Литология и полезные ископаемые, 2021, № 6, стр. 538-552

Обстановки осадконакопления и эволюция палеогеографической ситуации при формировании верхнепалеозойских терригенных отложений Таймыра

С. Б. Шишлов a*, К. А. Дубкова a**

a Санкт-Петербургский государственный университет
199034 Санкт-Петербург, Университетская наб., 7–9, Россия

* E-mail: s.shishlov@spbu.ru
** E-mail: ksenya-dubkova@mail.ru

Поступила в редакцию 05.11.2020
После доработки 06.04.2021
Принята к публикации 29.06.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

В разрезах верхнего палеозоя Таймыра установлены генетические комплексы отложений глубоководья; переходной области от глубоководья к мелководью; отмелей, дельт и пляжей открытых побережий; барового поля; мелководья лагун; прибрежной области лагун; заболоченной приморской аллювиальной равнины; дренируемой (удаленной от моря) аллювиальной равнины. Особенности их пространственно-временны́х соотношений стали основой составления серии палеогеографических схем для узких интервалов геологического времени, соответствующих региональным трансгрессивным и регрессивным максимумам. Показано, что до артинского века ранней перми на юго-западе существовала “Енисейская суша” с речными системами, поставлявшими терригенный материал в морской бассейн, открывавшийся к северо-востоку. Первые признаки существования на севере “Карской суши” фиксируются в разрезах кунгурского яруса. В средней‒поздней перми образовалась единая “Енисей-Карская суша”, и восточная часть Таймыра стала гигантской лагуной “Верхоянского моря”.

Ключевые слова: Таймыр, верхний палеозой, терригенные отложения, обстановки осадконакопления, генетические комплексы пород, палеогеография.

На п-ве Таймыр верхнепалеозойские терригенные отложения мощностью от 1000 м на юго-западе и до 5500 м на северо-востоке распространены на площади около 80 000 км2 в пределах субширотно вытянутой полосы (длина 1000–1100 км, ширина 50–150 км), которая протягивается от Енисейского залива на западе до моря Лаптевых на востоке. На юге верхнепалеозойские породы перекрыты мезо-кайнозойскими отложениями северного борта Енисей-Хатангской впадины. С севера эту область ограничивают Главный Таймырский и Диабазовый надвиги, за которыми обнажаются верхний протерозой и кембрий, сформировавшиеся на окраине Карского континента, который соединился с Сибирью в результате позднепалеозойской коллизии [Зоненшайн и др., 1990; Верниковский, 1996; Верниковский и др., 2013].

Большая часть области распространения верхнего палеозоя соответствует Южно-Таймырской тектонической зоне, которую интерпретируют как неопротерозойско-палеозойскую пассивную окраину Сибирского палеоконтинента [Зоненшайн и др., 1990; Уфлянд и др., 1991; Верниковский, 1996]. Северная часть этой области относится к Центрально-Таймырской тектонической зоне, представляющей собой аккреционный пояс, ставший частью Сибири уже в позднем венде– кембрии [Верниковский и др., 2011]. Здесь терригенные отложения позднего палеозоя фрагментарно представлены в ядрах синклинальных структур в поле развития преимущественно карбонатных нижне-среднепалеозойских пород [Онищенко и др., 2000; Государственная …, 2009, 2015].

В последнее время внимание исследователей верхнепалеозойских терригенных пород Таймыра сосредоточилось на особенностях их минералогического и геохимического состава, анализе результатов U–Pb датирования обломочных цирконов, которые используются для обоснования представлений о питающих провинциях и возможных путях транспортировки кластического материала [Прияткина и др., 2020, Zhang et al., 2013, 2015; Ershova et al., 2016].

Сделанные на этой основе выводы может дополнительно обосновать и уточнить реконструкция эволюции палеогеографической ситуации в таймырском палеобассейне, выполненная на основе генетической интерпретации структурно-вещественных, текстурных, тафономических характеристик пород и анализа их пространственно-временны́х изменений. Такие построения были опубликованы уже около 50 лет назад Ю.Е. Погребицким [1971] и И.С. Грамбергом [1973]. С тех пор, при геологической съемке и тематических исследованиях, собран обширный массив нового фактического материала. В настоящей статье представлены результаты его обработки на основе использования современных методических подходов, которые позволили актуализировать представления об особенностях терригенной седиментации в таймырском позднепалеозойском бассейне осадконакопления.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

В основу статьи положены литологические и палеонтологические характеристики серии разрезов верхнепалеозойских отложений Таймыра (рис. 1).

Рис. 1.

Расположение разрезов и стратиграфическое районирование верхнего палеозоя Таймыра. 1 – разрезы и их номера; 2 – естественные обнажения; 3 – керн скважин; 4 – надвиги: Главный Таймырский (а) и Диабазовый (б); 5 – Западно-Таймырский стратиграфический район; 6 – Восточно-Таймырский стратиграфический район; 7 – границы Сырадасайской (I), Пясинской (II), Фадью-Кудинской (III), Таймыроозерской (IV) и Чернохребетнинской (V) стратиграфических площадей; 8 – линии литологических профилей. Разрезы (цифры в кружках): 1 – низовья р. Ефремова (материалы авторов), 2 – бухта Слободская, по [Беззубцев и др., 1986], 3 – мыс Бражникова (материалы авторов), 4 – бассейн р. Крестьянка (материалы авторов), 5 – бассейн р. Сырадасай (материалы авторов), 6 – правобережье р. Убойная, по [Марков, 1954], 7 – низовья р. Пясина (материалы авторов), 8 – бассейн р. Тарея (материалы авторов), 9 – бассейн р. Фала-Бигай, по [Беззубцев и др., 1986], 10 – бассейн р. Фадью-Куда, по [Беззубцев и др., 1986], 11 – район бухты Ледяная (материалы авторов), 12 – бассейн р. Черные Яры (материалы авторов), 13 – район залива Нестора Кулика, по [Соломина, Преображенская, 1993], 14 – район залива Ям-Байкура, по [Устрицкий, Черняк, 1963], 15 – бассейн р. Нюнькараку-Тари по [Беззубцев и др., 1986; Соломина, Преображенская, 1993], 16 – верховья р. Чернохребетная, по [Беззубцев и др., 1986], 17 – район мыса Цветкова, по [Грамберг и др., 1960], 18 – западное поднятие структуры “Южный Тигян”, по [Грамберг, 1958], 19 – междуречье Б. Болахна–Конечная, по [Воронов, Черепанов, 1953], 20 – Усть-Енисейский порт, по [Беззубцев и др., 1986], 21 – р. Грядовая, по [Онищенко и др., 2000], 22 – ручей Низкий, по [Онищенко и др., 2000], 23 – р. Угольная (материалы авторов); 24 – возвышенность Тулай-Киряка, по [Беззубцев и др., 1986].

