Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 6, стр. 125-170

Петрографическая характеристика

Микроскопическое строение пород еще раз подтверждает отчетливый тренд обмеления в течение кампана–маастрихта, выявленный ранее (Маслакова, Липник, 1971; Заклинская, Найдин, 1985; Алексеев, 1989; Alekseev, Kopaevich, 1997 и др.).

Состав мергелей пачки XIX свидетельствует об их формировании в условиях пелагического бассейна. Это полностью биотурбированные фораминиферовые вакстоуны с доминированием мелких глобигериноподобных форм. Согласно модели Э. Флюгеля (Flügel, 2010), породы отвечают стандартной микрофации 3: “пелагический мад-, вак-, пакстоун с планктонными микрофоссилиями”. Подобные отложения характеризуют бассейновые фации или глубокий шельф. Несмотря на постоянное присутствие остатков губок в разрезе, в шлифах спикулиты не встречены, хотя отдельные спикулы отмечаются. Единичные зерна угловатого кварца имеют мелкоалевритовый размер (0.04–0.06 мм) и, очевидно, являются следствием эолового разноса.

В основании подпачки XXа (обр. 3110/45) появляется, а с подошвы подпачки XXb (обр. 3110/54) постоянно присутствует алевритовая примесь кварца, размер которой увеличивается вверх по разрезу от 0.06–0.08 до 0.08–0.1 мм, а количество – с 1–5% в подошве пачки XX до 10–15% в пачке XXI. Горизонты твердого дна за счет роста карбонатного цемента содержат меньше алеврита. Одновременно появляется глауконит, размер зерен которого сопоставим с размером зерен кварца, а количество примерно в 3–4 раза меньше. Сами карбонаты при этом почти не меняются – несколько увеличивается количество биокластов бентосных организмов, появляются агглютинирующие фораминиферы.

В пачке XXII появляется кварцевая примесь мелкопесчаной размерности, а примерно с середины пачки ее количество составляет около 5% и появляются единичные зерна плагиоклазов и метаморфических пород. Размер и количество обломочных зерен и глауконита увеличиваются до 50% в подошве пачки XXIII и продолжают расти вверх по разрезу. Одновременно до первых процентов сокращается количество планктонных фораминифер и растет доля биокластов бентосных организмов.

В подошве палеоцена (пачка XXV) размер зерен кварца и глауконита увеличивается до среднепесчаного. При этом кварц остается плохо- и среднеокатанным, что свидетельствует о сравнительно недалеких источниках сноса.

Таким образом, тренд обмеления подтверждается изменением количества и размера обломочной составляющей. Об этом же говорит и характер изменения соотношения П/Б для фораминифер: от 100–95% в пачке XIX до 30% в пачке XXIII и до 0 на границе с пачкой XXV.

Стоит отметить, что оценки количества обломочной составляющей и отношение планктон/бентос для фораминифер в шлифах в настоящей работе отличаются от данных (Alekseev, Kopaevich, 1997, рис. 4). Для обломочной примеси это объясняется присутствием многочисленных раковин фораминифер и других биокластов, замещенных халцедоном и входящих в нерастворимый остаток, а также самим методом измерения. Различие отношений П/Б также можно объяснить методикой измерений, в которой подсчитывалось количество фораминифер всех размеров в нескольких полях зрения, а не число выделенных фораминифер определенной фракции.

Ихнологическая характеристика

Как уже упоминалось, все породы разреза полностью биотурбированы, реликты первичных текстур отмечены лишь в верхней части пачки XXIII. На фоне биотурбированных пород в нижней части разреза (пачка XIX–подпачки XXa, XXb) наиболее часто наблюдаются поперечные сечения Zoophycos isp. (табл. II, фиг. А). Ихнокомплекс дополняется Planolites isp., Palaeophycus isp., Chondrites isp. Редко присутствуют Pilichnus isp. Ихнокомплекс в целом обычен для ихнофации Zoophycos пелагических бассейнов (в том числе внешнего шельфа) (Knaust, Bromley, 2012) и характеризуется обилием червей и червеподобных организмов-грунтоедов. Светлая окраска пород, отсутствие значительной биотурбации Chondrites и Pilichnus свидетельствуют о нормальной аэрации осадка.

Вблизи подошвы подпачки XXc к этому ихнокомплексу добавляется еще один важный и многочисленный элемент – Thalassinoides, норы ракообразных, с которыми ассоциируется формирование хардграундов (табл. II, фиг. Д). Очень редко отмечаются вертикальные трубки Arenicolites (табл. II, фиг. Г), характерные в основном для мелководья. Ассоциация Zoophycos и Thalassinoides, с учетом привноса обломочной составляющей, отвечает ихнофации Cruziana открыто-морских мелководных бассейнов или внутреннего шельфа (Knaust, Bromley, 2012).

Начиная с подошвы пачки XXIII, а возможно, и с верхней части пачки XXII, в разрезе появляются норы Schaubcylindrichnus (табл. II, фиг. Г), также рассматриваемые обычно как норы полихет или кишечножаберных (Knaust, 2017). Их широкое развитие типично для проксимальной части ихнофации Cruziana или для ихнофации Skolithos и характеризует мелководные условия, чаще всего нижнюю предфронтальную зону (Knaust, 2017). Редкость нор Skolithos в этой части разреза предполагает принадлежность данного интервала к проксимальной части ихнофации Cruziana. Lepidenteron lewesiensis (табл. II, фиг. В), представляющие собой скопление остатков рыб и обычно интерпретируемые как копролиты, в настоящее время рассматриваются как выполнение нор хищных червей (Jurkowska, Uchman, 2013).

В кровле пачки XXIII, как уже отмечалось, сохранились реликты горизонтальной и бугорчатой слоистости, типичные для штормовых отложений – темпеститов. Здесь доминируют Thalassinoides, встречаются последние Schaubcylindrichnus, но сохранность отдельных нор весьма плохая на фоне широкого развития ракушняковых прослоев, количество и протяженность которых увеличиваются к кровле (табл. II, фиг. З). Все это вместе указывает на формирование пачек XXIII и XXV в условиях интенсивного волнового воздействия нижней предфронтальной зоны.

Суммируя сказанное, изученный разрез можно интерпретировать следующим образом. Седиментация происходила в условиях постепенного обмеления бассейна. На начальном этапе, отвечающем пачке XIX–подпачкам XXa, XXb, здесь существовали условия, сопоставимые с внешним шельфом. В интервале, отвечающем подпачке XXc–пачке XXII, происходило медленное осадконакопление в условиях, сопоставимых с внутренним шельфом и переходной зоной пляжа (глубины порядка 50 м). Оно характеризовалось постепенным увеличением привноса обломочного материала и сопровождалось перерывами, во время которых происходило формирование хардграундов. В интервале, соответствующем пачке XXIII, продолжалось обмеление бассейна до глубин нижней предфронтальной зоны (15–20 м), подверженной периодическому штормовому воздействию. Это, видимо, явилось причиной сокращения и исчезновения диноцистовых комплексов (см. ниже). За этим последовал продолжительный перерыв, во время которого формировались глаукониты и фосфориты. Судя по находкам костей сухопутных динозавров из основания датских известняков (Рябинин, 1946) в разрезе Бешкош и в соседних разрезах (Лопатин, Аверьянов, 2019), можно допустить осушение бассейна в конце маастрихтского века. Водную массу морского бассейна можно охарактеризовать как умеренно теплую, типичную для бассейнов “Европейской палеогеографической области”. Результаты изотопных анализов (см. ниже) позволяют оценить температуру воды ~18–19°С. Полученные данные частично подтверждают выводы, сделанные ранее (Яковишина и др., 2008; Габдуллин и др., 2015).

Головоногие моллюски

Несмотря на то, что из разреза Бешкош в литературе указывается достаточно большое количество находок головоногих моллюсков, судить о достоверности определений не представляется возможным, поскольку их фотографии отсутствуют. Нам удалось найти только изображения ростров Neobelemnella kazimiroviensis (Skolozdrowna, 1932), предположительно, из пачки XXIII в работе (Найдин, 1975, табл. XV , фиг. 4–5), определение которых не вызывает больших возражений (Keutgen et al., 2017, p. 21). Это типично верхнемаастрихтские формы.

Рис. 5.

Корреляция биособытий по диноцистам разрезов карьера Терси, Бешкош и плато Актолагай. Условные обозначения см. рис. 1. Сокращения: LO – последнее присутствие, FO – первое присутствие, FCO – первая частая встречаемость.

Находка Phyllopachyceras surya (Forbes), изображенная в (Найдин, 1959, с. 176, табл. 15 , фиг. 3), упоминающаяся в (Заклинская, Найдин, 1985, с. 81) и хранящаяся в Музее землеведения МГУ (обр. № 1/17), происходит из Белогорского района, с. Курское. Находки других аммонитов и белемнитов из окрестностей г. Бахчисарай, изображенные в (Найдин, 1959; Йолкичев, Найдин, 1999), не имеют, к сожалению, привязки к конкретным разрезам и слоям. Поэтому мы не беремся их интерпретировать применительно к рассматриваемому разрезу. В то же время известно, что большинство палеонтологов подтверждают определения аммонитов, опубликованных в (Найдин, 1959). Поэтому можно допустить высокую степень достоверности цитируемых находок, перечисленных ниже.

Pachydiscus (P.) koeneni De Grossouvre в настоящее время рассматривается либо как самостоятельный вид (Wiedmann, Schmidt, 1993), либо как младший синоним Pachydiscus (P.) haldemsis (Schlueter) (Kennedy, Summesberger, 1984). В любом случае он указывает на кампанский возраст пачки XIX и подпачки XXa.

