотой атмосферы. В то же время величины изотопного состава кислорода характеризуется более низкими значениями 518О (от 26.3 до 28.2%) по сравнению с карбонатами нормального осадочного морского происхождения (28-30%). Это может быть следствием влияния двух факторов: незначительного опреснения и более высоких температур вод палеоводоема по сравнению с условиями седиментации в нормальных морских бассейнах. О незначительном опреснении водоема при некотором его обмелении косвенно свидетельствует наличие крайне небольшого количества глинистого материала и мелких обугленных растительных остатков,
привнесенных в бассейн седиментации флювиальным путем с суши и разнесенных течениями по акватории морского бассейна. Это подтверждается и незначительной перекристаллизацией биогенных остатков и самих известняков в результате воздействия атмогенных (или метеорных) вод с образованием полостей выщелачивания в них, выполненных спаритом - яснокристаллическим светлым кальцитом. О крайней мелководности бассейна седиментации и, возможно, о его кратковременном обмелении и осушении косвенно говорит развитие интенсивной биокоррозии и микритизации в результате воздействия микробионтов (микробных сообществ) с возникновением темной корочки криптозернистого кальцита, пропитанного тонкодисперсным органическим веществом вокруг биогенных остатков (особенно вокруг раковин мелких фора-минифер и радиолярий с образованием кальцисфер). Следует заметить, что значения 518О более 28%, характерные для карбонатов нормального осадочного морского происхождения, отмечаются лишь у по-лидетритовых известняков с разнообразной бентосной макро- и микрофауной. Изотопно-геохимические характеристики глинистых и карбонатных пород позволяют предположить, что их образование происходило в близких палеогеографических обстановках и аналогичных условиях. В данном разрезе изотопно-геохимическая аномалия не прослеживается, что, вероятнее всего, связано с палеотектониче-скими и палеогеографическими особенностями данного региона.
На рубеже девона-карбона в Восточной (центральные районы России, Поволжье, Приуралье) и Западной Европе, США, Канаде и Китае отмечается несколько фаз обширной морской трансгрессии. На Южном Урале, в западном обрамлении Башкирского мегаантиклино-рия, представлявшего собой мелководный шельф пассивной окраины Европейского континента [10, 36], в ее начальную фазу в бассейн седиментации поступал в малом количестве глинистый материал и разно-
сился морскими течениями по его акватории. Об этом косвенно свидетельствует присутствие в основании гумеровского горизонта тончайшего пропластка слабоглинистых известняков (мощностью до
0.02м), образовавшихся под влиянием морских течений, с остатками раковин мелких брахиопод и с обильными обломками члеников крупных и мелких кринои-дей, живущих, как правило, в зоне их действия. При максимальной фазе трансгрессии увеличилось поступление тонкого силикатного материала терригенной природы в бассейн седиментации, и ареалы распространения конодонтов расширились. Временами глинистая седиментация преобладала над карбонатонакоплением, в результате чего происходило формирование глинистого горизонта незначительной (около 0.5м) мощности в виде тонкоми-крослоистых известковых и известкови-стых глин с комплексом доживающих, транзитных и эволюционирующих родов конодонтов. С конца гумеровского времени карбонатонакопление стало преобладать над глинистой седиментацией, вследствие этого в разрезе появились биокла-стовые и биокластово-детритовые слабоглинистые известняки с остатками крино-идей, реже остракод и водорослей. Из вышесказанного следует, что появление глинистого горизонта среди карбонатных отложений обусловлено наступившей обширной раннетурнейской морской трансгрессией, с которой в бассейн седиментации поступал в значительном количестве глинистый материал. Он знаменует собой проявление ее максимальной фазы, имевшей место в начале гумеровского века раннего карбона.
В стратиграфическом отношении уровень глинистых отложений гумеровского горизонта разреза р. Сиказа соответствует интервалу хангенбергских сланцев Рейнских Сланцевых гор и их стратиграфических эквивалентов Западной Европы, США, Канады и Китая. Глинистый горизонт разреза р.Сиказа можно рассматривать как седиментологический маркер максимальной фазы обширной морской
раннетурнейской трансгрессии, являющейся следствием проявления Ханген-бергского глобального геологического события, слабо выраженного в данном регионе, почти не повлиявшего на изменение палеоландшафтных условий.