Разрезы приенисейской части Западного Таймыра, низовий р. Пясина, бассейна р. Тарея, района северо-западного побережья оз. Таймыр составлены С.Б. Шишловым при послойном описании естественных обнажений и керна скважин. Для уточнения структурно-вещественных особенностей пород выполнены петрографические описания шлифов, термические, рентгеноструктурные и химические анализы. Собранная из этих разрезов обширная палеонтологическая коллекция изучалась Н.Г. Вербицкой (флора), В.Г. Ганелиным (брахиоподы), Г.П. Прониной (мелкие фораминиферы), А.С. Бяковым (морские двустворки), О.А. Бетехтиной (неморские двустворки). Полученные результаты стали основой для определения возраста стратонов и дополнительным критерием при реконструкции обстановок осадконакопления.

Кроме собственных материалов, при выполнении исследования использованы описания разрезов и палеонтологические данные, содержащиеся в публикациях [Беззубцев и др., 1986; Воронов, Черепанов, 1953; Грамберг и др., 1959, 1960; Марков, 1954; Онищенко и др., 2000; Соломина, Преображенская, 1993; Устрицкий, Черняк, 1963] и фондовых отчетах Ю.Е. Погребицкого и др., 1955 г., В.В. Захарова, 1964 г., В.В. Беззубцева и др., 1979 г.

Обработка фактического материала выполнена по методике структурно-генетического анализа [Шишлов, 2010], которая интегрирует структурно-вещественный [Шванов, 1992] и генетический [Фролов, 1984] подходы; принципы био-, цикло- и секвентной стратиграфии [Дронов и др., 1998; Позаментер, Аллен, 2014]. При ее реализации по устойчивым сочетаниям первичных признаков (структура, текстура, включения, новообразования, ориктоценозы, ихнофоссилии) выделены 20 типов слоев. Реконструкция обстановок их формирования опирается на работы, посвященные процессам седиментации [Дельты …, 1979; Зенкович, 1962; Павлидис, Никифоров, 2007; Обстановки …, 1990; Рейнек, Сингх, 1981; Irwin, 1965] и методам интерпретации терригенных фаций [Буш, 1977; Македонов, 1985; Селли, 1989; Хеллем, 1983].

На основе анализа вертикальных последовательностей слоев, отражающих латеральную миграцию обстановок осадконакопления во времени, для каждого из изученных разрезов построены кривые колебания уровня моря [Шишлов, 2003]. При их сопоставлении установлено 7 региональных трансгрессивно-регрессивных циклов седиментации [Шишлов, 2010], аналоги которых удается обнаружить в разрезах Печорского [Котляр и др., 2004], Верхоянского [Будников и др., 2007] и Колымо-Омолонского [Кашик, 1990] бассейнов, что позволяет предполагать их эвстатическую природу и, следовательно, глобальный корреляционный потенциал [Шишлов, 2010].

В течение этих циклов образовались геологические тела мощностью от 100 до 1000 м. Они имеют изохронные границы, соответствующие регрессивным максимумам, идентифицируются по всему региону по положению в разрезе, особенностям латеральных изменений и палеонтологическим остаткам.

Эти интервалы рассматриваются нами в качестве горизонтов (рис. 2) региональной стратиграфической схемы верхнего палеозоя Таймыра, которая была опубликована ранее [Шишлов, 2009, 2010]. По результатам анализа латеральных изменений горизонтов выполнено стратиграфическое районирование территории (см. рис. 1) и обоснованы стратоны местных схем (см. рис. 2). Их палеонтологическая характеристика, обеспечивающая привязку выделенных подразделений к общей стратиграфической шкале, представлена в публикациях [Шишлов, Вербицкая, 1990; Шишлов, 2003, 2009, 2010]. К сожалению, результаты этих исследований не были учтены при составлении листов S-48, S-47 Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1 : 1 000 000 [Государственная …, 2009, 2015].

Рис. 2.

Региональная стратиграфическая схема верхнего палеозоя Таймыра [Шишлов, 2009, 2010].

Разработанная стратиграфическая основа обеспечивает хронологический каркас для реконструкции эволюции терригенных обстановок осадконакопления в палеобассейне путем выделения генетических комплексов пород, анализа их латеральных последовательностей в одновозрастных интервалах разреза (горизонтах) и построения серии палеогеографических схем для узких отрезков геологического времени, соответствующих максимумам трансгрессий и регрессий позднего палеозоя.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

В разрезах верхнего палеозоя Таймыра установлено 8 относительно однородных по структурно-вещественным и текстурным особенностям генетических комплексов пород, каждый из которых формировался в пределах единой, по условиям осадконакопления, области палеобассейна. Это комплексы отложений глубоководья; переходной области от глубоководья к мелководью; отмелей, дельт и пляжей открытых побережий; барового поля; мелководья лагун; прибрежной области лагун; заболоченной приморской аллювиальной равнины; дренируемой (удаленной от моря) аллювиальной равнины. В связи с тем, что детальные литологические характеристики этих комплексов (включающие описания типов слоев и анализ их трансгрессивно-регрессивных последовательностей) были опубликованы ранее [Шишлов, 2009, 2010], ниже мы приведем только их краткую характеристику.

