1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Стратиграфия. Геологическая корреляция
  4. T. 30, № 3, 2022

Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 3, стр. 41-61

Климатические флуктуации и условия седиментации турон-коньякских отложений Северо-Западного Кавказа

Е. В. Яковишина 1, *, С. И. Бордунов 1, 2, Л. Ф. Копаевич 1, Д. А. Нетреба 1, Е. А. Краснова 1

1 Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова
Москва, Россия

2 Геологический институт РАН
Москва, Россия

* E-mail: yakovishina@mail.ru

Поступила в редакцию 18.09.2020
После доработки 22.11.2021
Принята к публикации 26.11.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Приведены результаты комплексного изучения турон-коньякских отложений Абинского района Северо-Западного Кавказа, представленных ритмичной существенно карбонатной толщей. Применение методов микрофациального, рентгенофазового, изотопного и микропалеонтологического анализа позволило выявить важные изменения абиотических и биотических событий на протяжении этого интервала. Особенности карбонатной седиментации, изменения состава комплексов фораминифер помогли установить колебания относительного уровня моря, а изотопные исследования выявить климатические флуктуации. В периоды накопления карбонатного и глинистого материала территория представляла собой относительно глубоководный открытый морской бассейн с нормальной соленостью. В изученном интервале на фоне высоких температур также зафиксированы импульсы похолодания. Уточнено положение в разрезе границы туронского и коньякского ярусов.

Ключевые слова: Кавказ, верхний мел, турон, коньяк, карбонаты, литология, стратиграфия, фораминиферы, изотопы углерода и кислорода

ВВЕДЕНИЕ

Район исследований расположен в долине р. Абин и относится к складчато-аллохтонной Анапско-Агойской подзоне Новороссийско-Лазаревской зоны Большого Кавказа (рис. 1). В Абинском районе севернее станиц Шапсугской и Эриванской отложения Анапско-Агойской подзоны слагают Абино-Бугундырский тектонический покров (Корсаков и др., 2013). Предметом изучения стали отложения натухайской свиты (верхний турон–коньяк) в разрезе северо-западной стены отработанного карьера севернее станицы Шапсугской (рис. 2). Ранее данный разрез никем не изучался. Граница туронского и коньякского ярусов проходит внутри свиты. Наименование свиты дано по названию станицы Натухайской. Первоначально соответствующие отложения были выделены в составе маркотхской свиты в виде натухайского горизонта (Келлер, 1947). Свита подразделяется на нижнюю (верхний турон) и верхнюю (коньяк) подсвиты. С.Л. Афанасьев (1992) выделяет в ней 4 подсвиты или пачки. Состав подсвит неоднороден в разных разрезах, что вызывает определенные трудности при стратиграфическом расчленении свиты. Нижняя часть в основном терригенно-карбонатная, с более частыми прослоями песчаников и алевролитов, верхняя, коньякская, часть более карбонатная и содержит больше известняков (Келлер, 1947; Афанасьев, 1992). Мощность свиты в данном районе достигает 150 м (Корсаков и др., 2013).

Рис. 1.

Космоснимок района исследований (Яндекс карты). На врезке космоснимок Шапсугского карьера. Линия 80 м – интервал отбора образцов.

Рис. 2.

Отложения туронского и коньякского ярусов в разрезе северо-западной стены Шапсугского карьера. Пунктирная линия – граница пачек 6 и 7, сплошная линия – граница туронского и коньякского ярусов. Фото Е.В. Яковишиной.

Литология и биостратиграфия в сочетании с хемостратиграфией могут послужить основой для восстановления условий осадконакопления, связанных как с эвстатическими колебаниями уровня моря, так и с влиянием других достаточно сложных и многофакторных процессов геологического прошлого. Это, в свою очередь, способствует расшифровке событий истории формирования бассейна, а также возможности и достоверности удаленных корреляционных построений (Jarvis et al., 2006).

Анализ систематического состава планктонных (ПФ) и бентосных фораминифер (БФ) служит повышению детальности биостратиграфических построений, увеличению корреляционного потенциала, а также помогает получить полезную палеоэкологическую информацию. Известно, что морфотипы планктонных фораминифер с примитивной морфологией раковины обитали в приповерхностных слоях водной толщи. В то же время скульптурированным крупным формам со сложной морфологией для осуществления жизненного цикла были необходимы условия открытого морского бассейна с более значительными глубинами (Hart, Bailey, 1979; Caron, Homewood, 1983; Premoli Silva, Sliter, 1995, 1999; Dubicka, Peryt, 2012; Kopaevich, Vishnevskaya, 2016).

Результаты интерпретации колебаний значений δ18O и δ13С на изотопных кривых помогают установить тренды подобных изменений и резкие отклонения измеряемых значений, что, в свою очередь, позволяет определить температурные флуктуации, а также колебания биопродуктивности бассейна. Исследуемый туронский–коньякский интервал до недавнего времени представлялся как один из самых теплых эпизодов фанерозойского эона на основании соотношений изотопов кислорода и Mg/Ca в раковинах фораминифер (Wilson et al., 2002; Bice et al., 2003; Bornemann et al., 2008). В то же время существует и другое мнение. Так, в приведенных ниже публикациях на основе данных по δ18O документально показано несколько значительных похолоданий климата в позднем туроне (Stoll, Schrag, 2000; Voigt et al., 2004). Некоторые авторы предполагают существование ледников в этом временном интервале (Miller et al., 2005; Bornemann et al., 2008). Эти результаты активно обсуждаются, но уже показано, что в пределах нескольких бассейнов Западной и Центральной Европы существовали два этапа позднетуронского похолодания, которому способствовала высокая вулканическая активность (Wiese, Voigt, 2002). Флуктуации климата на протяжении турона–коньяка предполагаются также на основе анализа фораминиферовых ассоциаций на весьма обширных территориях (Petrizzo, 2000, 2002; Dubicka, Peryt, 2012; Huber et al., 2018). В пределах Восточной Европы этот интервал изучался на Восточно-Европейской платформе и в Крыму (Kopaevich, Vishnevskaya, 2016; Vishnevskaya, Kopaevich, 2020). Однако материалов по Большому Кавказу на эту тему гораздо меньше (Гаврилов и др., 2009; Zakharov et al., 2018; Zakharov et al., 2020).

Цель данной работы – реконструкция условий осадконакопления на Северо-Западном Кавказе на рубеже туронского и коньякского ярусов на основе детальных литологических, био- и хемостратиграфических исследований.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Аналитические исследования проводились на геологическом факультете МГУ им. М.В. Ломоносова. Из натухайской свиты мощностью 80 м было отобрано 22 образца с интервалом 1–5 м. Вещественный состав пород (карбонатные, глинистые и песчаные разности) изучался в шлифах с помощью оптического микроскопа Полам-213М. В результате изучения петрографических шлифов было выделено 4 литологических типа пород, которые позволили составить представление об условиях формирования изучаемой толщи.

Данные о возрасте пород исследованного карьера были получены путем микропалеонтологического анализа содержащихся в них комплексов фораминифер, преимущественно планктонных. Предварительно раздробленную породу дезинтегрировали путем кипячения в слабощелочном растворе воды и далее отмывали вручную в проточной воде через сито с размером ячеек 0.063 мм. Раковины фораминифер исследовали с помощью микроскопа LEICA MZ12 при увеличениях от ×10 до ×40. В 13 образцах комплексы ПФ характеризуются высоким таксономическим разнообразием и преобладанием так называемых “глубоководных” таксонов со сложной морфологией раковины. В других образцах основную часть комплекса составляют таксоны с более простой морфологией раковины; здесь отмечается также повышенное количество бентосных фораминифер. Приведены изображения наиболее значимых для определения возраста таксонов и указано их стратиграфическое распространение. Виды-индексы ПФ и некоторые БФ сфотографированы на сканирующем электронном микроскопе в лаборатории Палеонтологического института РАН с последующей обработкой на компьютере, а также на кафедре петрологии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) JEOL JSM-6480LV.

Методом изотопного анализа кислорода и углерода образцы изучены на кафедре геологии и геохимии горючих ископаемых геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова на изотопном масс-спектрометре Delta V Advantage с подключенной линией GAS Bench II (Бремен, Германия).