Pachydiscus (P.) neubergicus (Hauer) указан из пачки XXIII (Маслакова, Липник, 1971). Данный вид является индексом подошвы маастрихта и распространен до нижней части верхнего маастрихта (Kennedy, Summesberger, 1986; Niebuhr, 2003; Jagt, Felder, 2003).

В пачке XXIII встречается и Pachydiscus (P.) colligatus (Вinkhоrst). Это, пожалуй, единственный аммонит из разреза Бешкош, с определением которого не согласен У. Кеннеди (Kennedy, 1987). Данный аммонит был переопределен как раннемаастрихтский Pachydiscus (P.) epiplectus (Redtenbacher) (Kennedy, Summesberger, 1986).

Hauericeras sulcatum (Kner, 1848) является раннемаастрихтским видом (Kennedy, Summesberger, 1987), поэтому его присутствие в подпачке XXa и пачке XXI указывает на принадлежность к маастрихту.

Baculites anceps Lamarck обычен для верхнего маастрихта, хотя появляется в нижнем маастрихте (Klinger, Kennedy, 2001), что говорит о возможности проведения границы кампанского и маастрихтского ярусов в интервале пачки XIX–подпачки XXa.

Diplomoceras cylindraceum (Defrance) распространен в верхах кампана–маастрихте (Klinger, Kennedy, 2003), в том числе и в лимитотипе (Odin, Lamaurelle, 2001). Сообщения о раннекампанских находках D. cylindraceum нуждаются в подтверждении. Согласно (Alekseev, Kopaevich, 1997), в данном разрезе этот вид происходит из подпачки XXb.

Hoploscaphites constrictus (J. Sowerby) и H. cf. constrictus указаны из пачек XXI и XXIII. Вид характеризует маастрихтский ярус (Kennedy, Summesberger, 1987; Niebuhr, 2003), появляясь, возможно, в самой кровле кампана (Odin, Lamaurelle, 2001).

Наконец, вид Acanthoscaphites (A.) gr. tridens (Kner) также указан из пачки XXI. Он характерен для нижнего маастрихта (Kennedy, Summesberger, 1987; Niebuhr, 2003).

Таким образом, на основе цитированных находок аммонитов пачки XXI–XXIII несомненно имеют маастрихтский возраст, а граница кампанского и маастрихтского ярусов предположительно может располагаться в подпачке XXa.

С белемнитами дело обстоит сложнее, поскольку, судя по спискам определений, они несколько раз пересматривались Д.П. Найдиным. Поэтому мы остановимся только на наиболее поздних определениях, приведенных в (Заклинская, Найдин, 1985) и воспроизведенных в (Alekseev, Kopaevich, 1997).

Belemnitella mucronata senior Now., отмеченная в пачке XIX (Маслакова, Липник, 1971), является верхнекампанским видом.

Из подпачки XXc указываются Belemnella lanceolata (Schlotheim), Belemnella sumensis sumensis Jeletzky и B. sumensis praearkhangelskii Naidin (Заклинская, Найдин, 1985). Появление Belemnella lanceolata считается дополнительным маркером границы между кампаном и маастрихтом в “безаммонитовых” разрезах Западной Европы (Odin, Lamaurelle, 2001). Данная концепция сохраняется и по сей день (Remin, 2018). В то же время для востока Русской плиты и Прикаспия нами было показано, что эта граница проходит не в подошве, а внутри зоны Belemnella lanceolata (Беньямовский и др., 2016; Baraboshkin et al., 2017).

Оба подвида Belemnella sumensis характеризуют нижний маастрихт Восточной Европы (Alekseev et al., 1999) и восточной части Западной Европы, где в последнее время они рассматриваются в качестве самостоятельных видов (Remin, 2018).

Из пачки XXI указываются Belemnella sumensis, переходные формы между В. sumensis и Neobelemnella kazimiroviensis (Skolozd.). Последний вид присутствует в пачке XXIII, переотложен в подошве пачки XXV и, как отмечено выше, характеризует верхний маастрихт (Найдин, 1975; Alekseev et al., 1999; Keutgen et al., 2017).

Таким образом, на основе цитированных находок белемнитов можно считать, что граница кампанского и маастрихтского ярусов должна проводиться ниже подпачки XXc, а граница нижнего и верхнего маастрихта – в интервале пачек XXI–XXIII.

Немногочисленные остатки головоногих моллюсков, имеющиеся в нашем распоряжении, позволяют сделать следующие выводы.

Ядро фрагмокона Pachydiscus (P.) neubergicus neubergicus (Hauer) встречено в осыпи в нижней части подпачки XXa (табл. III, фиг. 1). Он может характеризовать только подпачку XXa, о чем свидетельствует выполняющая его порода, не содержащая алевритовой примеси. Хотя аммонит слабо деформирован (сплюснут с боков), его диагностические признаки близки к лектотипу (см. Kennedy, Summesberger, 1986). Раковина полуэволютная; диаметр ядра 110 мм; на половине оборота присутствует 8 слабоизогнутых главных ребер, утолщенных на умбиликальном перегибе; им соответствует 26 вторичных ребер, сглаживающихся в месте ветвления, чуть выше середины боков. Вторичные ребра почти радиальны, немного наклонены вперед.

Данный вид является биостратиграфическим маркером подошвы маастрихта (Odin, Lamaurelle, 2001), хотя в различных разрезах появляется на разных уровнях и имеет значительную диахронность (Jagt, Felder, 2003).

Таким образом, подошва маастрихта должна находиться ниже кровли подпачки XXa.

Pachydiscus cf. (P.) armenicus Atabekian et Akopian, 1969 из подпачки XXс, несмотря на фрагментарную сохранность, определен достаточно уверенно. Это сильно деформированный (сплющенный) обломок полуэволютного фрагмокона высотой 30 мм. Главные ребра начинаются на умбиликальном перегибе, где они утолщены. Чуть ниже середины боков они делятся на 3 ветви, слегка понижаясь в месте ветвления. Cлабо изгибаясь вперед, они без понижения пересекают вентральную сторону. Данный вид известен из маастрихта и, вероятно, верхней части кампана, наиболее часто встречаясь в верхнем маастрихте (Machalski, 2012). Поэтому данная находка не помогает уточнить положения ярусных и подъярусных границ.

В подпачке XXс нами встречен уровень с белемнитами Belemnella gracilis (Arkh.) (табл. III, фиг. 3–4), который, вслед за (Schulz, 1979; Christensen, 1997; Remin, 2018), мы рассматриваем как самостоятельный вид, а не подвид. Это крупные (до 131 мм), почти гладкие субцилиндрические ростры с большим удлинением (10) и нулевым индексом Шатского, что отличает их от близких Belemnella praearkhangelskii Naidin. Вероятно, подобные ростры и определялись Д.П. Найдиным как Belemnella sumensis praearkhangelskii Naidin (Заклинская, Найдин, 1985). По существующим данным эта форма характеризует нижний маастрихт, а согласно (Christensen, 1997), она распространена вместе с B. praearkhangelskii Naidin в средней–верхней частях нижнего маастрихта.

Методы и материал исследований

Мацерация проб проводилась по методике, принятой в лаборатории палеофлористики Геологического института РАН и являющейся модификацией сепарационного метода (Гричук, 1940). Последовательность химической обработки следующая: 1) обработка 10%-ным раствором HCl для удаления карбонатов; 2) отмывка проб дистиллированной водой до нейтральной реакции (каждые 2 ч); 3) обработка проб горячим 10%-ным раствором Na₂HPO₄; 4) отмучивание пробы от глинистых частиц дистиллированной водой (каждые 2 ч); 5) центрифугирование полученного осадка в растворе тяжелой жидкости [K₂(CdI₄)] с удельным весом 2.25 для извлечения ископаемых палиноморф; 6) отмывка органического мацерата от тяжелой жидкости дистиллированной водой и его сбор в пробирки; 7) обработка полученного мацерата концентрированной HF; 8) отмывка мацерата в центрифуге от плавиковой кислоты дистиллированной водой до нейтральной PH. Полученный мацерат заливается глицерином и хранится в пробирках.

Изучение препаратов производилось в оптическом микроскопе Axiostar plus (Carl Zeiss), при рабочем увеличении ×400 и ×600. Определялись все имеющиеся в пробе виды палиноморф (диноцисты, акритархи, празинофиты, споры и пыльца растений). Минимально подсчитывалось 200 экземпляров палиноморф на одну пробу, после чего препарат просматривался до конца с целью обнаружения редко встречаемых таксонов. В случае малого количества палиноморф подсчитывались все встреченные экземпляры. Фотографии выполнены на микроскопе Axiostar plus (Carl Zeiss) с фотонасадкой на базе фотоаппарата Canon PC1200 и программы визуализации AxioVision Rel. 4.7. (Carl Zeiss).

При подсчете в палинологических спектрах за 100% принималась сумма всех палиноморф. Выделение палинологических ассоциаций было основано (1) на выявлении последовательности стратиграфически важных уровней первого появления, исчезновения, частой встречаемости видов диноцист; (2) на количественных соотношениях различных групп палиноморф (диноцист, акритарх, празинофитов) и уровней их изменений; (3) на изменениях таксономического состава и количественных соотношений различных экологических групп диноцист.

Материалом для палинологического исследования послужили 60 проб из разреза Бешкош, взятых с соответствующих уровней палеомагнитных проб в точках 3110, 3136 и 3171 (рис. 3).