Комплекс отложений глубоководья (рис. 3, I) образуют слои аргиллитов алевритистых темно-серых, с горизонтальной слойчатостью11 (см. рис. 3а). В их средней части обычно локализуются аргиллиты серовато-черные массивные, иногда с повышенными (до 3–5%) содержаниями тонкодисперсного органического вещества (см. рис. 3б). Подчиненную роль играют алевролиты глинистые темно-серые, с тонкими (до 5 см) слойками песчаников тонкозернистых серых известковистых, которые имеют отчетливое пологоволнистое основание и градационную текстуру (см. рис. 3в). Часто они нарушены текстурами просадок и биотурбации (см. рис. 3г). Иногда присутствуют маломощные слои песчаников мелко-тонкозернистых известковистых, светло-серых, биотурбированных. Характерны тонкая вкрапленность и желваковые стяжения сульфидов, следы ихнофации Nereites, редкий мелкий рассеянный детрит морского бентоса (см. рис. 3а) и единичные остатки цефалопод. Особенности этого комплекса позволяют считать, что он формировался ниже базиса волнений за счет осаждения частиц из ненасыщенных взвесей в нормально соленой (остатки морской фауны) низкодинамичной (доминирование алевропелитов, горизонтальная слойчатость) водной среде с преимущественно восстановительными условиями, благоприятными для захоронения тонкодисперсного органического вещества и образования сульфидов. Градационные слойки песчаников можно считать дистальными темпеститами [Обстановки …, 1990], которые образовались в результате осаждения насыщенных полифракционных взвесей, возникавших во время штормов на мелководье. При этом у дна появлялся кислород, и накопившиеся осадки перерабатывал бентос. Отметим, что в разрезах рассматриваемого комплекса не установлены породы, признаки которых позволили бы отнести их к отложениям склоновых шлейфов и подводных конусов выноса [Обстановки …, 1990], т.е. к осадкам континентального склона и его подножия.

Рис. 3.

Комплексы отложений глубоководья (I) и переходной области от глубоководья к мелководью (II). а – аргиллит алевритистый, с неориентированными мелкими фрагментами раковин брахиопод; б – аргиллит массивный, с повышенным содержанием тонкодисперсного органического вещества; в – алевролит глинистый, с градационными слойками песчаников тонкозернистых известковистых; г – градационное чередование песчаников и алевролитов, сложенное нарушенными просадками и биотурбациями циклитами толщиной от 1 до 3 см, в которых песчаники тонкозернистые известковистые к верху постепенно сменяются алевролитами глинистыми; д – фрагмент разреза комплекса отложений глубоководья, макаровская свита (C1–2mk), нижнее течение р. Ефремова; е – нарушенное в результате биотурбации чередование алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых; ж – линзовидно-полосчатое чередование алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых; з – линзовидно-полосчатое чередование алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых, осложненное текстурами просадок; и – песчаник мелкозернистый глинистый биотурбированный; к – фрагмент разреза комплекса отложений переходной области от глубоководья к мелководью, быррангская свита (P1br), район бухты Ледяная оз. Таймыр. 1, 2 – горные породы: 1 – аргиллиты и алевролиты, 2 – чередование аргиллитов, алевролитов и песчаников; 3 – песчаники; 4–9 – текстуры: 4 – горизонтальная слойчатость, 5 – волнистая слойчатость, 6 – градационное чередование, 7 – линзовидно-полосчатое чередование, 8 – текстура просадок, 9 – текстура биотурбации; 10 – стяжения сульфидов; 11 – карбонатные конкреции; 12 – повышенное содержание тонкодисперсного органического вещества; 13 – ихнофоссилии; 14 – остатки морской фауны; 15–18 – контакты слоев: 15 – постепенный переход, 16 – горизонтальный, 17 – неровный с просадками, 18 – неровный бугристый.

Комплекс отложений переходной области от глубоководья к мелководью (см. рис. 3, II). Здесь доминируют тонкие линзовидно-полосчатые чередования (см. рис. 3ж, з) алевролитов глинистых темно-серых и песчаников тонкозернистых светло-серых известковистых. Слойки песчаников имеют волнистую эрозионную нижнюю поверхность, иногда косую микрослойчатость, отчетливую ундулирующую кровлю, которую могут осложнять знаки ряби. Характерны текстуры биотурбации (см. рис. 3е) и просадок (см. рис. 3з). Второстепенную роль играют слои мелкозернистых известковистых песчаников, обычно биотурбированных (см. рис. 3и), и алевролитов глинистых с горизонтальной слойчатистью. Породы содержат кальцитовые конкреции, стяжения сульфидов, остатки морского бентоса, разнообразные следы ихнофации Zoophycos. Накопление отложений этого комплекса происходило преимущественно между базисами штормовых и нормальных волнений. Во время штормов здесь накапливались пески, образующие небольшие перемещающиеся гряды [Обстановки …, 1990], разделенные алевропелитовыми илами. В промежутках между штормами, в застойных условиях со слабой гидродинамикой, происходило осаждение алевритовых и пелитовых частиц. В результате формировались “лоскутные пески” с текстурой линзовидно-полосчатого чередования, которую часто именуют “бугорчатой косой слоистостью” и считают, что она маркирует удаленные от берега морские обстановки, находившиеся под действием течений с сильной колебательной (волновой) компонентой [Обстановки …, 1990]. При перемещении (косая слойчатость) темпеститовые песчаные накопления отчасти погружались в алевропелитовые илы, образуя текстуры просадок. Остатки морского бентоса указывают на нормальную соленость, а обилие следов жизнедеятельности – на нормальную аэрацию придонных вод.

Комплекс отложений отмелей, дельт и пляжей открытых побережий (рис. 4, I) содержит многочисленные слои песчаников, между которыми залегают линзовидно-полосчатые чередования алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых, алевролиты глинистые с горизонтальной слойчатостью и невыдержанные слои угля. Характерны сидеритовые конкреции, остатки морского и эвригалинного бентоса, разнообразные следы ихнофаций Cruziana и Scolithos, углефицированные фрагменты наземных растений и мелких корневых систем in situ. Эти признаки указывают на мелководные высокодинамичные прибрежные (с водами нормальной или пониженной солености) условия осадконакопления. В обстановках отмелей и пляжей формировались слои песчаников, от тонко- до мелкозернистых, с гранулометрическим максимумом в средней части, обычно известковистые, с волнистой (см. рис. 4а) или пологой косой разнонаправленной слойчатостью, часто биотурбированные (см. рис. 4в), со знаками ряби и растительным детритом на межслоевых поверхностях [Македонов, 1985; Рейнек, Сингх, 1981]. К отложениям дельт можно отнести слои песчаников, у основания тонкозернистых, с текстурами оползания, выше постепенно переходящих в среднезернистые, с косой разнонаправленной слойчатостью, содержащие детрит морского и эвригалинного бентоса, наземных растений, гравий и гальку глинисто-алевритовых пород (см. рис. 4г) [Дельты …, 1979]. Часто на них с эрозионным контактом залегают слои песчаников, среднезернистые у основания и тонкозернистые вблизи кровли, с косой однонаправленной слойчатостью, крупными фрагментами наземных растений, гальками глинисто-алевритовых и экзотических пород (см. рис. 4б), которые, вероятно, накапливались при заполнении дельтовых проток [Дельты …, 1979; Селли, 1989].