Пробы для изотопных исследований отбирали точечно из каждой выделяемой разности, весом от 100 до 500 мкг в зависимости от количества карбонатного материала. Проба подвергалась обработке 105%-ной полифосфорной кислотой на линии пробоподготовки Gas Bench II, подключенной непосредственно к масс-спектрометру. Углекислый газ, выделившийся в результате реакции карбоната с кислотой, поступал в камеру масс-спектрометра, где анализировался изотопный состав углерода и кислорода в нем. Для расчета изотопного состава углерода и кислорода анализируемых образцов использовали стандартный газ CO2 известного изотопного состава. Для карбонатов значения изотопных параметров δ13C и δ18О указываются в ‰ относительно VPDB – аналога PDB (Pee Dee Belemnite, ростр Belemnitella americana (верхний маастрихт, формация Пи Ди (Pee Dee), США, Южная Каролина (Zhang et al., 1990; Коплен, Рамендик, 1998).

Точность измерений контролировали по международным стандартам NBS-18 и NBS-19 с известными значениями δ13C и δ18О. Каждый образец анализировали дважды. Воспроизводимость результатов анализа, включая полный цикл пробоподготовки образцов, не выходила в среднем за пределы ±0.2‰.

Вариации изотопного состава углерода в карбонате кальция отражают вариации изотопного состава суммарной углекислоты, растворенной в воде (Галимов, 1968; Anderson, Arthur, 1983; Фор, 1989). На основе исследования изотопного состава кислорода в карбонатах Герольдом Юрии был предложен метод расчета палеотемператур древних океанов (Фор, 1989). Шкала палеотемператур основана на том, что при осаждении в условиях равновесия изотопный состав кислорода в карбонате кальция отличается от изотопного состава кислорода в воде. Различие обусловлено реакцией изотопного обмена, зависящей от температуры.

Расчет палеотемператур произведен с использованием уравнения Эпштейна (Epstein et al., 1953) с измененными температурными коэффициентами, рассчитанными для лабораторного неорганического осаждения кальцита (Kim, O’Neil, 1997). Коэффициент разделения изотопов для системы кальцит–вода при 25°С равен 1.0286 (O’Neil et al., 1975). Коэффициент разделения зависит от температуры, поэтому изотопный состав кислорода в кальците, находящемся в равновесии с водой, также определяется температурой воды.

Для пересчета использовалась формула: 1000lnα (Calcite–H2O) = 18.03 × (103T – 1) – 32.42, где α – степень фракционирования, Т – температура в K.

Установлено, что для позднего мела в условиях высоких широт, свободных от льда, данное значение δОw = –1‰ (Shackleton, Kennett, 1975).

Минералогический состав глин изучен методом рентгенофазового анализа 7 образцов при помощи рентгеновского дифрактометра ДРОН-3М на кафедре нефтегазовой седиментологии и морской геологии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова. Идентификация минералов осуществлялась на основании определения межплоскостных расстояний, которые на дифрактограммах показаны базальными рефлексами. В результате рентгенофазового анализа удалось установить наличие глинистых минералов определенных групп. Эти данные были использованы при восстановлении обстановок седиментации.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Описание разреза

Разрез Шапсугского карьера сложен ритмичной существенно карбонатной толщей, представляющей собой крутопадающую на юг моноклиналь (рис. 2). Нижний и верхний контакты натухайской свиты в Шапсугском карьере не установлены. Обнаженная часть разреза имеет мощность 80 м. Снизу в верх в разрезе карьера обнажаются:

Пачка 1. Переслаивание известняков зеленовато-серых (10–15 см), известняков мелоподобных белых (до 30 см), иногда с тонкой горизонтальной слоистостью, и глин серых, зеленовато-серых, известковистых (2–3 см). Белый известняк со стилолитовыми швами. Мощность пачки 12 м.

Пачка 2. Чередование известняков красных (10–15 см) и зеленовато-серых (10–15 см) с прослоями красных и зеленовато-серых глин (2–3 см). Мощность пачки 5 м.

Пачка 3. Ритмичное чередование белесых известняков (20 см) и глинистых известняков (10–12 см) светло-серых, с прослоями песчаников (3 см) светло-серых, мелкозернистых, с карбонатным цементом. В песчаниках горизонтальные ходы илоедов длиной до 20–30 см. Мощность пачки 16 м.

Пачка 4. Переслаивание желтовато-белых известняков (10 см) и известковистых серых глин (10–15 см). Известняки с лимонитовыми примазками. Мощность пачки 7 м.

Пачка 5. Чередование известняков светло-серых и зеленовато-серых, тонкослоистых, глинистых. Встречаются кальцитовые жилы. Мощность пачки 2 м.

Пачка 6. Известняки с лимонитовыми примазками по напластованию и трещинам (2.5 м). Чередование известняков (10–15 см) светло-серых и глинистых известняков (2–3 см) слегка зеленоватых. Выше переслаивание известняков (10 см) и серых глин (10–15 см). По глинистому прослою на границе с пачкой 7 отмечается зеркало скольжения по субвертикальному взбросу. Амплитуда взброса 4 м, разрывное нарушение затухает в видимой части разреза. Мощность пачки 6 м.

Пачка 7. Ритмичное чередование известняков светло-серых (20 см) и темно-серых глинистых (10–15 см). Мощность пачки 25 м.

Пачка 8. Переслаивание известняков белых, плотных (20 см); известняков зеленовато-серых (10–15 см), глинистых, с ходами илоедов, с линзами кальцита; известняков темно-серых, песчанистых; песчаников с косой слоистостью и следами течений. Мощность пачки 7 м.

Микрофациальный анализ

Породы Шапсугского карьера в изучаемом интервале разреза представлены гемипелагическими отложениями, главным образом микритовыми тонко- и толстослоистыми известняками, глинистыми известняками, известковистыми глинами, тонкими прослоями песчаников и алевролитов. Выделено 4 основных типа микрофаций (МКФ), отличающихся друг от друга составом, цветом, структурой, текстурой, палеонтологическими характеристиками и т.д. (рис. 3) (Flügel, 2010). Классификация известняков приведена по (Dunham, 1962).

Рис. 3.

Фото петрографических шлифов выделенных микрофаций (МКФ). (а) – известняк (мадстоун) фораминиферовый (обр. 10/12), МКФ1; (б) – известняк (вак-мадстоун) спикулитово-фораминиферовый (обр. 0/7), МКФ2; (в) – известняк (вак-пакстоун) питонеллово-фораминиферовый (обр. 10/20), МКФ3; (г) – песчаник мелко-тонкозернистый (обр. 10/8), МКФ4.

МКФ1. Известняк (мадстоун) фораминиферовый, однородного светло-серого до бежевого цвета, неслоистый (рис. 3а). Основная масса сложена микритовым кальцитом (более 90%). Микрит, вероятно, образован пластинками планктонных водорослей кокколитофорид. Биокласты (до 10%) представлены фораминиферами размером 0.02–0.1 мм, редко до 0.25 мм, различной сохранности, замещенными вторичным кальцитом; известковыми диноцистами Pithonella ovalis Kaufmann, относимыми ранее к кальцисферам (Вишневская, 2016), а также тонким раковинным детритом (обломки раковин двустворок, брахиопод, редкие иглы морских ежей) размером до 0.05 мм. Генетический тип отложений по В.Т. Фролову (1984, 1995) – планктоногенный пелагический.

МКФ2. Известняк (вак-мадстоун) спикулитово-фораминиферовый, однородного светло-серого до бежевого цвета, тонкослоистый (рис. 3б). Слоистость обусловлена упорядоченным расположением слюд, ориентировкой биогенных частиц, вероятно, под воздействием придонных течений. Основная масса сложена микритовым кальцитом (75–85%) с примесью глинистого вещества. Биокласты (15–25%) представлены фораминиферами размером 0.01–0.7 мм, редко до 0.2 мм, различной сохранности; известковыми диноцистами; тонким раковинным детритом (обломки раковин двустворок, брахиопод, спикулы губок, иглы морских ежей) размером до 0.05 мм. Присутствуют рассеянный пирит и растительный детрит. Отмечены биотурбации, стилолитовые швы и фосфатизация отдельных компонентов. Генетический тип отложений – планктоногенный пелагический или неритовый (Фролов, 1984, 1995).

МКФ3. Известняк (вак-пакстоун) питонеллово-фораминиферовый, от светлого до темно-серого, неслоистый (рис. 3в). Основная масса сложена микритовым кальцитом (70–75%) с примесью глинистого вещества. Биокласты (15–25% и более) представлены многочисленными известковыми диноцистами Pithonella ovalis (до 0.5 мм), типичными для верхнетуронского интервала, а также фораминиферами размером 0.01–0.30 мм, редко до 0.5 мм, различной сохранности, тонким раковинным детритом размером 0.01–0.05 мм. Присутствует рассеянный пирит. Породы биотурбированы, со стилолитовыми швами. Генетический тип отложений – планктоногенный неритовый (Фролов, 1984, 1995).