Установлено, что палиноморфы распределены по разрезу неравномерно. Они отсутствуют или встречены в незначительном количестве (менее 15 экз.) в точке наблюдения (т.н.) 3110 – пробы 3, 13–16, 56–61, т.н. 3136 – пробы 1, 32–35, 39–45 и т.н. 3171 – пробы 1, 5, 20–21, 23. Остальные пробы содержат многочисленные диноцисты, акритархи, празинофиты, при незначительном участии спор и пыльцы растений, что указывает на формирование отложений в открыто-морских, удаленных от берега палеообстановках.

Стратиграфическое распределение палиноморф приведено в Приложении 1 ; количественное распределение различных групп палиноморф и экогрупп диноцист – на рис. 3, 4. Изображения характерных таксонов помещены на фототаблицах IV–VI.

Расчленение по палинологическим данным

Приведенные Е.Д. Заклинской и Д.П. Найдиным (1985) палинологические данные по разрезу Бешкош получены из одной пробы, взятой в основании зоны Neobelemnella kazimiroviensis. Этими авторами было показано преобладание в спектре пыльцы покрытосеменных стемм Normapolles Pflug и Postnormapolles Pflug, с участием ключевых таксонов – Ulmodeipites spp., Myricites krempii Pflug, Nudopollis terminalis (Pflug et Thomson) Pflug и других. Данный спектр был соотнесен с верхней частью фазы “с” второго этапа кайнофита (верхний маастрихт) Европейско-Туранской области палеофлористического царства “Norma” (Zaklinskaya, 1981). Также были приведены сведения о наличии в пробе диноцист (как планктонных водорослей) Hafnisphaera fluens Hansen., Palynodinium grallator Gocht, находки которых дали основание отнести изученный образец к верхнемаастрихтской зоне Palynodinium grallator схемы (Hansen, 1977). Однако приведенные в работе (Заклинская, Найдин, 1985) фотографии P. grallator не подтверждают сделанный данными авторами вывод, поскольку на них изображены другие таксоны.

Выявленные диноцистовые события позволили выделить 9 диноцистовых интервалов, установленных по присутствию или появлению руководящих таксонов и/или по количественным характеристикам ассоциаций палиноморф.

Диноцистовый интервал 1 (ДН-1) (подпачка XIXа, т.н. 3110, пробы 1–19). Комплекс диноцист чрезвычайно бедный в количественном и видовом отношении, таксоны встречаются в виде редких (чаще единичных) экземпляров плохой сохранности (Приложение 1 ). В этом интервале обнаружены Circulodinium distinctum (Deflandre et Cookson) Jansonius, Riculacysta? pala Kirsch, cf. Cassidium fragile (Harris) Drugg, Exochosphaeridium sp., Ex. bifidum (Clarke et Verdier) Clarke et al., Exochosphaeridium cf. mullieri Yun Hyesu, Cladopyxidium saeptum (Morgenroth) Stover et Evitt, Palaeostomocystis reticulata Deflandre, Hystrichosphaeridium sp., Xenikoon australis Cookson et Eisenack, Membranigonyaulax wilsonii Slimani, Areoligera sp., Lanternosphaeridium lanosum Morgenroth, Leberidocysta chlamydata (Cookson et Eisenack) Stover et Evitt, Leberidocysta? microverrucosa Slimani – Leb.? flagellichnia Schiøler.

Диноцистовый интервал 2 (ДН-2) (нижняя–средняя части подпачки XIXb, т.н. 3110, пробы 21–37). Комплекс диноцист сохраняет в своем составе ранее встречавшиеся таксоны и обогащается за счет появления новых таксонов.

В этом интервале отмечено появление C. diebelii (Alb.) Lent. et Will., Spongodinium delitiense (Ehrenberg) Deflandre, Triblastula wilsonii Slimani, Caligodinium amiculum Drugg, Conneximura fimbriata (Morgenroth) May, Cladopyxidium paucireticulatum Slimani, Cribroperidinium ventriosum (Wetzel) Lentin et Williams, Eatonicysta hapala Schiøler et Wilson, Hystrichosphaeridium proprium Marheinecke, Neosphaerodictyon filosum Slimani, Pervosphaeridium cf. tubuloaculeatum Slimani, Isabelidinium sp., Areoligera spp., Phanerodinium sp., P. sonciniae Marheinecke и др. (Приложение 1 , рис. 3, 4). Только на этом уровне присутствуют Areoligera tenuicapillata (Wetzel, ex Deflandre) Lejeune-Carpentier, Glaphyrocysta expansa (Corradini) Roncaglia et Corradini. В кровле интервала отмечено последнее присутствие Circulodinium distinctum.

В ассоциации палиноморф преобладают представители диноцист семейства Areoligeraceae (Riculacysta? pala, Areoligera spp., Circulodinium distinctum) и таксоны неясного систематического положения, предположительно акритархи Palaeostomocystis reticulata, Fromea chytra, Fromea cf. laevigata. Относительно часты диноцисты Hystrichosphaeridium spp., Cribroperidinium, Exochosphaeridium spp., Coronifera sp., Xenikoon australis; остальные таксоны немногочисленны (рис. 4).

Диноцистовый интервал 3 (ДН-3) (терминальная часть подпачки XIXb, т.н. 3110, пробы 40–43). На этом стратиграфическом уровне отмечено появление диноцист Palaeocystodinium australinum (Cookson) Lent. et Will., Eisenackia circumtabulata Drugg, акритарх Paralecaniella indentata (Deflandre et Cookson) Cookson et Eisenack и последняя постоянная встречаемость диноцист Riculacysta? pala.

Ассоциация микрофитопланктона характеризуется преобладанием диноцист Triblastula wilsonii и Hystrichosphaeridium spp., сокращением количества Riculacysta? pala, Areoligera spp., Cladopyxidium saeptum, акритарх Fromea spp. и увеличением – Spiniferites spp., Membranigonyaulax wilsonii; постоянным присутствием Spongodinium delitiense (Приложение 1 , рис. 3, 4).

Диноцистовый интервал 4 (ДН-4) (подпачки ХХa–XXb, т.н. 3110, пробы 45–63, т.н. 3136, проба 3). Наиболее полная характеристика получена для подпачки ХХа, выше палиноморфы встречаются дискретно (Приложение 1 , рис. 3). В основании интервала ДН-4 комплекс диноцист значительно обогащается (Приложение 1 ), что предполагает наличие перерыва в разрезе. В интервале впервые встречаются: Cerodinium sp., C. albertii (Corradini) Lent. et Will., C. leptodermum (Vozzhennikova) Lent. et Will., Alterbidinium sp., A. acutulum (Wilson) Lent. et Will., A. varium Kirsch, Isabelidinium cooksoniae (Alb.) Lent. et Will., Neonorthidium perforatum Marheinecke, Palaeocystodinium golzowense Alberti, Turnhosphaera hypoflata (Yun Hyesu) Slimani, Fibradinium annetorpense Morgenroth, Membranosphaera maastrichtica Samoilovitch, Microdinium bensonii Slimani, M. carinatum (Below) Lent. et Will., Pterodinium cingulatum (Wetzel) Below, Cannosphaeropsis utinensis Wetzel, Gillinia hymenophora Cookson et Eisenack, Kallosphaeridium? cf. granulatum (Norvick) Stover et Evitt, Rhiptocorys veligera (Deflandre) Lejeune-Carpentier et Sarjeant, Florentinia ferox (Deflandre) Duxbury, Senegalinium obscurum (Drugg) Stover et Evitt, Spinidinium cf. eggerii Kirsch, Trigonopyxidia ginella (Cookson et Eisenack) Downie et Sarjeant, а также акритархи Fromea fragilis (Cookson et Eisenack) Stover et Evitt и др.

В интервале ДН-4 отмечается последнее присутствие диноцист Spongodinium delitiense, Riculacysta? pala, Neosphaerodictyon filosum, Eisenackia circumtabulata, Caligodinium amiculum, Leberidocysta? microverrucosa – Leb.? flagellichnia, Lanternosphaeridium lanosum.

В интервале ДН-4 выявлено существенное количество (не менее 15%) перидиниоидных таксонов (Cerodinium spp., Alterbidinium spp., Isabelidinium spp., Senegalinium obscurum). Также обильны Spiniferites, Pterodinium cingulatum, Microdinium spp., Exochosphaeridium cf. mullieri, Membranosphaera maastrichtica и акритархи Palaeostomocystis reticulata. В комплексе палиноморф относительно часты (в среднем 10%) споры и пыльца растений, постоянно встречаются колониальные зеленые водоросли Palambages morulosa, в нижней части интервала – органические оболочки фораминифер (рис. 4).

Диноцистовый интервал 5 (ДН-5) (основание подпачки ХХс, т.н. 3136, проба 6). В ассоциации диноцист значительно сокращается таксономическое разнообразие, доминируют хоратные таксоны Areoligera spp., Exochosphaeridium spp., часты Triblastula wilsonii, Hystrichosphaeridium spp., остальные таксоны малочисленны (Приложение 1 ). На этом уровне установлено последнее присутствие Triblastula wilsonii, последняя частая встречаемость Exochosphaeridium cf. mullieri.

Диноцистовый интервал 6 (ДН-6) (средняя часть подпачки ХХс, т.н. 3136, пробы 9–13). Комплекс диноцист значительно обогащается, что предполагает наличие перерыва в разрезе (Приложение 1 ). В основании этого интервала (проба 9) зафиксировано присутствие различных видов Laciniadinium, первое появление Tanyosphaeridium variecalamum Davey et Williams. В кровле интервала исчезает Eatonicysta hapala.