Рис. 4.

Комплексы отложений отмелей, дельт и пляжей открытых побережий (I) и барового поля (II). а – песчаник тонкозернистый, с волнистой слойчатостью и углисто-глинистыми намывами; б – песчаник среднезернистый, с косой однонаправленной слойчатостью, подчеркнутой ориентировкой крупного углефицированного растительного детрита; в – песчаник мелкозернистый известковистый биотурбированный; г – песчаник среднезернистый, с детритом раковин морского бентоса, гравием и мелкой галькой глинисто-алевритовых пород; д – фрагмент разреза комплекса отложений отмелей, дельт и пляжей открытых побережий, ефремовская свита (P1ef), р. Сырадасай; е – песчаник тонкозернистый с волнистой слойчатостью и намывами мелкого углефицированного растительного детрита; ж – песчаник мелкозернистый, с волнистой слойчатостью и линзовидными скоплениями мелкого углефицированного растительного детрита; з – песчаник среднезернистый, с косой разнонаправленной слойчатостью, подчеркнутой ориентировкой крупного углефицированного растительного детрита, уплощенных галек глинисто-алевритовых пород и сидерита; и – песчаник мелкозернистый с косой слойчатостью, обусловленной изменениями гранулометрического состава и намывами углисто-глинистого материала; к – фрагмент разреза комплекса отложений барового поля, ледянская свита (P2–3ld), район бухты Ледяная оз. Таймыр. 1 – уголь, 2 – гравий и галька глинисто-алевритовых пород и сидерита (интракласты), 3 – гравий и галька кварца, кварцитов (экстракласты), 4 – косая разнонаправленная слойчатость, 5 – косая однонаправленная слойчатость, 6 – волнистое чередование, 7 – знаки ряби, 8 – комковатая отдельность, 9 – остатки эвригалинной фауны, 10 – остатки наземных растений, 11 – растительный детрит, 12 – остатки корневых систем in situ, 13 – волнистый контакт. Остальные условные обозначения см. на рис. 3.

Комплекс отложений барового поля (см. рис. 4, II) образуют слои песчаников, преимущественно мелкозернистых, с волнистой (см. рис. 4е, ж) и косой разнонаправленной слойчатостью (см. рис. 4и), подчеркнутой намывами углисто-глинистого материала. У основания некоторых слоев присутствуют скопления галек глинисто-алевритовых пород, сидерита и крупных углефицированных фрагментов наземных растений (см. рис. 4з). Слои песчаников разделены линзовидно-полосчатыми чередованиями алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых. Характерны кальцитовые конкреции, редкая морская и эвригалинная фауна, следы ихнофаций Cruziana и Scolithos, намывы углефицированного растительного детрита и знаки ряби. Эти отложения накапливались на мелководье, в водах с нормальной или пониженной соленостью, под действием волнений, формировавших перемещающиеся подводные песчаные валы и островные бары [Зенкович, 1962; Македонов, 1985], между которыми, в их волновой тени, происходило попеременное накопление псаммитов и алевропелитов.

Комплекс отложений мелководья лагун (рис. 5, I). Здесь доминируют волнистые чередования алевролитов глинистых и песчаников тонко-мелкозернистых (см. рис. 5б, в) – отложения подвижного мелководья лагун; а также аргиллиты и глинистые алевролиты с горизонтальной слойчатостью – осадки малоподвижного мелководья лагун [Македонов, 1985]. Характерны слои угля (накопления торфяных болот) и аргиллиты алевритистые, с повышенной концентрацией растительного аттрита (см. рис. 5а), которые формировались при затоплении и частичном размыве торфяников [Рейнек, Сингх, 1981; Македонов, 1985]. Многочисленные углефицированные фрагменты наземных растений и сидеритовые конкреции указывают на близость суши, а остатки корневых систем in situ (см. рис. 5г) – на условия крайнего мелководья [Македонов, 1985]. Единичные мелкие раковины солоноватоводных двустворчатых моллюсков свидетельствуют об опреснении вод лагун.

Рис. 5.

Комплексы отложений мелководья (I) и прибрежной области (II) лагун. а – аргиллит алевритистый массивный, с повышенной концентрацией растительного аттрита; б – волнистое чередование алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых; в – волнистое чередование алевролитов глинистых и песчаников мелкозернистых; г – песчаник тонкозернистый, глинистый, массивный, с остатками корневых систем in situ; д – фрагмент разреза комплекса отложений мелководья лагун, контарактинская свита (P1–2kn), низовья р. Пясина; е – алевролит глинистый, с горизонтальной слойчатостью и остатками корневых систем in situ; ж – волнистое чередование алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых, присутствуют остатки корневых систем in situ; з – песчаник разнозернистый, с крупным углефицированным растительным детритом, гравием глинисто-алевритовых пород и сидерита; и – песчаник тонкозернистый глинистый, с волнистой слойчатостью, намывами углисто-глинистого материала и сидеритовой конкрецией; к – фрагмент разреза комплекса отложений прибрежной области лагун, крестьянская свита (P1–2kr), бассейн р. Крестьянка. Условные обозначения см. на рис. 3 и 4.