МКФ4. Песчаник мелко-тонкозернистый, биолитокластовый, неяснослоистый, средней сортировки, с глинисто-карбонатным цементом, светло-серый, бежевый (рис. 3г). Породообразующими компонентами являются зерна кварца (до 40%) от неокатанных до полуокатанных, средней сортировки, размером 0.01–0.15 мм, неокатанные зерна полевых шпатов (до 5–10%), зерна глауконита (до 5–10%), обломки осадочных пород (алевролитов, известняков), а также глинистых окатышей (до 40%) размером 0.05–0.25 мм. До 10% породы слагают биокласты – известковые диноцисты, обломки раковин фораминифер, двустворок и других ископаемых организмов. Цемент базального типа, глинисто-карбонатный. В небольшом количестве присутствует пирит и растительный детрит. При полевых наблюдениях отмечены механоглифы разного типа, небольшого размера, иногда нерегулярная волнистая и косая слоистость. Генетический тип – отложения донных течений (Фролов, 1984, 1995).

Микрофации изученного интервала разреза можно сопоставить с определенными фациальными зонами. При этом физико-географические условия определяются характером осадконакопления, приуроченностью к геоморфологическим элементам, типом бассейна, положением в определенной части бассейна, удаленностью от береговой линии, динамикой среды, условиями жизни и захоронения организмов и т.д.

Установлены следующие фации:

Фация глубоководного бассейна. К данной фации отнесены выделенные МКФ1 и МКФ2. Эти отложения обеднены фаунистическими остатками. Наблюдаются редкие цельные раковины планктонных и бентосных фораминифер, известковые диноцисты, а также редкие обломки остракод. Отмечается биотурбированность пород. Отложения как слоистые, так и неслоистые. Осадки формировались в относительно глубоководных условиях с довольно медленной скоростью седиментации.

Фация открытого шельфа. К данной фации отнесены выделенные микрофации МКФ3 и МКФ4. Фаунистические остатки представлены планктонными и бентосными фораминиферами, известковыми диноцистами Pithonella ovalis, а также обломками раковин моллюсков, иглами морских ежей, что указывает на нормальные соленость и содержание кислорода в морской воде. Отложения формировались в морской обстановке с умеренной гидродинамикой, на что указывает тонкая слоистость пород и присутствие глауконита до 10%.

На основе выделенных фаций можно сделать вывод, что изучаемые турон-коньякские отложения формировались в условиях дистального шельфа (неритовые отложения) либо открытого морского бассейна (гемипелагические отложения), при медленной или умеренной гидродинамике и достаточно медленной седиментации. Также можно говорить о нормальной циркуляции вод и их насыщении кислородом. В разрезе в небольших количествах присутствуют тонкие песчаные и глинистые прослои, фиксирующие понижения уровня моря и усиление гидродинамики, когда увеличивался привнос терригенного материала. Проявленная ритмичность отложений обусловлена “медленной скоростью седиментации при частичном элювиировании, в результате которого возникают разнозернистые осадки, которые ошибочно можно принять за динамически обусловленные, например, за турбидиты” (Фролов, 1984, с. 87).

Чередование в разрезе массивных мадстоунов с тонкослоистыми вак-мадстоунами и вак-пакстоунами можно объяснить периодическими изменениями гидродинамики бассейна. Это может быть обусловлено разными факторами. Так, течения и волнения в условиях регионального и локального перераспределения глубин нарушали равномерность процесса осадконакопления. Частичный размыв и смыв осадков происходил в подводных условиях. В карбонатных осадках повышалась концентрация нерастворимого остатка. Не исключен эоловый принос некоторых его компонентов. Ритмичность отложений в разрезе может быть тесно связана с глобальными флуктуациями инсоляции, определяющими тепловое состояние земной поверхности, возможно по типу циклов Миланковича (Найдин, Копаевич, 1988; Габдуллин, 2002). Однако полное решение этого вопроса требует дальнейших дополнительных исследований.

Биостратиграфический анализ

Зональная стратиграфия турон-коньякских отложений Западной Европы базируется в основном на стратиграфическом распространении иноцерамид, а также аммонитов (Walaszczyk, Wood, 1999; Walaszczyk et al., 2010, 2021; Wood et al., 2004). В разрезе Шапсугского карьера макрофаунистические остатки не обнаружены. В целях уточнения возраста отложений проводилось определение фораминифер, среди которых преобладают ПФ (рис. 4). В связи с этим для определения возраста пород использовалась зональная схема для Крымско-Кавказского региона (рис. 5) (Копаевич, 2010; Копаевич, Алексеев, 2019). Основную часть ассоциаций ПФ в наиболее представительных образцах составляют раковины сильно скульптурированные, со сложной морфологией (килеватый периферический край, сложное строение устья, крупные размеры). Сюда входят представители родов Marginotruncana, а также умбиликально-выпуклые Dicarinella concavata (Brotzen). Именно они лежат в основе зональной стратиграфии турон-коньякского интервала (рис. 5). Остальная часть комплекса – более мелкие раковины с относительно простой морфологией, состоящие из глобулярных камер, не имеющие киля, с простым умбиликально-внутрикраевым или краевым устьем. Сюда относятся представители родов Whiteinella, Globigerinelloides, Planoheterohelix.

Рис. 4.

Стратиграфическое распространение фораминифер в турон-коньякских отложениях разреза Шапсугского карьера.

Рис. 5.

Сопоставление зональных шкал по планктонным фораминиферам. Сокращения: C. – Concavatruncana Korchagin, 1982; D. – Dicarinella Porthault, 1970; G. – Globotruncana Cushman, 1927; H. – Helvetoglobotruncana Reiss, 1957; M. – Marginotruncana Hofker, 1956; P. – Praeglobotruncana Bermudez, 1952.

Среди ПФ со сложной морфологией раковины следует отметить следующие виды: Marginotruncana pseudolinneiana Peassagno, M. marginata (Reuss), M. caronae Peryt. Кроме них встречаются также Dicarinella hagni Scheibnerova, D. canaliculata (Reuss), которые появляются еще в верхнесеноманских–нижнетуронских отложениях (Vishnevskaya, Kopaevich, 2020). К таксонам с более примитивной морфологией относятся Whiteinella baltica Douglas et Rankin, W. brittonensis (Loeblich et Tappan), W. archaeocretacea Pessagno, первое появление которых фиксируется еще в верхнесеноманских–нижнетуронских отложениях. По всей туронской части разреза распространены мелкие раковины планоспиральных планомалинид Globigerinelloides bollii Pessagno и спирально-винтовых гетерогелицид Planoheterohelix paraglobulosa (Georgescu et Huber), Planoheterohelix postmoremani Georgescu et Huber. Они встречены во многих пробах, но в незначительном количестве. Их число возрастает в пробах, где уменьшается количество таксонов со сложной морфологией раковины.

Высокое разнообразие видов рода Marginotruncana (табл. I ), а также отсутствие раковин Helvetoglobotruncana helvetica (Bolli), зональной формы нижнего турона, указывает на принадлежность разреза, заключенного в интервале между пробами 1–5, к зоне Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno, то есть к средней зоне туронского яруса (рис. 5). В пробе 7 появляются представители Marginotruncana coronata (Bolli) (табл. II), что позволяет выделить, начиная с этого уровня, одноименную зону (рис. 5). Она отвечает верхнему турону в разрезах Центральной Польши (Walaszczyk, Peryt, 1998), верхнему турону–нижнему коньяку в разрезах Юго-Западного Крыма и Северо-Восточного Кавказа (Tur et al., 2001; Копаевич, 2010; Kopaevich, Vishnevskaya, 2016; Копаевич, Алексеев, 2019). Начиная с пробы 14, в разрезе появляются Marginotruncana sinuosa (Porthault), а начиная с пробы 18 – редкие единичные умбиликально-выпуклые раковины группы Dicarinella concavata (Brotzen) (табл. III). Их появление указывает на присутствие в разрезе отложений нижнего коньяка (Tur et al., 2001; Dubicka, Peryt, 2012; Kopaevich, Vishnevskaya, 2016), то есть верхней части зоны Marginotruncana coronata Крымско-Кавказской зональной шкалы. В то же время присутствие морфотипа с сильно выпуклой умбиликальной стороной в пробе 18 и выше позволяет сопоставить эту часть разреза с коньякской частью зоны Dicarinella concavata средиземноморских планктонных шкал (рис. 5).