Интервал характеризуется постепенным увеличением количества диноцист (снизу вверх по разрезу) Spiniferites spp., Membranigonyaulax wilsonii, Phanerodinium spp., Microdinium spp., Membranosphaera maastrichtica. В значительном количестве встречаются Xenikoon australis и акритархи Fromea spp., Paralecaniella indentata, cf. Prolixosphaeridium? nanus (Wetzel ex Lentin et Williams) Sarjeant. В основании интервала встречены частые акантоморфные акритархи (Micrhystridium sp.), выше – обилие перидиниоидных таксонов диноцист (Trithyrodinium spp., Pierceites spp.) (рис. 4).

Диноцистовый интервал 7 (ДН-7) (терминальная часть подпачки ХХс–нижняя часть пачки XXI, т.н. 3136, пробы 15–19). Диноцисты неразнообразны и в большей части интервала малочисленны (Приложение 1 ).

В основании интервала фиксируется первое появление Triblastula utinensis Wetzel, Rigaudella apenninica (Corradini) Below, а в целом доминирование Spiniferites spp. и водорослей Palambages morulosa.

Диноцистовый интервал 8 (ДН-8) (средняя часть пачки XXI–пачка XXII, т.н. 3136, пробы 21–47). Наиболее полная характеристика получена для средней части пачки XXI (Приложение 1 , рис. 3).

Интервал характеризуется первым появлением Cerodinium speciosum (Alberti) Lentin et Williams, последним присутствием Alterbidinium acutulum, Isabelidinium cooksonae, Cannosphaeropsis utinensis, Triblastula utinensis. Преобладают Spiniferites spp., Cerodinium spp., Phanerodinium sp., Microdinium spp., Membranosphaera maastrichtica, Xenikoon australis, cf. Prolixosphaeridium? nanus, акритархи Paralecaniella indentata, Fromea spp.

Диноцистовый интервал 9 (ДН-9) (средняя часть пачки XXIII, т.н. 3171, пробы 10, 15). Большая часть пачки XXIII и изученная часть пачки XXV не содержат палиноморф (Приложение 1 , рис. 3).

Интервал характеризуется первым появлением и массовой встречаемостью диноцист Glaphyrocysta perforata, при единичной встречаемости Areoligera senonensis, cf. Cassidium fragile.

Возраст по палинологическим данным

В результате анализа палинологических данных в разрезе Бешкош выявлены уровни появления, исчезновения, массовой встречаемости стратиграфически значимых таксонов диноцист (рис. 3). Основываясь на присутствии в разрезе ряда зональных и руководящих видов, представляется возможным сопоставить полученные палинологические данные с имеющимися зональными схемами по диноцистам кампана–маастрихта Западной Европы (Hulthberg, Malmgren, 1987; Kirsch, 1991; Marheinecke, 1992; Schiøler, Wilson, 1993; Roncaglia, Corradini, 1997a; Slimani, 2000, 2001), Израиля (Hoek et al., 1996), Западной Сибири (Lebedeva, 2006; Лебедева и др., 2013; Лебедева, Кузьмина, 2018), Тургайского прогиба (Васильева, Левина, 2007), Поволжья (Александрова и др., 2012).

В видимом основании разреза Бешкош (в подпачке XIXа), охарактеризованном ДН-1, установлено низкое таксономическое разнообразие диноцист, представленных преимущественно таксонами широкого стратиграфического распространения, за исключением Riculacysta? pala. В стратотипе нижней границы маастрихта появление Riculacysta? pala (=Glaphyrocysta cf. perforatа) выявлено в терминальном кампане, на уровне 114.8 м, что близко к границе кампана и маастрихта, установленной на уровне 115.2 м (Antonescu et al., 2001; Schiøler, Wilson, 2001) (рис. 5). Первое появление Riculacysta? pala на юге Германии (Гельветские и Ультрагельветские покровы Альп, Верхняя Бавария) (Kirsch, 1991) зафиксировано в основании зоны Cerodinium diebelii раннего маастрихта (рис. 6). В разрезах Бельгии (Slimani, 2001) это событие указывается на более высоком стратиграфическом уровне – в подзоне Cladopyxidium paucireticulatum средней части раннего маастрихта (рис. 7). В разрезе плато Актолагай (Казахстан) это событие установлено на уровне средней части белемнитовой зоны Belemnella lanceolata в слоях с Alterbidinium minus по диноцистам, отвечающих переходному этапу от кампана к маастрихту (неопубликованные данные Г.Н. Александровой) (рис. 5).

Рис. 6.

Корреляция биособытий по диноцистам в Гельветских и Ультрагельветских покровах Альп, разрезе Бешкош и Нижней Саксонии. Условные обозначения см. рис. 1. Сокращения: Н. – нижний, Верх. часть – верхняя часть; остальные сокращения см. рис. 5.

Рис. 7.

Корреляция биособытий по диноцистам в Израиле, разрезе Бешкош и Бельгии. Условные обозначения см. рис. 1. Сокращения: CO – частая встречаемость, FO Av – FO A. varium; FO Clp – FO C. paucireticulatum; FO Cp – FO C. paucireticulatum; FO Te – FO T. evittii; FO Cd – FO C. diebelii; FO Cs – FO C. speciosum; FO Pa – FO P. australinum; FO Pg – FO P. golzowense; LO Aa – LO A. acutulum; LO Ic – LO I. cooksaniae; Форам. – фораминиферы; Нанн. – наннопланктон; ниж. – нижний.

В нижней и средней частях подпачки XIXb, соответствующих интервалу ДН-2, выявлены уровни появления зональных и характерных видов диноцист – Cerodinium diebelii, Spongodinium delitiense, Cladopyxidium paucireticulatum, Pervosphaeridium cf. tubuloaculeatum, Glaphyrocysta expansa, Triblastula wilsonii, а также массовая встречаемость представителей семейства Areoligeraceae (Areoligera spp., R.? pala, Circulodinium spp.).

Наиболее ранние находки Spongodinium delitiense указываются в раннем кампане Норвежского моря (Radmacher et al., 2015), Бельгии (Slimani, 2000, 2001) (рис. 7), в позднем кампане Атлантического побережья США (Aurisano, 1989). На плато Актолагай (Казахстан) это событие установлено в кампане на уровне зоны Belemnitella langei (неопубликованные данные Г.Н. Александровой) (рис. 5).

В разрезах Гельветских и Ультрагельветских покровов Альп (Kirsch, 1991) появление S. delitiense, C. diebelii, присутствие R.? pala, наблюдаемые в интервале ДН-2, установлены в основании зоны Cerodinium diebelii (рис. 6). Нижняя граница зоны C. diebelii отвечает основанию нижнего маастрихта (Kirsch, 1991) и приурочена к подошве зоны Globotruncana falsostuarti по планктонным фораминиферам (по шкале Robaszynski et al., 1984).

В разрезе плато Актолагай (Казахстан) появление Cladopyxidium paucireticulatum установлено в слоях с Alterbidinium minus, отвечающих переходному этапу от кампана к маастрихту (Baraboshkin et al., 2017) (рис. 5).

В разрезах Италии Glaphyrocysta expansa имеет узкий стратиграфический диапазон – пограничные отложения нижнего/верхнего маастрихта, и ее первое появление фиксирует нижнюю границу одноименной подзоны (Roncaglia, Corradini, 1997a).

В разрезах Бельгии в течение всего раннего маастрихта отмечается последовательное появление видов Cladopyxidium paucireticulatum, Pervosphaeridium tubuloaculeatum, Triblastula wilsonii (Slimani, 2000, 2001) (рис. 7). В разрезе Бешкош не установлены различные уровни появлений C. paucireticulatum, P. tubuloaculeatum, а выявлена их совместная встречаемость в основании интервала ДН-2, отмечаемая в разрезах Бельгии с основания зоны Pervosphaeridium tubuloaculeatum второй половины раннего маастрихта. Стратиграфический диапазон распространения Triblastula wilsonii в Бельгии охватывает конец раннего–начало позднего маастрихта (Slimani, 2001).

Первое появление Cerodinium diebelii установлено в верхнем кампане в стратотипе нижней границы маастрихта (Antonescu et al., 2001; Schiøler, Wilson, 2001), в разрезах Бельгии (Slimani, 2000, 2001), Марокко (Slimani et al., 2016), а также плато Актолагай (Казахстан) (неопубликованные данные Г.Н. Александровой) (рис. 5, 7), а его постоянное присутствие характерно для нижнего маастрихта. В разрезах юга Германии (Kirsch, 1991), Северного моря (Schiøler, Wilson, 1993), Италии (Roncaglia, Corradini, 1997a), Израиля (Hoek et al., 1996) (рис. 6, 7), Западной Сибири (Lebedeva, 2006; Лебедева и др., 2013) (рис. 8), Испании (Radmacher et al., 2014) данный таксон впервые появляется в нижнем маастрихте, в Тургайском прогибе – в верхнем маастрихте (Васильева, Левина, 2007). Следует отметить, что C. diebelii в разрезе Бешкош имеет разорванный диапазон распространения, его единичная встречаемость отмечена в основании интервала ДН-2 (проба 26, т.н. 3110), а постоянная частая встречаемость наблюдается выше – с уровня ДН-4.

Рис. 8.

Корреляция биособытий по диноцистам в Северном море, разрезе Бешкош и на юге Западной Сибири. Условные обозначения см. рис. 1. Сокращения: форам. – фораминиферы; нанно. - наннопланктон; остальные сокращения см. рис. 5.