Заключение
В пограничных карбонатных разрезах девона и карбона западного склона Приполярного и Южного Урала зафиксирован глинистый горизонт, который прослеживается как в открыто-шельфовых относительно глубоководных (р. Кожим), так и мелководно-шельфовых (р. Сиказа) отложениях. Глинистый горизонт, возникший среди карбонатных отложений в пограничных разрезах двух смежных систем, является как бы обособленным образованием от ниже- и вышележащих отложений и в то же время единым стратиграфическим подразделением, маркирующим собой событийный уровень. В одном случае он знаменует собой проявление геологического - палеотектонического события (Приполярный Урал), происходившего на северо-восточной окраине ВосточноЕвропейской платформы на рубеже девона-карбона и связанного с новообразованием океанического бассейна
«Ангаючан», а в другом - палеогеографического события (Южный Урал), произошедшего в начале раннего карбона в связи с проявлением максимальной фазы обширной раннетурнейской морской трансгрессии. Эти два разномасштабных события были обусловлены проявлением геотектонических и геодинамических процессов, происходивших в это время в других регионах Северного полушария на ранней стадии герцинского орогенеза. Можно сказать, что на рубеже девона-карбона в определенной мере проявились события регионального и субглобального масштаба, что привело к кратковременной смене карбонатонакопления на глинистую седиментацию в морском бассейне. При этом в одном случае происходило доминирование тектонического фактора над
эвстатическим явлением (Приполярный Урал), а в другом, наоборот, эвстатическо-го явления над тектоническим (Южный Урал) фактором.
Таким образом, интервал пограничного глинистого горизонта можно рассматривать как один из событийно-литостратиграфических уровней позднего палеозоя, время формирования которого хронологически совпадает со временем проявления Хангенбергского глобального геологического события. С геодинамической точки зрения его формирование происходило на плюмово-рифтогенном геодинамическом этапе на фоне проявления главной фамен-ской фазы рифтогенеза, плюмного мантийного магматизма и тектоно-вулканиче-ской активизации, в свою очередь обусловивших биотический кризис. По своей сути глинистый горизонт - седиментоло-гический маркер биотического и абиоти-
Библиографический список
1. Алексеев А.С. Массовое вымирание в фа-нерозое: автореф. дис. ... док. геол.-мин. наук. М.: Изд-во МГУ, 1998. 76 с.
2. Барское И.Б., Кононова Л.И., Алексеев
А.С. О биостратиграфическом распределении и выборе разреза границы верхнего девона - нижнего карбона // Бюлл. МОИП. Сер. геол. 1985. Т. 60, вып. 5. С. 45-57 .
3. Биотические события на основных рубежах фанерозоя. М.: Изд-во МГУ, 1989. 176с.
4. Богословский Б.И., Кузина Л.Ф. Позднедевонские аммоноидеи бассейна р. Кожим на Приполярном Урале // Палеонтологический журнал. 1980. № 2. С. 69-73.
5. Веймарн Б.И., Милановский Е.Е. Фамен-ский рифтогенез на примере Казахстана и некоторых регионов Евразии. Ст.1 и 2 //Бюл. МОИП. Отд. геол. 1990.Т.65. Вып.4. С.34-47; Вып.6. С.9-23.
6. Вишневская В.С., Седаева К.М. Кремнистые образования в карбонатных и терри-генно-карбонатных породах мезозоя Большого Кавказа // Литология и полезные ископаемые. 1988. №5. С. 28-41.
7. Вишневская В.С., Седаева К.М. Ревизия некоторых таксонов фораминифер отряда Parathuramminoidea и вопросы эволюции
ческого событий на рубеже позднего де-вона-раннего карбона, хотя их природа и масштаб проявления различны в разных регионах Северного полушария. Взаимодействия различных процессов, протекавших в космо-, гео- и биосфере, привели к глобальным геологическим событиям тек-тономагматического характера (ХГГС на рубеже D3-Cl) и биотическому кризису, которые и обусловили формирование глинистого горизонта на критическом рубеже позднего палеозоя. С геологическим, экологическим и биотическим событиями связано появление в карбонатных разрезах глинистого горизонта, отражающего кратковременный интервал в геологической истории, неблагоприятный для существования многих представителей морской биоты.
фораминифер и радиолярий // Палеонтолог. журн. 2002. № 6. С. 15-24.
8. Гагиев М.Х., Кононова Л.И., Шульгина
B.С., Колесов Е.В. Граница девона и карбона в разрезе Каменка (Северо-Восток СССР)// Бюл. МОИП. Сер. геол. 1991. №6.
C.59-70.