Комплекс отложений прибрежной области лагун (см. рис. 5, II) образуют волнистые чередования алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых (см. рис. 5ж) – отложения подвижного мелководья лагуны; алевролиты глинистые с горизонтальной слойчатостью (см. рис. 5е) – осадки малоподвижного мелководья лагуны; песчаники тонкозернистые глинистые, сидеритизированные (см. рис. 5и), сформированные волновой зыбью у уреза воды; разнозернистые песчаники с прослоями гравелитов и конгломератов, гальками угля, волнистой и косой однонаправленной слойчатостью – накопления приустьевых частей небольших рек (см. рис. 5з); маломощные слои угля – отложения прибрежных болот [Рейнек, Сингх, 1981; Македонов, 1985]. Характерны сидеритовые конкреции (см. рис. 5и), обильный углефицированный растительный детрит, горизонты погребенных палеопочв с остатками корневых систем in situ (см. рис. 5е, ж), комковатой отдельностью, зеленоватым и буроватым оттенками пород.

Комплекс отложений заболоченной приморской аллювиальной равнины (рис. 6, I) образуют асимметричные циклотемы, имеющие эрозионное основание и ярко выраженный приподошвенный гранулометрический максимум. Их нижняя часть сложена песчаниками разнозернистыми, с прослоями гравелитов и конгломератов (см. рис. 6в, г). Размер обломков уменьшается к верху. Ориентировка галек (см. рис. 6в) и крупного углефицированного растительного детрита намечает косую однонаправленную слойчатость. Эти осадки накапливались за счет осаждения материала, влекомого пресным однонаправленным потоком, динамика которого постепенно падала из-за миграции речного русла [Буш, 1977; Македонов, 1985; Обстановки …, 1990; Рейнек, Сингх, 1981; Селли, 1989]. Выше залегают волнистые чередования песчаников разнозернистых, с гравием кварца, кварцитов (экстакласты) и глинисто-алевритовых пород (интрокласты) (см. рис. 6а, б). Вероятно, эти осадки формировались в пойме речной долины во время половодий [Македонов, 1985; Рейнек, Сингх, 1981], за счет слабо дифференцированного осаждения материала, влекомого пресным потоком. У кровли циклотем часто локализуются горизонты погребенных палеопочв и слои угля. Сероцветная окраска пород и обилие углефицированных остатков растений позволяют считать, что осадки этого комплекса накапливались в приустьевых заболоченных частях речных долин, в условиях, благоприятных для захоронения органического вещества.

Рис. 6.

Комплексы отложений заболоченной приморской (I) и дренируемой (удаленной от моря) (II) аллювиальной равнины. а, б – волнистые чередования алевролитов глинистых и песчаников разнозернистых, содержащих гравий кварца и кварцитов (экстракласты); в – конгломерат интракластовый, с косой однонаправленной слойчатостью, подчеткнутой однородной ориентировкой мелких уплощенных галек глинисто-алевритовых пород и сидерита; г – конгломерат экстракластовый, сложенный хорошо окатанной мелкой галькой кварца и кварцитов; д – фрагмент разреза комплекса заболоченной приморской аллювиальной равнины, рогозинская свита (P1rg), бассейн р. Сырадасай; е – алевролит глинистый пестроцветный, с комковатой отдельностью и отпечатками корневых систем in situ; ж – волнистое чередование алевролитов глинистых и песчаников тонкозернистых, породы имеют зеленоватый оттенок, присутствуют участки, минерализованные сидеритом; з – песчаник мелкозернистый, с волнистой слойчатостью и слюдисто-глинистыми намывами; и – конгломерат экстракластовый, сложенный хорошо окатанной мелкой и средней галькой кварца и кварцитов; к – фрагмент разреза комплекса отложений дренируемой (удаленной от моря) аллювиальной равнины, бражниковская свита (P3br), бассейн р. Сырадасай. Условные обозначения см. на рис. 3 и 4.

Комплекс отложений дренируемой (удаленной от моря) аллювиальной равнины (см. рис. 6, II) по структурно-вещественным особенностям близок предыдущему, но отличается присутствием пестроцветных глинистых алевролитов (см. рис. 6е), аномальным зеленоватым оттенком алевролитов и песчаников (см. рис. 6ж, з), отсутствием слоев угля. Фрагменты наземной флоры и корневые системы представлены, как правило, отпечатками. Эти признаки указывают на окислительные условия раннего диагенеза, которые могли существовать при низком стоянии грунтовых вод, в удаленной от моря части речной долины.

На рис. 7 представлены один субширотный (А–Б) и два субмеридиональных (В–Г, Д–Е) литологических профиля верхнего палеозоя, отражающих особенности локализации рассмотренных выше комплексов отложений. Смещение их границ происходит в результате фациального замещения, что является следствием региональных трансгрессивно-регрессивных циклов изменения уровня моря. Каждый такой цикл формировал интервал разреза, рассматриваемый нами в ранге горизонта региональной стратиграфической схемы (см. рис. 2).

Рис. 7.

Литологические профили верхнего палеозоя Таймыра. 1–8 – комплексы отложений: 1 – глубоководья, 2 – переходной области от глубоководья к мелководью, 3 – отмелей, дельт и пляжей открытых побережий, 4 – барового поля, 5 – мелководья лагун, 6 – прибрежной области лагун, 7 – заболоченной приморской аллювиальной равнины, 8 – дренируемой (удаленной от моря) аллювиальной равнины; 9 – трансгрессивный максимум; 10 – регрессивный максимум; 11 – индексы горизонтов (расшифровку см. на рис. 2); 12 – разрезы и их номера (расшифровку см. на рис. 1). Линии профилей см. на рис. 1.

В макаровском (C1–2mk) и турузовском (C3tr) горизонтах в направлении с юго-запада на северо-восток сменяются: отложения комплексов заболоченной приморской аллювиальной равнины → отмелей, дельт и пляжей открытых побережий → переходной области → глубоководья. Такая латеральная последовательность могла формироваться в палеобассейне с открытыми побережьями, уклон донного профиля которых был достаточно велик, и волны интенсивно взаимодействовали с осадками у уреза воды, формируя песчаные пляжи [Зенкович, 1962; Павлидис, Никифоров, 2007].