Ассоциация диноцист с массовой встречаемостью Areoligeraceae ранее была выявлена в пограничном кампан-маастрихтском интервале в Бельгии и Нидерландах (Robaszynski et al., 1985), Израиле (Hoek et al., 1996), Нижнем Поволжье (Александрова и др., 2012). В Израиле это биособытие установлено в начале раннего маастрихта на уровне верхней части наннопланктонной зоны Q. trifidum, в низах зоны Globotruncana falsostuarti по фораминиферам (рис. 7). В Поволжье массовое развитие представителей семейства Areoligeraceae в пограничных кампан-маастрихтских отложениях зафиксировано на уровне слоев с Senoniasphaera microreticulata, отвечающих зонам Neoflabellina praereticulata/Neoflabellina reticulata (LC19)–Falsoplanulina complanata (LC20) по бентосным фораминиферам, верхней части слоев с Prunobrachium articulatum и слоям c Orbiculiforma renillaeformis по радиоляриям (Александрова и др., 2012).

В терминальной части подпачки XXb, соответствующей интервалу ДН-3, выявлены уровни появления/исчезновения диноцист Samlandia mayi, Alterbidinium varium, Palaeocystodinium australinum, Eisenackia circumtabulata, Caligodinium amiculum, используемых для зонального расчленения верхнемеловых пород различных регионов.

В стратотипе нижней границы маастрихта в разрезе Терси исчезновение Samlandia mayi установлено в базальной части нижнего маастрихта (Antonescu et al., 2001; Schiøler, Wilson, 2001) (рис. 5), а ее стратиграфическое распространение в разрезах Бельгии ограничено верхним кампаном–нижней частью нижнего маастрихта (Slimani, 2000, 2001) (рис. 7). В нижнем маастрихте последнее присутствие S. mayi ранее было установлено в Поволжье на уровне нижней части слоев с Senoniasphaera microreticulata (Александрова и др., 2012), в разрезе плато Актолагай в нижней части зоны Belemnella sumensis, а также на юге Западной Сибири стратиграфически ниже зоны CC24/UC18 по наннопланктону – в нижней части слоев с Cerodinium diebelii (Лебедева и др., 2013) (рис. 5, 8).

Следует отметить, что в ДН-3 и в нижней части ДН-4 наблюдаются частые находки S. delitiense, что в разрезах Бельгии характеризует зону Membranilarnacia liradiscoides нижнего маастрихта (рис. 7).

Первое появление видов рода Palaeocystodinium приурочено к верхнему кампану в Израиле (Hoek et al., 1996), Тургайском прогибе (Васильева, Левина, 2007), Датском бассейне (Surlyk et al., 2013), к основанию маастрихта на юге Германии (Kirsch, 1991), в Испании (Radmacher et al., 2014), к нижнему маастрихту в Италии (Roncaglia, Corradini, 1997a), Бельгии (Slimani, 2000), Западной Сибири (Lebedeva, 2006) (рис. 6, 7, 8).

Данные по диноцистам для северо-запада Германии (разрез Hemmoor, Нижняя Саксония) имеются для верхов нижнего маастрихта–нижней части верхнего маастрихта (Marheinecke, 1992). Сопоставление показывает, что в разрезе Бешкош выявляется только один корреляционный уровень – нижняя граница подзоны 2 зоны А, которая проводится по появлению видов Eisenackia circumtabulata и Caligodinium amiculum (рис. 6). Первая совместная встречаемость этих видов в разрезе Бешкош установлена в терминальной части пачки ХIХb (проба 43, т.н. 3110, кровля ДН-3). В разрезе Hemmoor основание подзоны 2 зоны А приурочено к верхней части зоны B. sumensis по белемнитам (по шкале Schulz, Schmid, 1983), которая датируется второй половиной раннего маастрихта. Обращает на себя внимание узкий диапазон распространения Eisenackia circumtabulata в разрезе Бешкош, в то время как в разрезе Hemmoor она присутствует вплоть до нижней части верхнего маастрихта.

В ДН-4 выявлено присутствие Alterbidinium minus, Alterbidinium varium, совместная встречаемость которых в стратотипе нижней границы маастрихта в разрезе Терси установлена в нижнем маастрихте (Antonescu et al., 2001; Schiøler, Wilson, 2001) (рис. 5). Появление Trithyrodinium evittii, выявленное в нижней части ДН-4, в разрезе Терси (Antonescu et al., 2001; Schiøler, Wilson, 2001) приурочено к терминальной части кампана. В Бельгии это событие распознано в основании зоны Membranilarnacia liradiscoides нижнего маастрихта (Slimani, 2000, 2001) (рис. 7).

Сравнение ассоциаций диноцист разреза Бешкош с комплексами диноцист, выявленными на юге Западной Сибири (Лебедева и др., 2013), показывает, что на основании присутствия Cerodinium diebelii, Palaeocystodinium golzowense, Cladopyxidium spp., Alterbidinium varium, Alterbidinium acutulum диноцистовые интервалы ДН-4–ДН-7 разреза Бешкош могут быть сопоставлены со слоями с Cerodinium diebelii, а интервал ДН-8, исходя из присутствия Cerodinium speciosum, отсутствия Alterbidinium acutulum, – со слоями с Cerodinium speciosum из ганькинской свиты, охарактеризованными наннопланктоном зон СС24–CC25a (Perch-Nielsen, 1985)/UC18–UC19 (Burnett, 1998) нижнего маастрихта (рис. 8).

Сопоставление полученных данных по диноцистам из разреза Бешкош с зональной схемой по диноцистам для юга Германии (Kirsch, 1991) показывает, что интервалы ДН-4–ДН-7 (пачка XX–нижняя часть пачки XXI) разреза Бешкош уверенно коррелируются с подзонами Spongodinium delitiense и Alterbidinium varium зоны Cerodinium diebelii нижнего маастрихта–нижней части верхнего маастрихта. Их сближает совместная встречаемость зональных и руководящих видов – Cerodinium diebelii, Spongodinium delitiense, Alterbidinium varium и Riculacysta? pala. Граница между подзонами Spongodinium delitiense и Alterbidinium varium, фиксируемая по исчезновению S. delitiense (Kirsch, 1991), в разрезе Бешкош установлена в нижней части ДН-4 в терминальной части подпачки ХХа (т.н. 3110, проба 53) (рис. 3, 6). Более высокая часть разреза Бешкош (верхняя часть пачки XXI–пачка XXII) на основании присутствия в ДН-8 Cerodinium speciosum может быть сопоставлена с подзоной Deflandrea galeata зоны Cerodinium diebelii, объем которой охватывает верхнюю часть зоны G. gansseri по планктонным фораминиферам и датируется средней частью маастрихта (Kirsch, 1991) (рис. 6).

Наблюдаемые в интервале ДН-4 совместная встречаемость видов Cladopyxidium paucireticulatum, Spongodinium delitiense, Cerodinium alberti, Palaeocystodinium golzowense, Riculacysta? pala, Alterbidinium varium, исчезновение Samlandia mayi установлены в разрезах Бельгии в подзоне “а” зоны Pervosphaeridium tubuloaculeatum (Slimani, 2000, 2001), объем которой охватывает зоны Belemnitella sumensis–Belemnitella fastigata верхней части нижнего маастрихта (рис. 7).

Верхняя граница подзоны “а” зоны Pervosphaeridium tubuloaculeatum установлена по исчезновению Alterbidinium acutulum, Isabelidinium bujakii (= I. cooksoniae), Neosphaerodictyon filosum (Slimani, 2000, 2001). Первые два биособытия в разрезе Бешкош установлены в нижней части ДН-8 (середина пачки XXI), а исчезновение Neosphaerodictyon filosum – на более низком стратиграфическом уровне, в кровле ДН-4 (граница подпачек XXb и ХХс). На основании появления в ДН-8 Cerodinium speciosum (верхняя часть пачки XXI–пачка XXII) эта часть разреза Бешкош может быть сопоставлена с зоной Deflandrea galeata, объем которой в Бельгии охватывает верхнюю часть белемнитовой зоны Belemnitella junior и датируется первой половиной позднего маастрихта.

В бассейне Северного моря, на юге Скандинавии, зональное расчленение верхнего мела ограничено маастрихтом (Hansen, 1977, 1979; Hulthberg, Malmgren, 1987; Schiøler, Wilson, 1993) (рис. 8). Вид-индекс зоны Triblastula utinensis (Schiøler, Wilson, 1993), охватывающей в Северном море зоны по фораминиферам Neoflabellina reticulata (верхняя часть)–Gavelinella danica (нижняя часть) (по шкале Koch, 1977) и зоны Belemnetella lanceolata (верхняя часть)–Belemnitella junior (середина) по белемнитам нижнего маастрихта – нижней части верхнего маастрихта, появляется в разрезе Бешкош в интервале ДН-7 (терминальная часть подпачки ХХс).

Зона Triblastula utinensis в бассейне Северного моря подразделена на три подзоны, верхние границы которых фиксируются по последнему присутствию Eatonicysta hapala (маркирует кровлю зоны по белемнитам Belemnella lanceolata), Alterbidinium acutulum (несколько ниже кровли зоны Belemnella occidentalis), Triblastula utinensis (в средней части Belemnitella junior) соответственно (Schiøler, Wilson, 1993). При всей кажущейся сходимости последовательности этих биособытий в разрезе Бешкош и бассейне Северного моря, выявляются нюансы. Так, Eatonicysta hapala в разрезе Бешкош встречается спорадически в виде единичных экземпляров, и ее исчезновение зафиксировано в кровле ДН-6, т.е. раньше уровня первого появления Triblastula utinensis. Исчезновение Alterbidinium acutulum установлено в нижней части ДН-8 (средняя часть пачки XXI) (рис. 8).