Таблица I . Планктонные и бентосные фораминиферы из турон-коньякских отложений разреза Шапсугского карьера. Здесь и в табл. II и III: а – дорзальная сторона раковины, б – периферический край, в – вентральная сторона. Длина масштабной линейки 200 мкм. 1 – Globigerinelloides bollii Pessagno, 1967, обр. 10/3; 2a–2в – Whiteinella baltica Douglas et Rankin, 1969, обр. 10/1; 3a‒3в – Whiteinella archaeocretacea Pessagno, 1967, обр. 10/2; 4a–4в – Dicarinella canaliculata (Reuss, 1854), обр. 10/1; 5a–5в – Archaeoglobigerina cretacea (d’Orbigny, 1840), обр. 10/2; 6a–6в – Marginotruncana renzi (Gandolfi, 1942), обр. 10/5; 7 – Lingulogavelinella formosa (Brotzen, 1945), обр. 10/1; 8 – Cibicides polyrraphes polyrraphes (Reuss, 1845), обр. 10/1; 9 – Gavelinella moniliformis (Reuss, 1862), обр. 10/7; 10 – Protostensioeina granulata (Olbertz, 1942), обр. 10/18.

Таблица II. Планктонные фораминиферы из турон-коньякских отложений разреза Шапсугского карьера. 1a–1в – Marginotruncana caronae Peryt, 1980, обр. 10/3; 2a–2в – Marginotruncana marginata (Reuss, 1845), обр. 10/7; 3a–3в – Dicarinella hagni (Scheibnerova, 1962), обр. 10/1; 4a–4в – Marginotruncana sinuosa (Gandolfi, 1942), обр. 10/19; 5a–5в – Marginotruncana coronata (Bolli, 1945), обр. 10/14; 6 – Planoheterohelix paraglobulosa (Georgescu et Huber, 2009), обр. 10/5; 7 – Planoheterohelix postmoremani Georgescu et Huber, 2009, обр. 10/8.

Таблица III. Планктонные и бентосные фораминиферы из турон-коньякских отложений разреза Шапсугского карьера. 1a–1в – Marginotruncana paraconcavata Porthault, 1970, обр. 10/14; 2a–2в – Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno, 1967, обр. 10/15; 3a–3в – Marginotruncana angusticarenata (Gandolfi, 1942), обр. 10/21; 4а–4в – Gyroidinoides nitidus (Reuss, 1844), обр 10/17.

БФ встречены по всему разрезу, число их раковин колеблется от 20 до 60%. Таксономическое разнообразие невелико, не более 17 видов. Следует сразу отметить постоянное преобладание известково-секреционного над агглютинирующим бентосом, который представлен всего 6 видами. Агглютинирующие формы доминируют только в пробе 7.

В составе ассоциации БФ в нижней части разреза (пробы 1–5) встречены виды, появившиеся и пользующиеся постоянным распространением в сеноманских–нижнетуронских отложениях. К ним относятся: Cibicides polyrraphes polyrraphes (Reuss), Lingulogavеlinella formosa (Brotzen), Gavelinella vesca vesca (N. Bykova). Наряду с ними присутствует Gavelinella moniliformis moniliformis (Reuss). Этот таксон указывает на возраст отложений не древнее среднего турона, а появление первых Protostensioeina sp. в пробе 7 – на позднетуронский возраст пород. В верхней части разреза в пробе 16 появляется зональный вид-индекс Reusella kelleri Vasilenko, а в пробе 18 – Protostensioeina granulata granulata (Olbertz), что подтверждает раннеконьякский возраст вмещающих отложений (Беньямовский, 2008; Вишневская и др., 2018; Pervushov et al., 2019). По всему разрезу встречаются раковины Gyroidinoides nitidus (Reuss) (пробы 4–20). В пробе 11 отмечены раковины фораминифер с агглютинирующей стенкой – Ataxophragmium nautiloides (Brotzen).

По своему составу изученный комплекс фораминифер близок к ассоциациям центральных частей Тетической области, но отличается меньшим разнообразием (Bailey, 1978; Caron, 1985; Копаевич и др., 2017). На протяжении всего турон-коньякского временного интервала территория представляла собой относительно глубоководный открытый морской бассейн.

Палеогеографические реконструкции

Распространение ПФ в современных морских акваториях тесно связано с характеристикой водных масс: температурой, соленостью, глубиной бассейна, первичной продуктивностью поверхностных вод как источника питания, положением по отношению к береговой линии. Такая же зависимость существовала и в меловом периоде.

В первую очередь следует обратить внимание на соотношения раковин планктонных и бентосных фораминифер (П/Б). Наблюдения над распределением разных экологических групп фораминифер в современных бассейнах показали, что толща воды, отвечающая верхней части континентального склона, характеризуется полным рядом ПФ от ювенильных до взрослых форм у всех видов, максимальным видовым разнообразием ПФ для соответствующей климатической зоны, высокими значениями отношения П/Б в осадке – от 50% и выше (Murray, 1976). По мере продвижения в сторону береговой линии эти соотношения меняются. Уменьшается таксономическое разнообразие ПФ; K-стратеги, или “глубоководные таксоны”, представлены ювенильными особями или вообще отсутствуют, уменьшается достаточно быстро отношение П/Б (Petrizzo, 2002).

Наблюдения за поведением ПФ в зависимости от характеристики водной толщи позволили прийти к следующим выводам. (1) Таксономическое разнообразие ПФ уменьшается при движении от низких к высоким широтам. При этом первыми исчезают таксоны со сложной морфологией раковины (крупные размеры, сложное устье, интенсивная орнаментация), или так называемые K-стратеги (Petrizzo, 2002). (2) Появление этих таксонов в высоких широтах указывает на экспансию теплых водных масс в этот промежуток времени. (3) Обитатели высоких широт обладали примитивной морфологией, были слабо орнаментированы, зато легко приспосабливались к меняющимся нестабильным обстановкам. Это либо виды-оппортунисты, либо таксоны-космополиты. Все они относятся к так называемым r-стратегам (Petrizzo, 2002). Кроме того, была установлена связь ПФ с глубинной миграцией. Действительно, K-стратегам для осуществления полного жизненного цикла необходимы глубины, превышающие глубины внешнего шельфа. Для большинства r-стратегов вполне достаточно глубин эвфотической зоны, то есть 100 м. Поэтому среди ПФ выделяют еще так называемые “глубоководные”, “промежуточные” и “мелководные” таксоны. К “глубоководным” таксонам или обитателям “термоклина” (thermocline dwellers) принадлежат типичные K-стратеги, в турон-раннеконьякском интервале это представители рода Marginotruncana. К “мелководным” таксонам (mixed layer dwellers) принадлежат раковины родов Whiteinella, Heterohelix, Laeviheterohelix. Выделяется еще группа промежуточных таксонов, к которым относят планоспиральные формы рода Globigerinelloides, а также некоторые Hedbergella s.l. и Praeglobotruncana. Этим вопросам посвящен большой объем публикаций, в которых приведены теоретические представления о сущности K- и r-стратегий (Красилов, 1986; Горбачик, Копаевич, 1992; Premoli Silva, Sliter, 1995, 1999; Petrizzo, 2000, 2002). Теоретические представления подтверждены большим объемом наблюдений за поведением меловых ПФ в эпохи смены климатических обстановок, изменений глубины бассейна в самых разных акваториях земного шара (Hart, 1980, 1999; Caron, Homewood, 1983; Leckie, 1987, 1989; Huber et al., 1995; Price, Hart, 2002; Norris et al., 2002; Dubicka, Peryt, 2012; Falzoni et al., 2013, 2016; Kopaevich, Vishnevskaya, 2016).

Анализ состава комплексов фораминифер из турон-коньякских отложений Шапсугского карьера показал, что отложения формировались в условиях открытого морского бассейна c относительно высоким таксономическим разнообразием ПФ, с периодическим преобладанием “глубоководных” таксонов, или К-стратегов, представленных взрослыми особями. В пробах, где таксономическое разнообразие уменьшается, преобладают виды с примитивной морфологией – “мелководные” r‑стратеги или “переходные” r/K-стратеги. Здесь следует отметить представителей рода Whiteinella, а также спирально-плоскостные и спирально-винтовые раковины Globigerinelloides и Planoheterohelix. Эти данные, а также флуктуации отношения П/Б указывают на уменьшение глубины и приближение источника сноса. С этими интервалами связано формирование прослоев терригенных отложений в разрезе Шапсугского карьера, что также указывает на кратковременные снижения уровня моря и на возможные проявления тектонических движений.