9. Геохимия опорных разрезов нижнего карбона и перми на р. Кожим / Я. Э. Юдович, Т. В. Майдль, Г. И. Андреев и др. // Литология и геохимия палеозойских формаций севера Урала и Пай-Хоя. Сыктывкар, 1979. С. 3-36. (Тр. Ин-та геологии Коми фил. АН СССР. Вып. 28).
10. Горожанина Е.Н., Пазухин В.Н., Горожанин В.М. Палеофациальная модель осадко-накопления нижнекаменноугольных отложений на Южном Урале // Типовые разрезы карбона и потенциальные глобальные стратотипы: матер. междунар. полевого совещ. Южноурал. сессия, Уфа-Сибай, 1318 августа 2009г. Уфа: ООО Дизайн Полиграф Сервис, 2009. С. 12-21.
11. Граница девона и карбона на территории СССР. Минск: Наука и техника, 1988.
12. Дункалов Н.Ф. Магнитостратиграфия верхнедевонских и нижнекаменноугольных отложений бассейна р. Кожим (Приполярный Урал) // Магнитные свойства пород и минералов / СВКНИИ ДВО АН СССР. Магадан, 1991. С. 73-75.
13. Диденко А.Н., Лубнина Н.В. Девонско-ка-
менноугольный этап развития Полярного Урала: новые палеомагнитные и геологические данные // Вестн. Моск. ун-та. Сер.
4. Геология. 2002. №4. С. 12-20.
14. Журавлев А. В. Фациально-стратигра-фи-ческие аналоги сланцев и известняков Хангенберг на Приполярном Урале // Изв. вузов. Геол. и разв. 1990. №8. С. 121-123.
15. Журавлев А.В. Позднедевонское (ханген-бергское) событие // Использование событийных стратиграфических уровней для межрегиональной корреляции фанерозоя России: метод. пособие. СПб: Изд-во ВСЕГЕИ, 2000. С. 41-53.
16. Колесов Е.В. Хангенбергское глобальное геологическое событие и инверсии геомагнитного поля на рубеже девона и карбона // Верхний палеозой России: стратиграфия и палеогеография: матер. Всерос. науч. конф. Казань: Изд-во КГУ, 2007. С.144-147.
17. Кузнецов Ю.И., Мокшакова В.Е., Зверева К.А. Стратиграфические типовые разрезы девонских и каменноугольных отложений Пермского Прикамья. Пермь: Изд-во «Звезда», 1969.205с.
18. Липина О.А., Ретлингер Е.А. Граница девона и карбона в морских отложениях // Границы геологических систем (к 70-летию акад. В.В. Меннера). М.: Наука, 1976. С.94-110.
19. Максимова С.В. Биогенные силициты -показатель активизации глубинных разломов // Бюл. МОИП. Отд. геологии. 1978.Т. 53 (6). С. 152-161.
20. Методы анализа глобальных катастрофических событий при детальных стратиграфических исследованиях: метод. рекомендации. М.: Изд-во МГУ, 1998. 190с.
21. Опорные разрезы и фауна турнейского яруса на Южном Урале. Л., 1973. 120с.
22. Основные вопросы стратиграфии нижней части карбона/ под ред. С.В. Семихатовой // Тр. ВНИГНИ. М., 1959. Вып. XIV. 249с.
23. Опорные разрезы и корреляция границы девона и карбона Евразии / СВКНИИ ДВВЦ АН СССР. Магадан, 1986. 166с.
24. Пазухин В.Н., Кулагина Е.И., Седаева К.М. Граница девона - карбона на западном склоне Южного Урала // Типовые разрезы карбона и потенциальные глобальные стратотипы: матер. Междунар. полевого совещ. Южноурал. Сессия, Уфа-Си-
бай, 13-18 августа 2009 г. Уфа: ООО «Дизайн Полиграф Сервис», 2009. С. 22-33.
25. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.
26. Рейтлингер Е. А. Граница девона и карбона на современном этапе ее изученности // Вопросы микропалеонтологии. 1977. Вып.
20. С. 21-53.
27. Седаева К.М. Специфические осадочные образования на границе девона-карбона и палеогеодинамическая обстановка их формирования // Приоритетные и инновационные направления литологических исследований: матер. 9-го Урал. литолог. совещ. / ИГГ УрО РАН. Екатеринбург, 2012. С. 153-156.