Уровень исчезновения Triblastula utinensis, являющийся маркером верхней границы одноименной зоны (Schiøler, Wilson, 1993), предположительно приходится на нижнюю часть пачки XXII. Вышележащая зона Isabelidinium cooksoniae, объем которой определяется как интервал от последнего присутствия Triblastula utinensis до последнего присутствия Isabelidinium cooksoniae (Schiøler, Wilson, 1993), в разрезе Бешкош уверенно не распознается, что, скорее всего, обусловлено отсутствием диноцист в большей части пачки XXII. Последнее присутствие данных таксонов выявлено в нижней части ДН-8, а выше по разрезу Isabelidinium cooksoniae не обнаружен.

Следует обратить внимание на распространение видов рода Triblastula и в других регионах. Так, появление Triblastula wilsonii, T. utinensis в разрезах Бельгии установлено практически на одном стратиграфическом уровне и приурочено к зоне Pervosphaeridium tubuloaculeatum, а исчезновение этих видов фиксируется в зоне Deflandrea galeata нижней части верхнего маастрихта (Slimani, 2000, 2001) (рис. 7). В Тургайском прогибе данные виды рода Triblastula также встречены совместно в верхней части журавлевской свиты на уровне находок белемнитов Neobelemnella kazimiroviensis Skołozdrowna и моллюсков Oxytoma danica (J. Ravn) нижнего маастрихта (Васильева, Левина, 2007). На юге Западной Сибири (Лебедева и др., 2013) Triblastula wilsonii, T. utinensis появляются в нижнем маастрихте на разных стратиграфических уровнях. Сначала на уровне наннопланктонной зоны СС24 (Perch-Nielsen, 1985)/UC18 (Burnett, 1998) и слоев с Cerodinium diebelii появляется T. utinensis, а позже, в подзоне СС25а (Perch-Nielsen, 1985)/зоне UC19 (Burnett,1998) и слоях с Cerodinium speciosum, появляется Triblastula wilsonii (рис. 8). В разрезе Бешкош данные виды имеют различные диапазоны распространения, но не встречены совместно и характеризуются обратной динамикой появления: Triblastula wilsonii присутствует в нижней части разреза (интервал ДН-2–ДН-5), Triblastula utinensis – в верхней (интервал ДН-7–ДН-8 (часть)) (рис. 3, 4).

Таким образом, сравнение биособытий по диноцистам, установленных в ДН-1–ДН-3, с аналогичными биособытиями, выявленными в разрезах Западной Европы, показывает, что первые приурочены к позднему кампану–началу раннего маастрихта. Это позволяет отнести пачку XIX и нижнюю часть пачки XX разреза Бешкош к пограничному интервалу кампана и маастрихта. Если опираться на критерии распознавания нижней границы маастрихта по диноцистам, выявленные в разрезе Терси (Odin, Lamaurelle, 2001), то этот уровень в разрезе Бешкош приурочен к границе ДН-2 и ДН-3. Исходя из приведенных данных, нижнюю часть разреза, включающую интервалы ДН-1 и ДН-2, можно датировать терминальным кампаном, интервал ДН-3 – ?началом раннего маастрихта, ДН-4–ДН-7 – концом раннего маастрихта, ДН-8 – началом позднего маастрихта, ДН-9 – средней частью позднего маастрихта (рис. 9).

Рис. 9.

Сопоставление диноцистовых интервалов разреза Бешкош с биостратонами по диноцистам различных регионов Евразии.

Палеообстановки

Ранее для различных регионов было установлено, что повышение уровня моря в неритической зоне, связанное с трансгрессивными трактами (в терминах сиквенс-стратиграфии), вызывает массовое развитие динофлагеллат семейства Areoligeraceae в обстановках внутреннего шельфа (например, Brinkhuis, 1994; Schiøler et al., 1997; Iakovleva et al., 2001; Pross, Brinkhuis, 2005; Crouch, Brinkhuis, 2005; Sluijs et al., 2008). Обилие в ДН-2 таксонов этого семейства, а также постоянная встречаемость Cribroperidinium spp. свидетельствуют о формировании отложений, отвечающих нижней–средней частям подпачки XIXb, в пределах внешнего шельфа в обстановках с высокой гидродинамикой во время трансгрессивной фазы развития бассейна (рис. 4). Здесь же фиксируется значительное участие акритарх Fromea, Paleostomocystis reticulata, что может свидетельствовать о стратификации водного столба (Sluijs et al., 2005; Prauss, 2007). Крайне малое количество и спорадическая встречаемость представителей перидиниоидных диноцист указывают на низкую продуктивность.

Количественные изменения различных групп диноцист в ДН-3 (терминальная часть подпачки XIXb) – постепенное уменьшение количества Areoligeraceae на фоне возрастания Spiniferites spp., Hystrichosphaeridium spp. – свидетельствуют о сохранении обстановок внешней зоны шельфа. Заметное присутствие в ДН-3 представителей открыто-морских и океанических экогрупп диноцист (Spiniferites spp., Pterodinium cingulatum, Impagidinium sp.) позволяет реконструировать уровень высокого стояния моря на этом этапе развития бассейна и формирование подпачки XIXb в условиях внешнего шельфа (Brinkhuis, 1994; Brinkhuis, Schiøler, 1996; Schiøler et al., 1997; Pross, Brinkhuis, 2005).

Для времени осадконакопления подпачки ХХa (интервал ДН-4) фиксируется разнообразие и высокое содержание перидиниоидных таксонов (Cerodinium spp., Alterbidinium spp., Isabelidinium spp., Senegalinium obscurum); это свидетельствует о палеообстановках внутреннего шельфа, росте эвтрофикации, вероятно за счет апвеллинга, что косвенно подтверждается появлением зерен глауконита.

Выше, в основании подпачки ХХс (интервал ДН-5) вновь установлено значительное участие видов Areoligera, что указывает на новый трансгрессивный импульс во время формирования пород.

В целом таксономически схожие с ДН-3–ДН-5 комплексы диноцист известны из нижнего маастрихта Италии (Corradini, 1973), юга Германии – Гельветские и Ультрагельветские покровы Альп (Kirsch, 1991), отчасти Бельгии (Slimani, 2000, 2001), что позволяет предположить их существование в единой палеобиогеографической области. Это подтверждается и находками макрофауны.

Весьма интересным является интервал ДН-6, соответствующий средней части пачки ХХ. В основании интервала выявлено присутствие различных видов Laciniadinium, частая встречаемость которых характерна для верхнемеловых пород Западной Сибири и Полярного Предуралья (Лебедева, 2005; Lebedeva, 2006; Лебедева, Кузьмина, 2018). Этот факт свидетельствует об изменении циркуляции и, вероятно, о понижении температуры палеобассейна в связи с внедрением бореальных водных масс, что подтверждается находками белемнитов. По мере развития трансгрессии, отражающейся в прогрессирующем увеличении содержания рода Spiniferites spp., обитавшего в открыто-морских условиях, в верхней части ДН-6 отмечена частая встречаемость перидиниоидных таксонов (Trithyrodinium spp., Pierceites spp.), что указывает на увеличение поступления питательных веществ в море (эвтрофикацию) и обмеление. В то же время с этого уровня и выше, включая пачки XXI–XXII, в разрезе отмечается постоянная относительно частая встречаемость акритарх Fromea spp., Paralecaniella indentata, празинофитов, что косвенно свидетельствует о стратификации водного столба (Prauss, 2007; Sluijs et al., 2005).

В нижней части пачки XXI (интервал ДН-7) установлено снижение разнообразия диноцист, появление высокоширотного (бореального) вида Triblastula utinensis, что позволяет предполагать прогрессирующее понижение температуры воды в морском бассейне в конце раннего маастрихта.

Верхняя часть пачки XXI–нижняя часть пачки XXII (нижняя часть интервала ДН-8) характеризуются возрастанием разнообразия диноцист и количества перидиниоидных таксонов, снижением количества Spiniferites spp., частой встречаемостью акритарх Paralecaniella indentata, Fromea spp., празинофитов. Такой состав ассоциации свидетельствует о формировании пород в мелководном морском бассейне (Brinkhuis, Schiøler, 1996; Schiøler et al., 1997). Эти изменения фиксируют понижение уровня моря.

Выше, в средней части пачки ХХIII (интервал ДН-9) установлено обилие Glaphyrocysta perforata, что указывает на высокую гидродинамику и трансгрессивный импульс во время формирования отложений.

Петромагнитные и магнито- минералогические исследования

Петромагнитные данные необходимы для обоснования вида и генезиса минералов-носителей естественной остаточной намагниченности и выяснения особенностей их распределения по разрезу. Эта информация используется для оценки пригодности образцов к палеомагнитным исследованиям и доказательства возраста намагниченности. Петромагнитные данные имеют самостоятельную ценность, как инструмент для дополнительного расчленения и корреляции разрезов. В Стратиграфическом кодексе России (2019) петромагнитные подразделения (магнитозоны, выделенные по численным магнитным характеристикам, не связанным с древним геомагнитным полем), наряду с магнитополярными (палеомагнитными), фигурируют как магнитостратиграфические подразделения. По сути, они являются разновидностью литостратиграфических подразделений, поскольку так же, как и последние, выделяются по особенностям вещественного состава (а именно, по характеру ферромагнитной фракции) пород. Вариации петромагнитных свойств отражают многие особенности формирования отложений, основные принципы их геологической интерпретации разработаны ранее и многократно апробированы на объектах различного возраста и генезиса (Молостовский, Храмов, 1997; Evans, Heller, 2003; Гужиков, 2013 и многие другие).