По своему составу комплекс фораминифер близок к ассоциациям центральных частей Тетической области, но отличается меньшим разнообразием (Bailey et al., 1978; Caron, 1985; Копаевич и др., 2017) и преобладанием двукилевых спирально-конических форм маргинотрунканид, а также вайтенеллид. В тетической же фауне более существенная роль принадлежит умбиликально-выпуклым дикаринеллидам и однокилевым маргинотрунканидам (Tur et al., 2001; Ogg et al., 2004; Walaszczyk et al., 2010). На протяжении турон-коньякского интервала изучаемая территория представляла собой относительно глубоководный открытый морской бассейн окраины океана Тетис.

Изотопный анализ

Основным объектом изотопного анализа углерода и кислорода в геологии являются карбонатные породы и известковые раковины ископаемых организмов. В результате проведенных исследований определены значения изотопных параметров δ18O и δ13С в карбонатных породах разреза Шапсугского карьера (табл. 1). Изученные образцы отбирались точечно под бинокуляром из наиболее слабо измененных пород. Полученные значения δ18O и δ13С находятся в узком интервале: 3.28…+0.19 и +1.24…+3.18, ‰ VPDB соответственно, что отвечает значениям этих параметров в морских карбонатах (Фор, 1989). Стоит отметить, что изотопные характеристики раковин планктонных фораминифер рода Marginotruncana, изученных в соседнем разрезе по р. Бугундырь из одновозрастных отложений, не сильно отличаются от таковых карбонатов вмещающих прослоев, что также может свидетельствовать о чистоте эксперимента (Нетреба, 2020).

Таблица 1.

Результаты изотопного анализа

№ п/п № образца δ13С, ‰ VPDB δ18O, ‰ VPDB Т, °С
1 10/1 2.60 –0.30 18.38
2 10/2 2.34 –0.67 20.11
3 10/3 1.87 –1.91 26.11
4 10/4 1.90 –1.55 24.34
5 10/5 2.46 –0.11 17.51
6 10/7 3.18 0.19 16.13
7 10/6 2.51 –2.40 28.57
8 10/8 1.84 –3.28 33.10
9 10/9 2.18 –1.31 23.17
10 10/10 2.21 –2.04 26.76
11 10/11 2.18 –1.80 25.57
12 10/12 2.59 –0.34 18.57
13 10/13 2.38 –0.36 18.66
14 10/14 1.61 –2.06 26.86
15 10/15 1.82 –0.16 17.74
16 10/16 2.25 –1.51 24.14
17 10/17 2.40 –0.62 19.88
18 10/18 1.45 –2.88 31.02
19 10/19 1.88 –1.64 24.78
20 10/20 2.20 –0.15 17.69
21 10/21 1.29 –2.60 29.58
22 10/22 1.24 –1.39 23.56

Несколько образцов имеют слабый сдвиг δ18O в область отрицательных значений. Подобное поведение изотопного состава кислорода и углерода наблюдается в процессе литификации, диагенетического преобразования цемента.

Диагенетическая-раннекатагенетическая массовая кальцитизация за счет изменений рН среды характеризуется следующими значениями изотопных параметров: δ13С = –11…–9‰; δ18О = –13…–9‰ (Hinrichs, Boetius, 2002). Однако в изученных образцах подобного сдвига значений δ13С не наблюдается. Возможно, эти прослои из изучаемого обнажения залегают в зоне воздействия рек. Эффект облегчения изотопного состава кислорода в CaCO3 в результате воздействия на породу пресными водами был отмечен во многих работах (Epstein, Mayeda, 1953; Craig, Gordon, 1965). Наблюдаемый в изучаемых образцах сдвиг значений δ18О незначительный, и значения этого параметра близки к таковым морских карбонатов, поэтому можно предположить, что эти образцы были подвержены незначительным вторичным преобразованиям.

По результатам полученных изотопных характеристик были построены изотопные кривые и произведен расчет палеотемператур (рис. 6). Изотопная стратиграфия на основе кривой изменений значений δ13С на протяжении позднего мела достаточно хорошо разработана, и изотопные события могут быть прослежены на значительные расстояния (Jenkyns et al., 1994; Voigt, Hilbrecht, 1997; Voigt et al., 2004; Wiese, 1999; Jarvis et al., 2006; Walaszczyk et al., 2010). В турон-коньякском разрезе Шапсугского карьера по изменениям изотопной кривой и абсолютным значениям δ13С определены изотопные зоны, которые можно сопоставить с рядом изотопных событий, выделенных в европейских разрезах соответствующего возраста (рис. 6) (Jenkyns et al., 1994; Gale, 1996; Voigt, Hilbrecht, 1997; Wiese, 1999; Jarvis et al., 2006; Walaszczyk et al., 2010).

Рис. 6.

Изотопные кривые δ13С и δ18О и зоны по фораминиферам. На кривой δ13С выделены изотопные зоны 1–4. Приведены названия изотопных событий, установленных в западноевропейских разрезах: Pewsey Event, Hitchwood (Hyphantoceras) Event, Navigation Event, Light Point Event. Б – прослои бентонитовых глин.

В характеристике зон исследованного разреза учитывались относительные значения в промилле (‰), их изменения, максимумы и минимумы значений на изотопной кривой. Зона 1 имеет значения δ13С = 1.87–3.18‰, в верхней части зоны – локальный максимум на кривой δ13С, характерный для конца среднего турона (Gale, 1996; Wiese, 1999; Jarvis et al., 2006; Walaszczyk et al., 2010). В западноевропейских разрезах это событие выделено как Pewsey Event (Voigt et al., 2004; Walaszczyk et al., 2010). Граница между зонами 1 и 2 проводится по смене локального максимума на уменьшение значений δ13С и сопоставляется с границей среднего и верхнего турона. Данное событие отмечено внутри литологической пачки 2. Зона 2 имеет значения δ13С = 1.61–2.59‰. В основании зоны выделяется максимум, соответствующий нижней части верхнего турона. Зона 2 соответствует концу верхнего турона. Проявленный максимум значений δ13С называется “верхнетуронским событием”, Hitch Wood Event или Hyphantoceras Event (Voigt et al., 2004; Walaszczyk et al., 2010). Зона 2 характеризуется чередованием значений δ13С. Смену тенденций изменения кривой значений δ13С в верхней части верхнего турона связывают с границей туронского и коньякского ярусов (Wiese, 1999; Jarvis et al., 2006; Walaszczyk et al., 2010). Данное событие на границе туронского и коньякского ярусов называют “навигационным событием” (Navigation Event) (Jarvis et al., 2006; Walaszczyk et al., 2010, 2021). Локальный минимум значений δ13С соответствует самым верхам верхнего турона. Данное событие Международным союзом геологических наук выбрано в качестве вспомогательного маркера при установлении точки глобального стратотипа границы, так называемого “золотого гвоздя” (GSSP), нижней границы коньякского яруса (Walaszczyk et al., 2021). Зона 3 с повышенным фоном значений δ13С от 2.25 до 2.40‰ соответствует нижнему коньяку. Зона 4 по характеру распределения значений δ13С (1.45–2.20‰) также сопоставлена с нижним коньяком. Зафиксированный максимум значения δ13С коррелируется с изотопным событием Light Point Event в западноевропейских разрезах (Jarvis et al., 2006; Walaszczyk et al., 2010). Изотопная кривая δ13С меловых отложений Шапсугского карьера имеет значительное сходство с таковой в европейских разрезах (Wiese, 1999; Voigt et al., 2004; Jarvis et al., 2006; Walaszczyk et al., 2010). Таким образом, в разрезе натухайской свиты Шапсугского карьера на основе анализа изменений значений δ13С и построения изотопной кривой удалось детализировать стратиграфическое расчленение турон-коньякских отложений в этом разрезе и наметить в нем положение границ туронского и коньякского ярусов, а также среднего и верхнего турона (рис. 6).