В быррангском (P1br), соколинском (P1sk), байкурском (P1–2bk), ледянском (P2–3ld) и куликовском (P3kl) горизонтах латеральный ряд образуют: комплексы отложений дренируемой (удаленной от моря) аллювиальной равнины → заболоченной приморской аллювиальной равнины → прибрежной области лагун → мелководья лагун → → барового поля → переходной области → глубоководья. Формирование такого латерального ряда происходило в палеобассейне с изолированными побережьями, пологий уклон донного профиля которых приводил к интенсивной переработке осадков на некотором расстоянии от берега, и формированию песчаных баров, отчленяющих от открытой акватории лагуны с пониженной гидродинамикой [Зенкович, 1962; Павлидис, Никифоров, 2007].

Серия палеогеографических схем (рис. 8), составленных для трансгрессивных и регрессивных максимумов каждого горизонта (см. рис. 7), позволяет реконструировать эволюцию обстановок осадконакопления в таймырском позднепалеозойском бассейне.

Рис. 8.

Эволюция палеогеографической ситуации в таймырском позднепалеозойском бассейне осадконакопления. 1–8 – обстановки осадконакопления: 1 – глубоководья, 2 – переходной области от глубоководья к мелководью, 3 – отмелей, дельт и пляжей открытых побережий, 4 – барового поля, 5 – мелководья лагун, 6 – прибрежной области лагун, 7 – заболоченной приморской аллювиальной равнины, 8 – дренируемой (удаленной от моря) аллювиальной равнины; 9 – область денудации; 10 – предполагаемые речные системы, переносившие обломочный материал.

Макаровское время (поздний визе–московский век). Начало этого этапа, вероятно, связано с увеличением контрастности рельефа, похолоданием и гумидизацией климата [Грамберг, 1973; Устрицкий, 1984]. В результате, при подъеме уровня моря, отложения мелководной карбонатной платформы были перекрыты терригенными осадками. Во время максимального развития трансгрессии весь Таймыр стал частью глубоководного шельфа эпиконтинентального морского бассейна с нормальной соленостью. Регрессивная фаза привела к отступлению глубоководных обстановок на северо-восток22, и они сохранились только на востоке, в то время как значительная часть Таймыра стала переходной областью от глубоководья к мелководью, а на юго-востоке возникли условия прибрежного открытого мелководья. При такой конфигурации обстановок осадконакопления можно предположить, что к юго-западу от рассматриваемой части палеобассейна располагалась “Енисейская суша”, которая являлась источником терригенного материала, транспортируемого реками на северо-восток. Она показана на палеотектонических картах карбона и перми, составленных Ю.Е. Погребицким [Погребицкий, 1971]. На пелеогидрохимических картах это поднятие И.С. Грамберг назвал “Западно-Сибирской сушей” [Грамберг, 1973].

Турузовское время (касимовский и гжельский века). При подъеме уровня моря граница глубоководья сместилась к юго-западу, и на максимуме трансгрессии оно заняло почти весь Таймыр. Переходная область от глубоководья к мелководью сохранилась только на юго-западе. При падении уровня моря глубоководные обстановки отступили на северо-восток, и большая часть Восточного Таймыра стала мелководьем. В пределах Западного Таймыра сформировались открытые побережья, здесь существовали пляжи и дельты, многократно возникали и разрушались небольшие опресненные лагуны. Юго-запад региона превратился в аллювиальную равнину “Енисейской суши”, речной сток с которой, вероятно, поставлял основную массу обломочного материала. Имеющийся в нашем распоряжении фактический материал не подтверждает существование в это время мелководных обстановок осадконакопления на севере, а, следовательно, не позволяет считать, что источником материала, накапливавшегося в рассматриваемой части палеобассейна, была северная питающая провинция. Даже если в это время она и существовала, то поступавшие с нее обломки вряд ли могли преодолеть области распространения глубоководных и переходных обстановок морского шельфа и накапливаться на мелководной юго-западной окраине палеобассейна.

Быррангское время (ассельский – первая половина артинского века). Трансгрессия начала перми привела к расширению обстановок глубоководья, которые при максимальном развитии трансгрессии заняли почти весь Восточный Таймыр. В это время на северо-восточной окраине Западного Таймыра существовали обстановки переходной области. К юго-западу они сменялись широким баровым полем, которое сформировалось за счет перераспределения накопившегося ранее терригенного материала волнениями и течениями [Зенкович, 1962; Павлидис, Никифоров, 2007]. В результате регрессии глубоководный шельф оказался за пределами региона. Большая часть Восточного Таймыра стала баровым полем, которое простиралось с северо-запада на юго-восток; за ним располагалась гигантская лагуна с заболоченными побережьями. Юго-западная часть территории стала низменной аллювиальной равниной “Енисейской суши”, которую прорезали водотоки, перемещавшие обломочный материал на северо-восток.

Соколинское время (вторая половина артинского и кунгурский век). В результате трансгрессии, на северо-востоке восстановились обстановки глубоководного шельфа; к западу от оз. Таймыр располагалась переходная область от глубоководья к мелководью. Огромные площади занимало баровое поле, простиравшееся с северо-запада на юго-восток; за ним существовала лагуна. Береговая линия “Енисейской суши” отступила к юго-западной окраине палеобассейна. Во время глобальной кунгурской регрессии [Котляр и др., 2004], которая привела к самому значительному обмелению бассейна за всю историю его развития, произошла палеогеографическая перестройка, связанная с возникновением нового северного источника сноса – “Карской суши” [Погребицкий, 1971; Грамберг, 1973], или “Карского континента” [Зоненшайн и др., 1990; Верниковский, 1996; Верниковский и др., 2013]. Это событие фиксируется по появлению в разрезах района бухты Ледяная оз. Таймыр комплекса отложений заболоченной приморской аллювиальной равнины. В это же время на юго-западе продолжает существовать “Енисейская суша”. “Енисейскую” и “Карскую” аллювиальные равнины омывала гигантская лагуна, а восток Таймыра занимало баровое поле, простиравшееся с севера на юг.

Байкурское время (уфимский – первая половина казанского века). В результате обширной трансгрессии большая часть территории Восточного Таймыра стала глубоководьем. Баровые отмели, ограничивающие лагуны вокруг “Енисейской” и “Карской” суш, разделяла область распространения переходных обстановок. Во время регрессии возникло единое баровое поле, располагавшееся на восточной периферии региона. За ним существовала гигантская мелководная лагуна, ограниченная с юго-запада “Енисейской” и с севера “Карской” аллювиальными равнинами.