В разрезе Бешкош у образцов со 176 стратиграфических уровней измерены следующие параметры (рис. 10): K – магнитная восприимчивость и ее анизотропия (АМВ); K_t (термокаппа) – магнитная восприимчивость после прогрева пород при температуре 500°C в течение часа (прирост dK = = K_t – K при этом отражает содержание тонкодисперсного пирита в образце, благодаря фазовому переходу немагнитного FeS₂ в сильномагнитный Fe₃O₄ при температуре свыше 400°C); J_n – естественная остаточная намагниченность; J_rs – остаточная намагниченность насыщения (максимально возможная остаточная намагниченность в образце, создаваемая искусственным магнитным полем); B_cr – поле, соответствующее остаточной коэрцитивной силе, которую нужно приложить, чтобы полностью разрушить J_rs образца. Помимо характеристик, установленных опытным путем, рассчитывались параметры: фактор Q (параметр Кенигсбергера), равный отношению J_n к индуктивной намагниченности; параметр магнитной жесткости S = |J_r(–300)|/J_rs (где J_r(–300) – остаточная намагниченность после воздействия полем 300 мТл, обратном направлению поля насыщения) и отношение K/J_rs. Повышенные значения фактора Q указывают на более высокую степень упорядоченности магнитных моментов частиц. Величины параметра S, близкие к нулю, свидетельствуют о доминировании в образце магнитожесткой фазы, а близкие к единице – о преобладании магнитомягких минералов. Отношение K/J_rs пропорционально среднему размеру ферромагнитных зерен.

Рис. 10.

Магнитостратиграфический разрез Бешкош. Показаны палеомагнитная колонка, графики палеомагнитного склонения (D), наклонения (I) и петромагнитных параметров. Условные обозначения: 1, 2 – геомагнитная полярность: 1 – нормальная, 2 – обратная; 3 – отсутствие данных о полярности; 4 – данные по образцам из точек наблюдения (т.н.) 3110, 3136, 3171; 5 – данные по образцам из точки наблюдения 2561 (отбор В.А. Фомина); 6 – уровни, на которых смещение J_n в ходе магнитных чисток происходит по дугам больших кругов. Остальные условные обозначения см. на рис. 1.

Выборочные образцы, характеризующие различные литологические и петромагнитные разности, подвергались термомагнитному анализу (ТМА), заключавшемуся в исследованиях зависимостей намагниченности (J) или К от температуры (T) и исследованиям на коэрцитивном спектрометре J_meter (в Казанском федеральном университете – КФУ, Казань). В ТМА диагностическими признаками являются температура Кюри (выше которой исчезают ферромагнитные свойства вещества) или температуры фазовых переходов, уникальные для каждого минерала.

Измерения K велись на каппабридже MFK1-FB, измерения J_n – на спин-магнитометре JR-6 и криогенном магнитометре 2G-Enterprices (в Институте физики Земли – ИФЗ РАН, Москва). Гистерезисные характеристики (J_rs, B_cr) получены с помощью регулируемого электромагнита с максимальной интенсивностью поля 700 мТл (поэтому в данной работе за J_rs условно принята остаточная намагниченность после воздействия полем интенсивностью 700 мТл, заведомо достаточным для насыщения магнитомягких образцов). dK измерялось после нагрева образцов в печи СНОЛ-6/11-В. Исследования J(T) проводились на термоанализаторе фракций ТАФ-2 (“магнитные весы”), K(T) – на каппабридже MFK1-FA с приставкой CS3 (в ИФЗ РАН, Москва). Анализ зависимостей K(T) и данных АМВ проводился с помощью программ Cureval 8.0.2 и Anisoft 4.2 соответственно.

Изученные отложения, несмотря на малые значения К и J_n (K = 0.3–5.8 × 10^–5 ед. СИ и J_n = = 0.006–0.52 × 10^–3 А/м), хорошо дифференцированы по магнитным свойствам, вариации которых обнаруживают очевидные закономерности в распределении по разрезу (рис. 10).

Прежде всего, следует отметить закономерные тренды к увеличению вверх по разрезу величин параметров, обусловленных концентрацией ферромагнитных минералов в образце: K, J_n, J_rs (рис. 10). Эти тренды сопровождаются возрастанием количества терригенных зерен и глауконита, заметным визуально и подтвержденным данными количественного анализа – увеличением доли нерастворимого остатка (Alekseev, Kopaevich, 1997). Однако связь между возрастаниями значений K, J_n, J_rs и увеличением концентраций крупнообломочного материала неочевидна, потому что наблюдаемый спад отношения K/J_rs вверх по разрезу (за исключением пограничного маастрихтского–датского интервала), напротив, указывает на уменьшение среднего размера ферромагнитных зерен. О снижении размерности ферромагнитной фракции свидетельствует и возрастание Q вверх по разрезу, вследствие лучшего упорядочивания магнитных моментов у тонкодисперсных частиц, чем у крупных (рис. 10).

Ранее идентичный петромагнитный облик маастрихтских отложений был зафиксирован в разрезах Чахмахлы и Такма, расположенных в долине р. Бодрак, к ССЗ от г. Бешкош, примерно в 5 и 8 км соответственно (Гужикова, 2018). Исследования под микрозондом образцов из разреза Чахмахлы показали, что ферромагнитная фракция представлена в них субмикронными железистыми чешуйками (химический состав – Fe, Ni, Cr) и магнетитовыми микросферулами, характерными для метеорной пыли (Гужикова, 2018). Поэтому изменения магнитных свойств, свидетельствующие о возрастании тонкодисперсной ферромагнитной фракции вверх по разрезу, были связаны с повышенным поступлением метеоритного вещества на Землю в конце мелового периода (Гужикова, 2018).

Результаты магнито-минералогических анализов выборочных образцов по разрезу Бешкош согласуются с предположением о космогенном веществе в виде магнетитовых микросферул, как наиболее вероятном носителе намагниченности. В изученных образцах, за исключением образцов с двух уровней (3110-41 и 3110-44), фиксируется магнитомягкая фаза: B_cr = 15–44 мТл, S ~ 1, J_rs приобретается в полях до 200 мТл (рис. 11а). Подобная картина характерна для тонкодисперсного магнетита. Данные коэрцитометрии указывают на псевдооднодоменное и многодоменное состояние ферромагнитных частиц (Dunlop, 2002), характерное для магнетитовых сферул космического происхождения (рис. 11б). Интерпретация кривых ТМА, к сожалению, невозможна ввиду малой намагниченности образцов, с величиной которой сопоставим уровень приборных помех.

Рис. 11.

Результаты магнито-минералогических анализов. (а) – кривые магнитного насыщения и разрушения; (б) – диаграмма Дея: SD, PSD и MD – области однодоменных, песводооднодоменных и многодоменных частиц соответственно; (в) – данные по анизотропии магнитной восприимчивости: стереограммы проекций длинных (K1), средних (K2) и коротких (K3) осей АМВ в палеогеографической системе координат и диаграммы P–T (области положительных и отрицательных значений T соответствуют уплощенным и удлиненным формам ферромагнитных частиц соответственно). Условные обозначения: 1, 2, 3 – средние направления с овалами доверия K1, K2 и K3 соответственно.

Нельзя исключить, что обогащение тонкодисперсными ферромагнетиками связано с изменением состава и количества терригенной фракции и глауконита. Например, имеются сведения об образовании биогенного магнетита за счет железа, содержащегося в глауконите (Chaudhuri et al., 2001). Единичные зерна глауконита, действительно, появляются в XX пачке, а их количество возрастает к верхам разреза, что совпадает с трендом к увеличению тонкодисперсных магнитомягких частиц. Характерный размер частиц биогенного магнетита составляет 0.01 мкм, а максимальный – не превышает 0.1 мкм, но для них характерно однодоменное состояние, что не согласуется в полной мере с коэрцитометрическими данными (рис. 11б).

Наиболее выразительный рубеж, подразделяющий разрез на два петромагнитных комплекса – нижний (ПК-1) и верхний (ПК-2), расположен между обр. 3110-44 и 3110-45 (рис. 10). Он соответствует кровле пачки XIX и приурочен к границе диноцистовых интервалов ДН-3 и ДН-4. Этот уровень маркируется аномальными величинами B_cr = 300 мТл и S = 0.004 (обр. 3110-44), свидетельствующими, в совокупности с характером магнитного насыщения (рис. 11а), о доминировании магнитожесткой фазы – гидроокислов железа и/или гематита. На кривых K, J_n, Q и J_rs этот рубеж заметен по окончанию постепенного возрастания вверх по разрезу значений петромагнитных параметров: показатели K (на уровне обр. 3110-44), J_n и Q (на уровне обр. 3110-45) падают примерно в 2 раза, а J_rs (на уровне обр. 3110-45) – почти в 4 раза. Значимые изменения на этом рубеже происходят и в характере распределений величин K/J_rs по разрезу: ниже уровня обр. 3110-45 значения параметра сильно варьируют, а выше плавно убывают вверх по разрезу.

Разница между нижним и верхним петромагнитными комплексами наиболее очевидна на графике дисперсий K/J_rs, рассчитанном методом скользящего окна размером в три образца, перемещаемого по разрезу с шагом в один образец (рис. 10). Из отличительных особенностей ПК-1 следует отметить также ничтожно малые концентрации ферромагнетиков, судя по минимальным для всего разреза значениям K, J_n, J_rs (рис. 10).