Изотопная кривая δ18О показывает, что значения этого параметра уменьшаются с увеличением температуры. Это связано с влиянием температуры на разделение изотопов: чем ниже температура воды, тем интенсивнее проявляется процесс фракционирования изотопов, тем больше тяжелых изотопов уходит в соединение. Процесс обогащения морских вод изотопом 18О происходит параллельно с другим явлением, зависящим от испарения, – с увеличением солености воды (Тейс, Найдин, 1973). Кроме того, наблюдается довольно резкое изменение значений δ13С, а их увеличение в разрезе коррелируется с уменьшением палеотемператур. Наибольшее значение δ13С соответствует температурному минимуму, наблюдаемому в данном разрезе. Вероятно, колебания значений δ13С на кривой связаны с изменением гидродинамики палеобассейна и его биопродуктивностью. Увеличение значений δ13С обусловлено повышением биопродуктивности в бассейне на фоне пониженных температур. Увеличение значений δ13С в изученных образцах свидетельствует об увеличении роли органического вещества в бассейне, так как живые организмы для фотосинтеза используют легкий изотоп 12С, а тяжелый изотоп 13С остается в воде и идет на постройку карбонатов, т.е. чем больше δ13С, тем выше была биопродуктивность бассейна (Галимов, 1968).

Соотношение значений δ13С и δ18О показывает, что накопление осадков происходило в морском бассейне с нормальной соленостью (Huber et al., 1995). Экспериментальные результаты на основе кривой распределения значений палеотемператур показали, что на протяжении турон-коньякского интервала они варьировали от 16 до 33°С. Среднее значение для изученного интервала 23°С. Максимальное значение палеотемператур наблюдалось в конце позднего турона. Данному событию предшествовала минимальная величина температуры. Возможно, это связано с апвеллингом глубинных водных масс, что резко увеличило биопродуктивность и нашло отражение в зафиксированном максимуме значения δ13С. В коньякское время количество эпизодов понижения температур увеличилось, что соответствует общей тенденции некоторого понижения температуры в этом интервале (Huber et al., 2020). В целом экскурсы величин δ13С и δ18О хорошо согласуются с литологическими особенностям пород и изменениями в составе микробиоты вмещающих их отложений.

Авторы учитывают определенную условность палеотемператур, полученных по валовым пробам верхнемелового известняка. В своих выводах авторы руководствовались данными других исследователей, которые в своих работах показали, что вариации изотопных параметров известняков сопоставимы с таковыми раковинных ископаемых организмов (Huber et al., 1995; Grossman, 2012; Fourel et al., 2015).

Рентгенофазовый анализ

Использование рентгенофазового анализа позволило изучить минеральный состав глинистой фракции пород Шапсугского разреза. Глинистая фракция пород представлена набухающими фазами группы смектита (монтмориллонита) и гидрослюды (иллита), а также смешанослойными минералами ряда иллит–смектит (табл. 2). По данным рентгенофазового анализа, содержание монтмориллонита, который образуется по пепловым туфам кислого состава в щелочной морской среде, составляет до 40%. Это свидетельствует о периодах вулканической активизации в районе исследования с привносом туфогенного материала в морской бассейн (Афанасьев, 1992; Афанасенков и др., 2007). Иллит, присутствующий в глинистой фракции, может накапливаться в различных условиях, поэтому его содержание в породе не отражает особенностей осадконакопления. Также в небольших количествах (до 20%) встречены хлорит и каолинит, образующиеся при выветривании и преобразованиях первичных пород (Фролов, 1993). Присутствие в породах глауконита (до 5–10%) может свидетельствовать об относительно медленной скорости седиментации и/или временных приостановках осадконакопления (Батурин, 1978; Дриц, Коссовская, 1991).

Таблица 2.

Результаты рентгенофазового анализа

№ образца Гидро- слюда Смектит Смешано-
слойные слюда- смектит 50 : 50 		Смешано-слойные хлорит-смектит 50 : 50 Хлорит Каолинит
10/02 32 41 12 5 5 5
10/05 39 21 6   19 15
10/06 31 27 25   9 8
10/11 25 30 19   13 13
10/13 33 40 3   11 13
10/21 28 27 24   9 12
10/22 48 16 5   16 15

Обнаружено определенное сходство в распределении бентонитовых прослоев в европейских разрезах турон-коньякских отложений (Jarvis et al., 2006) и в изученном разрезе. Следует отметить, что положение в разрезе бентонитовых прослоев также хорошо коррелируется с изменением значений δ13С на изотопной кривой, а также совпадает с отрицательными экскурсами δ18О (рис. 6).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Комплексный подход к изучению разреза верхнемеловых отложений Шапсугского карьера послужил основой для восстановления условий седиментации. Анализ полученных данных позволил сделать определенные выводы о биотических и абиотических событиях на протяжении среднего турона–раннего коньяка, а также лучше понять их природу.

1. В турон-коньякское время изучаемая территория представляла собой относительно глубоководный открытый морской эпиконтинентальный бассейн обширной окраины океана Тетис, где шло осадконакопление гемипелагического типа. Преобладание планктонных форм и присутствие в комплексах фораминифер относительно глубоководных бентосных видов подтверждает эти выводы.

2. Разрез характеризуется ритмичным строением. Преобладают карбонатные слои, меньшую роль играют терригенно-карбонатные. Песчаные и алевролитовые прослои фиксируют кратковременные моменты отступания береговой линии в сторону бассейна, что подтверждается и микропалеонтологическими данными. Карбонатно-глинистый цемент песчаников свидетельствует о гумидном климате этого времени (Фролов, 1993).

3. Установлено наличие в разрезе глинистых монтмориллонитовых прослоев, формировавшихся в периоды вулканической активизации (Афанасьев, 1992).

4. На основе изменений значений δ13С и δ18О на изотопных кривых удалось выделить событийные уровни, фиксирующие климатические флуктуации и колебания биопродуктивности поверхностных вод. Рассчитаны палеотемпературы бассейна. Средняя температура воды в среднетуронско-раннеконьякском интервале составляла 23°С. Полученные данные не противоречат представлениям других авторов об относительно высоких температурах для этого времени. Изменение значений на палеотемпературной кривой отражает флуктуации климата и позволяет коррелировать эти уровни с другими разрезами Перитетиса.

5. На основе изменений изотопной кривой и абсолютных значений δ13С выделены изотопные зоны. Экскурсы значений δ13С можно сопоставить с рядом изотопных событий, установленных в разрезах Западной и Восточной Европы соответствующего возраста.

6. В разрезе определена граница туронского и коньякского ярусов, а также среднего и верхнего турона на базе комплексных хемо- и биостратиграфических данных.

Благодарности. Авторы признательны сотрудникам геологического факультета МГУ А.М. Никишину за советы по применяемой терминологии, В.Л. Косорукову за помощь в обработке и интерпретации результатов рентгенофазового анализа, сотрудникам лаборатории локальных методов изучения вещества кафедры петрологии МГУ им. М.В. Ломоносова за возможность постоянной совместной работы и получения качественных изображений раковин фораминифер на СЭМ. Авторы благодарны рецензентам Ю.Д. Захарову и Е.Ю. Барабошкину за важные и конструктивные замечания, которые помогли улучшить качество данной работы.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ (проекты 18-05-00495-а, 18-05-00503-а, 19-05-00361-а).

Список литературы

  1. Афанасенков А.П., Никишин А.М., Обухов А.Н. Геологическое строение и углеводородный потенциал Восточно-Черноморского региона. М.: Научный мир, 2007. 172 с.

  2. Афанасьев С.Л. Путеводитель экскурсии 10-й Международной школы морской геологии. Верхнемеловая–датская флишевая формация Северо-Западного Кавказа. М.: Ин-т Океанологии, 1992. 31 с.

  3. Батурин Г.Н. Фософориты на дне океанов. М.: Наука, 1978. 232 с.

  4. Беньямовский В.Н. Cхема инфразонального биостратиграфического расчленения верхнего мела Восточно-Европейской провинции по бентосным фораминиферам. Статья 1. Сеноман–коньяк // Cтратиграфия. Геол. корреляция. 2008. Т. 16. № 3. С. 36–46.

  5. Вишневская В.С. Находка известковых диноцист в верхнем мелу Поволжья // Докл. АН. 2016. Т. 466. № 3. С. 366–369.

  6. Вишневская В.С., Копаевич Л.Ф., Беньямовский В.Н., Овечкина М.Н. Корреляция верхнемеловых зональных схем Восточно-Европейской платформы по фораминиферам, радиоляриям и наннопланктону // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2018. № 1. С. 26–35.

  7. Габдуллин Р.Р. Ритмичность верхнемеловых отложений Русской плиты, Северо-Западного Кавказа и Юго-Западного Крыма (строение, классификация, модели формирования). М.: Изд-во МГУ, 2002. 304 с.