Ледянское время (вторая половина казанского и северодвинский век). Из-за подъема уровня моря значительная часть Восточного Таймыра стала глубоководным шельфом. Баровая отмель, изолировавшая лагуну вокруг “Енисейской” и “Карской” суш, сместилась к западу. Регрессия привела к образованию единой “Енисей-Карской суши”, на юго-западе и северо-востоке которой, вероятно, существовали эродируемые возвышенности. Их окружала аллювиальная равнина, которая занимала весь Западный Таймыр и северо-запад Восточного Таймыра. Вдоль суши протягивалась интенсивно заболачивавшаяся лагуна, изолированная от открытой акватории широким баровым полем, простиравшимся с севера на юг.

Куликовское время (вятский век). Во время трансгрессивной фазы обстановки открытого шельфа заняли восточную часть региона. В районе оз. Таймыр с юго-запада на северо-восток простиралось баровое поле. За ним располагалась лагуна, которая вновь разделила “Енисейскую” и “Карскую” аллювиальные равнины. В результате регрессии большая часть Восточного Таймыра стала гигантской лагуной, а баровое поле оказалось на востоке региона, отделив ее от “Верхоянского моря” – обширного палеобассейна на восточной пассивной окраине Сибирской платформы [Ершова и др., 2013]. На юго-западе и севере региона лагуну ограничивала аллювиальная равнина единой “Енисей-Карской суши”.

В конце вятского века тектоно-магматическая активизация привела к массовым излияниям лав основного состава, которые сопровождались периодическими выбросами пирокластического материала. В результате терригенное осадконакопление было подавлено и эродированную поверхность верхнего палеозоя перекрыл туфо-лавовый комплекс пермо-триаса [Погребицкий, 1971].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Представленная реконструкция эволюции обстановок терригенного осадконакопления в таймырском позднепалеозойском бассейне позволяет заключить, что до артинского века ранней перми он открывался к северо-востоку. В это время на юго-западе существовала “Енисейская суша” с речными системами, поставлявшими в морской бассейн обломочный материал, который волнения и течения перемещали на северо-восток. Вероятно, источники этого материала находились в складчатых поясах, окаймлявших Сибирскую платформу с запада и юго-запада [Ершова и др., 2013; Ershova et al., 2016]. Отсутствие признаков обмеления бассейна на севере не позволяет подтвердить существование здесь питающей провинции, во всяком случае для изученных нами сохранившихся в геологической летописи отложений южного фрагмента палеобассейна.

Первые признаки прибрежных обстановок осадконакопления на севере фиксируются в разрезах соколинского горизонта, сформировавшихся на фоне глобальной кунгурской регрессии. Таким образом, выполненные нами палеогеографические построения позволяют подтвердить существование северной питающей провинции только с конца ранней перми. С этого времени терригенный материал, транспортируемый реками с северной “Карской суши” и юго-западной “Енисейской суши”, вероятно, перераспределялся и смешивался в обстановках морского мелководья волнениями и течениями.

В средней–поздней перми, по-видимому, образовалась единая “Енисей-Карская суша”, и восточная часть Таймыра стала гигантской лагуной “Верхоянского моря”.

Список литературы

  1. Беззубцев В.В., Залялеев Р.Ш., Сакович А.Б. Объяснительная записка к геологической карте Горного Таймыра масштаба 1 : 500 000. Красноярск: Изд-во ПГО “Красноярскгеология”, 1986. 178 с.

  2. Ботвинкина Л.Н. Слоистость осадочных пород // Тр. Геологического института. Вып. 59. М.: Изд-во АН СССР, 1977. 542 с.

  3. Будников И.В., Кутыгин Р.В., Клец А.Г. Основные этапы седиментогенеза и модель накопления верхнепалеозойских отложений Сибири // Материалы Всероссийской конференции “Верхний палеозой России: стратиграфия и палеогеография”. Казань: Изд-во Казанского государственного университета, 2007. С. 31‒34.

  4. Буш Д.А. Стратиграфические ловушки в песчаниках. М.: Мир, 1977. 216 с.

  5. Вассоевич Н.Б. Слоистость в свете учения об осадочной дифференциации // Изв.

  6. АН СССР. Серия геол. 1950. № 5. С. 96‒115.

  7. Верниковский В.А. Геодинамическая эволюция Таймырской складчатой области. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1996. 202 с.

  8. Верниковский В.А., Метелкин Д.В., Верниковская А.Е., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Котов А.Б. Древнейший островодужный комплекс Таймыра: к вопросу формирования Центрально-Таймырского аккреционного пояса и палеогеодинамических реконструкций в Арктике // Докл. РАН. 2011. Т. 436. № 5. С. 647–653.

  9. Верниковский В.А., Добрецов Н.Л., Метелкин Д.В., Матушкин Н.Ю., Кулаков И.Ю. Проблемы тектоники и тектонической эволюции Арктики // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 8. С. 1083–1107.

  10. Воронов П.С., Черепанов В.А. Геологическое строение и полезные ископаемые юго-восточного Таймыра // Тр. НИИ геологии Арктики. Т. 73. Л., М.: Изд-во Главсевморпути, 1953. 144 с.

  11. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист S-48 – оз. Таймыр (восточная часть). Карта и Объяснительная записка / Ред. В.Ф. Проскурнин. СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2009. 253 с. + 5 вкл.

  12. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист S-47 – оз. Таймыр (западная часть). Карта и Объяснительная записка / Ред. В.Ф. Проскурнин. СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2015. 424 с. + 11 вкл.

  13. Грамберг И.С. Стратиграфия и литология пермских отложений северо-восточного края Сибирской платформы в связи с их нефтеносностью и угленосностью // Тр. НИИ геологии Арктики. Т. 84. Л.: Гостоптехиздат, 1958. 216 с.

  14. Грамберг И.С. Палеогидрохимия терригенных толщ (на примере верхнепалеозойских отложений севера Средней Сибири) // Тр. НИИ геологии Арктики. Т. 173. Л.: Недра, 1973. 171 с.

  15. Грамберг И.С., Спиро Н.С., Аплонова Э.Н. Стратиграфия и литология пермских отложений северной части Хатангской впадины // Тр. НИИ геологии Арктики. Т. 71. Л.: Гостоптехиздат, 1960. 172 с.