Вышележащие отложения уникальны тем, что в них на фоне спада или практического отсутствия прироста магнитной восприимчивости (dK варьирует от (–0.8) до 0.4 × 10^–5 ед. СИ) рельефно выделяются два интервала (между обр. 3110-48 и 3110-54 и обр. 3136-9 и 3136-20), внутри которых встречаются значения dK от 1 до 7 × 10^–5 ед. СИ, указывающие на присутствие тонкодисперсного пирита (рис. 10). Кровля разреза (обр. с 3171-18 по 3171-22) выделяется максимальными для всего разреза значениями K > 3 × 10^–5 ед. СИ (и, вследствие этого, повышенными значениями K/J_rs), связанными, очевидно, с высокими концентрациями парамагнитного глауконита в пограничном интервале маастрихта–дания. ПК-2 очень однороден по B_cr и S, но характерные изменения в трендах кривых J_rs, K/J_rs (на уровнях между обр. 3136-2 и 3136-3 и между обр. 3136-30 и 3136-31), термокаппаметрические вариации в его пределах и граница между ПК-1 и ПК-2 (рис. 10) могут стать ценными корреляционными реперами, при условии их латеральной устойчивости.

Значительные различия в петромагнитном облике ПК-1 и ПК-2 указывают на то, что между обр. 3110-44 и 3110-45 располагается уровень, разделяющий комплексы пород, формировавшихся в существенно разных условиях. Подобные уровни, как правило, связаны с поверхностями перерывов в осадконакоплении, для которых также характерно обогащение гидроокислами железа и/или гематитом.

Распределение осей эллипсоидов магнитной восприимчивости в изученных отложениях, в первом приближении, соответствует первичной осадочной текстуре (при которой проекции коротких осей группируются в центре полярной стереопроекции, а проекции длинных и средних осей равномерно распределены по экватору), но проекция среднего направления K3 смещена к северу от центра приблизительно на 20° (рис. 11в). Магнитная текстура отложений практически не изменяется после прогрева пород до 500°C и одинакова в разных пачках (за исключением верхов пачки XXIII, обогащенных глауконитом). Отклонение проекции среднего направления K3 может быть обусловлено наклоном дна палеобассейна к югу и вязкопластичными смещениями осадка в этом направлении.

Палеомагнитные исследования

Из каждого ориентированного штуфа выпиливалось по 3–4 образца кубической формы, размером 2 × 2 × 2 см, предназначенных для лабораторных измерений. Палеомагнитные исследования проводились по стандартной методике (Молостовский, Храмов, 1997), включавшей в себя измерения J_n образцов на спин-магнитометре JR-6 (в СГУ) и криогенном магнитометре (SQUID) 2G-Enterprices (в ИФЗ РАН) после серии последовательных магнитных чисток переменным полем (до 50–100 мТл с шагом 3–5 мТл). Размагничиванию переменным полем подвергались 1–2 образца с каждого уровня. Для компонентного анализа использовалась программа Remasoft 3.0.

В образцах со 131 уровня (что составляет ~75% от общего объема палеомагнитной коллекции) выделены характеристические компоненты J_n (ChRM), максимальный угол отклонения (мера точности, с которой прямая линия аппроксимирует набор точек на диаграмме Зийдервельда) которых не превышает 15° (рис. 12).

Рис. 12.

Результаты компонентного анализа. Слева направо представлены: стереографические изображения изменения векторов J_n в процессе магнитных чисток, диаграммы Зийдервельда (в стратиграфической системе координат), графики размагничивания образцов. Условные обозначения: 1, 2 – проекции J_n на нижнюю (1) и верхнюю (2) полусферы; 3, 4 – проекции J_n на горизонтальную (3) и вертикальную (4) плоскости.

Проекции палеомагнитных векторов, группирующиеся в северных румбах нижней полусферы (рис. 13а), интерпретированы нами как отражение нормальной полярности (N) геомагнитного поля. Совокупность этих направлений характеризуется относительно большим разбросом, одной из причин которого, вероятно, является невозможность точного определения элементов залегания слоев на каждом уровне. Среднее направление совокупности статистически совпадает с направлением современного поля и значимо отличается от направления маастрихтского поля, пересчитанного для района Бешкоша из стандартных полюсов с возрастом 70 млн лет для стабильной Европы (Besse, Courtillot, 2002) (рис. 13б). Эти обстоятельства являются аргументами в пользу вторичной природы J_n, но не доказательствами полного перемагничивания пород. ChRM может представлять собой сумму первичной и вторичной компонент, разделить которые невозможно ввиду близости направлений позднемелового и современного поля. Результаты сравнения палеомагнитных данных по разрезу Бешкош со стандартными полюсами не исключают первичности намагниченности, потому что геодинамическая позиция Горного Крыма изменялась в кайнозое относительно внеальпийской Европы. К сожалению, надежные палеомагнитные данные по маастрихту Юго-Западного Крыма (как и по всему верхнему мелу Крыма), которые можно было бы использовать для корректного сопоставления с целью проверки первичности намагниченности, в настоящее время отсутствуют.

Рис. 13.

Стереопроекции в стратиграфической системе координат. (а, б) – ChRM, соответствующие нормальной полярности (а) и предположительно обратной полярности (б); (в) – направления перемагничивания современным полем (I), среднее направление ChRM, соответствующее нормальной полярности (II), и направления, пересчитанного для района разреза Бешкош из стандартного полюса (70 млн лет) для стабильной Европы (III); (г) – таблица с угловыми расстояниями, образуемыми векторами I, II и III. Ошибки (±), определяемые статистикой этих векторов, приведены согласно (Debiche, Watson, 1995). Если угол больше ошибки, то вектора различаются значимо, если наоборот, то вектора статистически совпадают. Для современного поля за α₉₅ принята максимальная амплитуда вековой вариации (Бахмутов, 2006). Палеомагнитная статистика: N – число образцов в выборке, D, I – среднее палеомагнитное склонение и наклонение соответственно, k – палеомагнитная кучность, α₉₅ – радиус круга доверия вектора. Условные обозначения: 1 – средние палеомагнитные направления, 2 – круг доверия (α₉₅). Остальные условные обозначения см. на рис. 12.

На некоторых уровнях обнаруживаются направления, характерные для обратной полярности (R), или аномальные направления (имеющие, например, пологие наклонения в южных румбах), или смещения проекций J_n в процессе магнитных чисток по дугам больших кругов. Последние два случая характерны для частично перемагниченных образцов, в которых ChRM представляет собой векторную сумму вторичной и не полностью уничтоженной первичной компонент. В разрезе зафиксировано 17 подобных уровней, 6 из которых спорадически рассеяны по разрезу, а 11 группируются в интервале на границе пачек XXI и XXII (между обр. 3136-24 и 3136-35) (рис. 10), что вряд ли можно считать случайностью. Более вероятным выглядит предположение о частичной сохранности в этом интервале древней компоненты J_n, соответствующей древнему полю. Данный участок выделен нами как магнитозона предположительно обратной полярности – R(?)-зона, мощностью ~20 м (рис. 10).

Многочисленные магнитостратиграфические данные, полученные по маастрихтским отложениям разных континентов и осадочного слоя океанской коры (Гужиков и др., 2007; Guzhikov et al., 2020; Thibault et al., 2012a, 2012b; Thibault, 2016; Гнибиденко и др., 2014 и др.), принципиально не отличаются друг от друга: повсеместно низам маастрихта соответствует магнитозона обратной полярности (аналог хрона C31r), верхам яруса – магнитозона нормальной полярности (аналог хрона C30n), граница маастрихта–дания отмечена магнитозоной обратной полярности (аналог хрона C29r). Эти представления обобщены в магнитохронологической шкале (Ogg et al., 2016), и при сопоставлении с ней палеомагнитной колонки Бешкоша очевидно, что R(?)-зона может быть только аналогом кратковременного (0.173 млн лет) хрона С30r (рис. 14). Иные варианты сопоставления не представляются возможными. Основание хрона C31r расположено вблизи подошвы маастрихтского яруса, поэтому отождествление R-зоны с C31r означало бы обоснование границы кампана–маастрихта вблизи подошвы пачки XXI, что противоречит всем существующим макро- и микрофаунистическим данным. Корреляция R(?)-зоны с хроном C29r исключена, потому что последний соответствует пограничному интервалу мела и палеогена.

Рис. 14.

Палеомагнитное и хемостратиграфическое сопоставление разреза Бешкош с GSSP маастрихта (разрез Терси, Франция) и шкалой геомагнитной полярности (GPTS). Условные обзначения см. на рис. 1 и 10.

Отношение мощности магнитозоны обратного знака к длительности хрона C30r дает оценку средней скорости осадконакопления – 11.6 см/тыс. лет. На первый взгляд, это высокая скорость, но она совпадает со средней скоростью осадконакопления (11.7 см/тыс. лет), полученной при циклостратиграфическом анализе петромагнитных данных маастрихтских отложений в соседних разрезах Чахмахлы и Такма (расположенных к ЮВ от разреза Бешкош, в ~5 и ~8 км соответственно, см. рис. 1б) (Суринский, Гужиков, 2019). Интервал разреза, соответствующий R(?)-зоне, не уникален по литологическим, петромагнитным или иным признакам (рис. 10), поэтому нет оснований предполагать, что процессы перемагничивания затронули его в меньшей степени. Если же интенсивность перемагничивания всех пород была примерно одинаковой, то, кроме R(?)-зоны, других интервалов, формировавшихся в эпоху обратной полярности, скорее всего, в разрезе не было. Однако тезис об одинаковой степени перемагничивания всех изученных отложений не бесспорен, и, таким образом, следует признать, что имеющиеся в распоряжении материалы не позволяют однозначно обосновать первичный или вторичный генезис намагниченности, направление которой соответствует нормальной полярности поля. Поэтому нельзя постулировать изначальное отсутствие палеомагнитной записи хрона C31r в разрезе. Возможно, соответствующий ему интервал оказался впоследствии полностью перемагничен.