  8. Гаврилов Ю.О., Щербинина Е.А., Голованова О.В., Покровский Б.Г. Позднесеноманское аноксическое событие (ОАЕ2) в разрезе Аймаки Горного Дагестана // Бюлл. МОИП. 2009. Т. 84. № 2. С. 94–108.

  9. Галимов Э.М. Геохимия стабильных изотопов углерода. М.: Недра, 1968. 226 с.

  10. Горбачик Т.Н., Копаевич Л.Ф. Влияние меловых событий на эволюцию глобигеринид // Геологическая история Арктики в мезозое и кайнозое. СПБ.: ВНИИ Океангеология. 1992. С. 17–29

  11. Дриц В.А., Коссовская А.Г. Глинистые минералы: слюды, хлориты. М.: Наука, 1991. 176 с. (Тр. ГИН РАН. Вып. 465).

  12. Келлер Б.М. Верхнемеловые отложения Западного Кавказа. М.: Изд-во АН СССР, 1947. 129 с. (Тр. Ин-та геол. наук. Геол. сер. Вып. 48. № 15).

  13. Копаевич Л.Ф. Зональная схема для верхнемеловых отложений Крымско-Кавказского региона по глоботрунканидам (планктонные фораминиферы) // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2010. Т. 85. № 5. С. 40–52.

  14. Копаевич Л.Ф., Алексеев А.С. Нина Ивановна Маслакова и развитие зональной шкалы верхнего мела юга Европы по планктонным фораминиферам // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2019. Т. 94. Вып. 4. С. 3–12.

  15. Копаевич Л.Ф., Брагин Н.Ю., Брагина Л.Г. Новые данные о планктонных фораминиферах из отложений юнусдагской свиты (коньяк–сантон) разреза Келевудаг, Северо-Восточный Азербайджан // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2017. Т. 25. № 6. С. 50–60.

  16. Коплен Т.Б., Рамендик Г.И. Сводка рекомендаций IUPAC по публикации значений “дельта” для отношений стабильных изотопов водорода, углерода и кислорода // Геохимия. 1998. № 3. С. 334–336.

  17. Корсаков С.Г., Семенуха И.Н., Белуженко Е.В., Черных В.И., Токарев В.Н., Деркачёва М.Г., Тузиков Г.Р. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 200 000. Изд. второе. Сер. Кавказская. Лист L-37-XXVII (Краснодар). Объяснительная записка. М.: МФ ВСЕГЕИ, 2013. 234 с.

  18. Красилов В.А. Нерешенные проблемы теории эволюции. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. 138 с.

  19. Маслакова Н.И. Глоботрунканиды и их стратиграфическое значение для верхнемеловых отложений Крыма, Кавказа и Советских Карпат // Автореф. дисс. … докт. геол.-мин. наук. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1967. 39 с.

  20. Маслакова Н.И. Развитие и смена планктонных фораминифер на рубеже раннего и позднего мела // Стратиграфия и палеонтология мезокайнозойских отложений юга СССР и Средиземноморья. Геология и полезные ископаемые стран Азии, Африки и Латинской Америки. Вып. 3. М.: Ун-т Дружбы народов им. Патриса Лумумбы, 1978. С. 115‒120.

  21. Найдин Д.П., Копаевич Л.Ф. Внутриформационные перерывы верхнего мела Мангышлака. М.: Изд-во МГУ, 1988. 141 с.

  22. Нетреба Д.А. Геологическое строение и условия формирования верхнемеловых отложений Северо-Западного Кавказа. Магист. дисс. М.: МГУ, 2020. 138 с.

  23. Тейс Р.В., Найдин Д.П. Палеотермометрия и изотопный состав кислорода органогенных карбонатов. М.: Наука, 1973. 255 с.

  24. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.

  25. Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений. М.: Изд-во MГУ, 1984. 222 с.

  26. Фролов В.Т. Литология. Кн. 2. Учебное пособие. М.: Изд-во MГУ, 1993. 432 с.

  27. Фролов В.Т. Литология. Кн. 3. Учебное пособие. М.: Изд-во MГУ, 1995. 352 с.

  28. Anderson T.F., Arthur M.A. Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems // Stable Isotopes in Sedimentary Geology. Soc. Econ. Paleontol. 1983. Mineral. Short Course 10. Section 1.1-1.151.

  29. Bailey H.W. A Foraminiferal Biostratigraphy of the Lower Senonian of Southern England // University of Plymouth Research Theses. 1978. 380 p.

  30. Bice K.L., Huber B.T., Norris R.D. Extreme polar warmth during the Cretaceous greenhouse? Paradox of the late Turonian δ18O record at Deep Sea Drilling Project Site 511 // Paleoceanography. 2003. V.18. P. 91–97.

  31. Bornemann A., Norris R.D., Friedrich O., Beckmann B., Schouten S., Damsté J.S., Vogel J., Hofmann P., Wagner T. Isotopic evidence for glaciations during the Cretaceous supergreenhouse // Science. 2008. V. 319. P. 189–192.

  32. Caron M. Cretaceous planktonic foraminifera // Plankton Stratigraphy. Cambridge: Cambridge University Press, 1985. P. 17–86.

  33. Caron M., Homewood P. Evolution of early planktic foraminifers // Mar. Micropaleontol. 1983. V. 7. P. 453–462.

  34. Coccioni R., Premoli Silva I. Revised upper Albian–Maastrichtian planktonic foraminiferal biostratigraphy and magnetostratigraphy of the classical Tethyan Gubbio section (Italy) // Newsl. Stratigr. 2015. V. 48. № 1. P. 47–90.

  35. Craig H., Gordon L.I. Deuterium and oxygen-18 variations in the ocean and the marine atmosphere // Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Paleotemperatures. Pisa: Consiglio Nazionalc Delle Ricerche. Laboratorio di Geologia Nucleare, 1965. P. 1–22.

  36. Dubicka Z., Peryt D. Foraminifers and stable isotope record of the Dubivtsi chalk (upper Turonian, West Ukraine): palaeoenvironmental implications // Geol. Quarterly. 2012. V. 56. P. 199–214.

  37. Dunham R.J. Classification of carbonate rocks according to depositional texture // Classification of Carbonate Rocks. Mem. Am. Assoc. Petrol. Geol. 1962. V. 1 P. 108–121.

  38. Epstein S., Mayeda T. Variations of 18O content of waters from natural sources // Geochim. Cosmochim. Acta. 1953. V. 4. № 5. P. 213–224.

  39. Epstein S., Buchsbaum R., Lowensta H.A., Urey H.C. Revised carbonate-water isotopic temperature scale // Geol. Soc. Am. Bull. 1953. V. 64. № 11. 1315 p.

  40. Falzoni F., Petrizzo M.R., MacLeod K.G., Huber B.T. Santonian-Campanian planktonic foraminifera from Tanzania, Shatsky Rise and Exmouth Plateau: species depth ecology and paleoceanographic inferences // Mar. Micropaleontol. 2013. V. 103. P. 15–29.

  41. Falzoni F., Petrizzo M.R., Clarke L.C., MacLeod K.G., Jenkyns H.J. Long-term Late Cretaceous carbon- and oxygen-isotope trends and planktonic foraminiferal turnover: a new record from the southern mid-latitudes // Geol. Soc. Am. Bull. 2016. V. 128. P. 1725–1735. https://doi.org/10.1130/B31399.1

  42. Flügel E. Microfacies of Carbonate Rocks. Analysis, Interpretation and Application. Second Edition. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 2010. 929 p.

  43. Fourel F., Martineau F., Tóth E., Görögb A., Escarguela G., Lécuyera C. Carbon and oxygen isotope variability among foraminifera and ostracod carbonated “shells”// Ann. Univer. Mariae Curie. Skłodowska Lublin. Polonia. Sectio AAA. 2015. V. LXX. P. 133–156.

  44. Gale A.S. Turonian correlation and sequence stratigraphy of the Chalk in southern England // Geol. Soc. Spec. Publ. 1996. V. 103. P. 177–195.

  45. Grossman E.L. Oxygen isotope stratigraphy // The Geologic Time Scale. Elsevier, 2012. V. 1. P. 181–206.

  46. Hart M.B. A water depth model for the evolution of the planktonic Foraminiferida // Nature. 1980. V. 286. P. 252–254.

  47. Hart M.B. The evolution and biodiversity of Cretaceous Foraminiferida // Geobios. 1999. V. 32. P. 247– 255.

  48. Hart M.B., Bailey H.W. The distribution of planktonic Foraminiferida in the mid-Cretaceous of NW Europe // Aspekte der Kreide Europas. 1979. V. 6. P. 527–542.