  16. Дельты – модели для изучения / Под ред. М. Бруссарда / Пер. с англ. М.: Недра, 1979. 323 с.

  17. Ершова В.Б., Худолей А.К., Прокопьев А.В. Реконструкция питающих провинций и тектонических событий в карбоне в северо-восточном обрамлении Сибирской платформы по данным U–Pb датирования обломочных цирконов // Геотектоника. 2013. № 2. С. 32–41.

  18. Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 710 с.

  19. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР / В 2-х томах. М.: Недра, 1990. Т. 1. 328 с.; Т. 2. 336 с.

  20. Кашик Д.С. Циклостратиграфическое расчленение перми Омолонского массива // Опорный разрез перми Омолонского массива. Л.: Наука, 1990. С. 96‒101.

  21. Котляр Г.В., Коссовая О.Л., Шишлов С.Б., Журавлев А.В., Пухонто С.К. Граница отделов перми в разнофациальных отложениях Севера России: событийнo-сратиграфический подход. // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2004. № 5. С. 29‒54.

  22. Македонов А.В. Методы литофациального анализа и типизация осадков гумидных зон. Л.: Недра, 1985. 242 с.

  23. Марков Ф.Г. Стратиграфия палеозойских отложений Таймырского полуострова // Тр. НИИ геологии Арктики. Т. 69. Л., М.: Водтрансиздат, 1954. 346 с.

  24. Дронов А.В., Корень Т.Н., Попов Л.Е., Толмачева Т.Ю. Методика событийной стратиграфии в обосновании корреляции региональных стратонов на примере нижнего ордовика Северо-Запала России. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1998. 88 с.

  25. Обстановки осадконакопления и фации / В 2-х томах / Под ред. Х. Рединга / Пер. с англ. М.: Мир, 1990. Т. 1. 352 с; Т. 2. 384 с.

  26. Онищенко А.Н., Межубовский В.В., Шнейдер Г.В. К вопросу о стратиграфии среднекаменноугольно-нижнепермских терригенных отложений Центрального Таймыра // Недра Таймыра. Вып. 2. Норильск: Изд-во Всеросс. геол. ин-та, 2000. С. 48–55.

  27. Павлидис Ю.А., Никифоров С.Л. Обстановки морфолитогенеза в прибрежной зоне Мирового океана. М.: Наука, 2007. 455 с.

  28. Погребицкий Ю.Е. Палеотектонический анализ Таймырской складчатой системы // Тр. НИИ геологии Арктики. Т. 166. Л.: Недра, 1971. 248 с.

  29. Позаментер Г.В., Аллен Дж.П. Секвентная стратиграфия терригенных отложений. Основные принципы и применение. М., Ижевск: Изд-во Института компьютерных исследований, 2014. 436 с.

  30. Прияткина Н.С., Худолей А.К., Купцова А.В. Источники сноса неопротерозойских и верхнепалеозойских терригенных комплексов Восточного Таймыра: петрографические, геохимические и геохронологические данные // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2020. Т. 28. № 6. С. 76–91.

  31. Рейнек Г.-Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления (с рассмотрением терригенных кластических осадков) / Пер. с англ. М.: Недра, 1981. 439 с.

  32. Селли Р.Ч. Древние обстановки осадконакопления / Пер. с англ. М.: Недра, 1989. 294 с.

  33. Соломина Р.В., Преображенская Э.Н. К стратиграфической схеме перми Таймыра // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1993. Т. 1. № 2. С. 13–25.

  34. Устрицкий В.И. Таймыро-Хатангская провинция // Основные черты стратиграфии пермской системы СССР // Тр. ВСЕГЕИ. 1984. Т. 286. С. 123‒130.

  35. Устрицкий В.И., Черняк Г.Е. Биостратиграфия и брахиоподы верхнего палеозоя Таймыра // Тр. НИИ геологии Арктики. Т. 134. Л.: Гостоптехиздат, 1963. 140 с.

  36. Уфлянд А.К., Натапов Л.М., Лопатин В.М., Чернов Д.В. О тектонической природе Таймыра // Геотектоника. 1991. № 6. С. 76–93.

  37. Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений. М.: Недра, 1984. 222 с.

  38. Хэллем Э. Интерпретация фаций и стратиграфическая последовательность / Пер. с англ. М.: Мир, 1983. 328 с.

  39. Шванов В.Н. Структурно-вещественный анализ осадочных формаций (начала литомографии). СПб.: Недра, 1992, 230 с.

  40. Шишлов С.Б. Циклостратиграфия верхнепалеозойской терригенной толщи Таймыра // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2003. № 2. С. 38–53.

  41. Шишлов С.Б. Новая региональная стратиграфическая схема верхнего палеозоя Таймыра // Записки Горного института. 2009. Т. 183. С. 40–52.

  42. Шишлов С.Б. Структурно-генетический анализ осадочных формаций. СПб.: Изд-во “ЛЕМА”, 2010. 276 с.

  43. Шишлов С.Б., Вербицкая Н.Г. К стратиграфии верхнепермских угленосных отложений Западного Таймыра // Сов. геология. 1990. № 7. С. 52–59.

  44. Ershova V.B., Khudoley A.K., Prokopiev A.V., Tuchkova M.I., Fedorov P.V., Kazakova G.G., Shishlov S.B., O’Sullivan P. Trans-Siberian Permian rivers: A key to understanding Arctic sedimentary provenance // Tectonophysics. 2016. V. 691. P. 220–233.

  45. Irwin M.L. General theory of epeiric clear water sedimentation // Bull. Am. Ass. Petrol. Geol. 1965. № 49. P. 445‒459.

  46. Zhang X., Omma J., Pease V., Scott R. Provenance of Late Paleozoic–Mesozoic sandstones, Taimyr Peninsula, the Arctic // Geosciences. 2013. V. 3. P. 507–527.

  47. Zhang X., Pease V., Omma J., Benedictus A. Provenance of Late Carboniferous to Jurassic sandstones for southern Taimyr, Arctic Russia: a comparison of heavy mineral analysis by optical and QEMSCAN methods // Sediment. Geol. 2015. V. 329. P. 166–176.

Дополнительные материалы отсутствуют.