28. Седаева К.М., Кулешов В.Н., Горожанина Е.Н.,Горожанин В.М., Виноградов В.М. Хангенбергское глобальное геологическое событие и его отражение в литологии и изотопном составе разреза р.Сиказа (Башкортостан, Ю. Урал) // Био- и литостратиграфические рубежи в истории: тр. Меж-дунар.науч. конф. / ТюмГНГУ. Тюмень, 2008. С. 80-82.
29. Седаева К. М.,Рябинкина Н. Н., Кулешов
B. Н., Валяева О. В. Отражение
Хангенбергского глобального
геологического события рубежа девона -карбона в разрезах западного склона Приполярного (р. Кожим) и Южного (р. Сиказа) Урала // Литосфера. 2010. № 6.
C. 25-37.
30. Симаков К. В. Очерки по стратиграфии пограничных отложений девона и мисси-сипия Северной Америки. М.: Наука, 1984. 223с.
31. Симаков К. В. Опорные разрезы и биостратиграфия пограничных отложений девона и карбона Западной Европы. М.: Наука, 1985. 247с.
32. Сташкова Э.К., Стукова Т.В. К вопросу о расчленении турнейского яруса // Верхний палеозой России: стратиграфия и палеогеография: матер. Всерос. науч. конф. Казань: Изд-во КГУ, 2007. С. 318-325.
33. Тиссо Б., Вельте Д. Образование и распространение нефтей. М.: Мир, 1981. 501 с.
34. Хангенбергское глобальное геологическое событие и его отражение в литологии и изотопном составе (5С13 , 5О18 ) разреза р. Сиказа (Башкортостан, Ю. Урал) / К.М. Седаева, В.Н. Кулешов, Е.Н.Горожанина и
др. // Био- и литостратиграфические рубежи в истории Земли: тр. Междунар. науч. конф./ ТюмГНГУ. Тюмень, 2008. С.251-255.
35. Чермных В.А. Стратиграфия карбона севера Урала. Л.: Наука, 1976. 304 с.
36. Чувашов Б.И. Позднедевонские и каменноугольные карбонатные платформы Уральского складчатого пояса (условия становления и отмирания) // Осадочные бассейны: закономерности строения и эволюция, минерагения: матер. 4-го регион. Урал. литолог. совещ. Екатеринбург, 2000.
С. 163-165.
37. Этапы карбонатонакопления в палеозое Северного Прикаспия (по данным бурения скважины Песчаной площади / Е.Н. Горо-
жанина, С.М. Карнаухов и др. // Геология рифов: матер. Междунар. совещ. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С.45-49.
38. Ярошенко А.В. Органогенные постройки в разрезах палеозоя карбонатных платформ Прикаспийской синеклизы // Геология рифов: матер. Междунар. совещ. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С.198-201.
39. Subpolar Urals Field Trip Guidebook, July 16-23, 2000. IGGP 406. Syktyvkar, 2000.
40. Walliser O.H. Geologic processes and global events // Terra cognita. 1984. № 4. P. 17-20.
41. Walliser O.H. Clobal Events and Event Stratigraphy in Phanerozoik // Berlin, Heidelberg, New York: Springer, 1995. 333p.
Sedimentological Marker of the Hangenberg Global Geological Event (Devonian - Carboniferous Boundary) in the Sections of Western Slope of Subarctic and Southern Parts of the Urals
K.M. Sedaevaa, N.N. Ryabinkinab
a Moscow State University, 119899, Moscow, Vorobyov Mountains, Department of Geology. E-mail: sedaeva-mgu@mail.ru b Institute of Geology Komi Science Center, UD of RAS. 167982, Syktyvkar, Pervomaiskaya st., 54. E-mail: ryabinkina@geo.komisc.ru
In the carbonate formations at the contact between Devonian and Carboniferous layers on the western slope of the Urals, there is a clay horizon characterized by a variety of structure, composition and genesis of the clayey component with values of S13C and S180 are being proximal. The time of its formation chronologically coincide with the time of the Hangenberg global geological event (HGGE). The interval of the clay horizon is considered as a sedimentological marker of HGGE. Its formation took place at the geodynamic plume-riftogenic stage of a mantle plume magmatism and volcano-tectonic activation as a part of the main stage of Famennian riftogenic phase which caused a tectonic (the Subarctic Urals) and a paleogeographical (the Southern Urals) event and the formation of the clay horizon.
Key words: the Urals, Hangenberg event, sedimentological marker, clay horizon.
Рецензент - кандидат геолого-минералогических наук В.П. Ожгибесов