  49. Hinrichs K.-U., Boetius A. The anaerobic oxidation of methane: new insights in microbial ecology and biogeochemistry // Ocean Margin Systems. Heidelberg: Springer, 2002. P. 457–477.

  50. Huber B.T., O’Brien C.L. Cretaceous climate // Encyclopedia of Geology. 2nd Edition. Elsevier Inc., 2020. P. 1–7.

  51. Huber B.T., Hodell D.A., Hamilton C.P. Middle–Late Cretaceous climate of the southern high latitudes: stable isotopic evidence for minimal equator-to-pole thermal gradients // Geol. Soc. Am. Bull. 1995. V. 107. P. 1164–1191.

  52. Huber B.T., MacLeod K.G., Watkins D.K., Coffin M.F. The rise and fall of the Cretaceous Hot Greenhouse climate // Global Planet. Change. 2018. V. 167. P. 1–23.

  53. Jarvis I., Gale A.S., Jenkyns H.C., Pearce M. Secular variation in Late Cretaceous carbon isotopes: a new δ13C carbonate reference curve for the Cenomanian–Campanian (99.6–70.6 Ma) // Geol. Mag. 2006. V. 143. P. 561–608.

  54. Jenkyns H.C., Gale A.S., Corfield R.M. Carbon and oxygen-isotope stratigraphy of the English Chalk and Italian Scaglia and its palaeoclimatic significance // Geol. Mag. 1994. V. 131. P. 1–34.

  55. Kim S.T., O’Neil J. Equilibrium and nonequilibrium oxygen isotope effects in synthetic carbonates // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. V. 61. № 16. P. 3461–3475.

  56. Kopaevich L.F., Vishnevskaya V. Cenomanian–Campanian (Late Cretaceous) planktonic assemblages of the Crimea-Caucasus area: palaeoceanography, palaeoclimate and sea level changes // Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 2016. V. 441. P. 493–515.

  57. Leckie R.M. Paleoecology of mid-Cretaceous planktonic foraminifera: a comparison of open ocean and epicontinental sea assemblages // Micropaleontology. 1987. V. 33. P. 164–176.

  58. Leckie R.M. A paleoceanographic model for the early evolutionary history of planktonic Foraminifera // Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 1989. V. 73. P. 107–138.

  59. Miller K.G., Wright J.D., Browning J.V. Visions of ice sheets in a Green House World // Mar. Geol. 2005. V. 217. P. 215–231.

  60. Murray J.W. A method of determining proximity of marginal seas to an ocean // Mar. Geol. 1976. V. 22. P. 103–119.

  61. Norris R.D., Bice K.L., Magno E.A., Wilson P.A. Jiggling the tropical thermostat in the Cretaceous hothouse // Geology. 2002. V. 30. P. 299–302.

  62. Ogg J.G., Agtenberg F.P., Gradstein F.M. The Cretaceous Period // A Geologic Time Scale 2004. Cambridge: Cambridge University Press, 2004. P. 344–383.

  63. O’Neil J.R., Adami L.H., Epstein S. Revised value for the 18O fractionation between CO2 and H2O at 25°C // J. Res. U.S. Geol. Surv. 1975. V. 3. P. 623–624.

  64. Pervushov E. M., Ryabov I. P., Guzhikov A.Yu., Vishnevskaya V.S., Kopaevich L.F., Guzhikova A.A., Kalyakin E.A., Fomin V.A., Sel’tser V.B., Il’inskii E.I., Mirantsev G.V., Proshina P.A. Turonian–Coniacian deposits of the Kamennyi Brod-1 section (Southern Ulyanovsk-Saratov Trough) // Stratigr. Geol. Correl. 2019. V. 27. № 7. P. 804–839.

  65. Petrizzo M.R. Upper Turonian–Lower Campanian planktonic foraminifera from southern mid-high latitudes (Exmouth Plateau, NW Australia): biostratigraphy and taxonomic notes // Cretaceous Res. 2000. V. 21. P. 479–505.

  66. Petrizzo M.R. Palaeoceanographic and palaeoclimatic inferences from Late Cretaceous planktonic foraminiferal assemblages from the Exmouth Plateau (ODP Sites 762 and 763, eastern Indian Ocean) // Mar. Micropaleontol. 2002. V. 45. P. 117–150.

  67. Premoli Silva I., Sliter W.V. Cretaceous planktonic foraminiferal biostratigraphy and evolutionary trends from the Botaccione section, Gubbio, Italy // Palaeontogr. Ital. 1995. V. 82. P. 1–89.

  68. Premoli Silva I., Sliter W.V. Cretaceous paleoceanography: evidence from planktonic foraminiferal evolution // The Evolution of Cretaceous Ocean – Climatic System. Eds. Barrera E., Jonson C.C. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 1999. V. 332. P. 301–328.

  69. Price G.D., Hart M.B. Isotopic evidence for Early to mid-Cretaceous ocean temperature variability // Mar. Micropaleontol. 2002. V. 46. P. 45–58.

  70. Robaszynski F., Caron M. Foraminiferes planctoniques du Cretace: Commentaire dela zonation Europe-Mediterrane // Bull. Soc. Geol. France. 1995. V. 166. P. 681–692.

  71. Shackleton N.J., Kennett J.P. Paleotemperature history of the Cenozoic and the initiation of Antarctic glaciation: oxygen and carbon isotope analysis in DSDP Sites 277, 279, and 280 // Init. Rep. Deep Sea Drilling Project 29. Washington, D.C.: U.S. Government Printing Office, 1975. P. 743–755.

  72. Stoll H.M., Schrag D.P. High resolution stable isotope records from the Upper Cretaceous rocks of Italy and Spain: glacial episodes in a Green House Planet? // Geol. Soc. Am. Bull. 2000. V. 112. P. 308–319.

  73. Tur N.A., Smirnov J.P., Huber B. Late Albian–Coniacian planktic foraminifera and biostratigraphy of the northeastern Caucasus // Cretaceous Res. 2001. V. 22. P. 719–734.

  74. Vishnevskaya V.S., Kopaevich L.F. Microfossil assemblages as key to reconstruct sea-level fluctuations, cooling episodes and palaeogeography: the Albian to Maastrichtian of Boreal and Peri-Tethyan Russia // Cretaceous Climate Events and Short-Term Sea-Level Changes. Eds. Wagreich M., Hart M.B., Sames B., Yilmaz I.O. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2020. V. 498. P. 165–187.

  75. Voigt S., Hilbrecht H. Late Cretaceous carbon isotope stratigraphy in Europe: correlation and relations with sea level and sediment stability // Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 1997. V. 134. P. 39–60.

  76. Voigt S., Flögel S., Gale A.S. Mid-latitude shelf seas in the Cenomanian-Turonian greenhouse world: temperature evolution and North Atlantic circulation // Paleoceanography. 2004. V. 19. P. 1–17.

  77. Walaszczyk I., Peryt D. Inoceramid-foraminiferal biostratigraphy of the Turonian through Santonian deposits of the Middle Vistula Section, Central Poland // Zbl. Geol. Paläont. 1998. V. I. P. 1501–1513.

  78. Walaszczyk I., Wood C.J. Inoceramids and biostratigraphy at the Turonian/Coniacian boundary; based on the Salzgitter-Salder quarry, Lower Saxony, Germany, and the Słupia Nadbrzeżna section, central Poland // Acta Geol. Polon. 1999. V. 48. P. 395–434.

  79. Walaszczyk I., Wood C.J., Lees J.A., Peryt D., Voigt S., Wiese F. The Salzgitter-Salder Quarry (Lower Saxony, Germany) and Słupia Nadbrzeżna river cliff section (Central Poland): a proposed candidate composite Global Boundary Stratotype Section and Point for the base of the Coniacian Stage (Upper Cretaceous) // Acta Geol. Polon. 2010. V. 60. № 4. P. 445–477.

  80. Walaszczyk I., Čech S., Crampton J.S., Dubicka Z., Ifrim C., Jarvis J., Kennedy W.J., Lees J.A., Lodowski D., Pearce M., Peryt D., Sageman B.B., Schiøler P., Todes1 J., Uličný D., Voigt S., Wiese F. The Global Boundary Stratotype Section and Point (GSSP) for the base of the Coniacian Stage (Salzgitter-Salder, Germany) and its auxiliary sections (Słupia Nadbrzeżna, central Poland; Střeleč, Czech Republic; and El Rosario, NE Mexico) // Communication of IUGS Geological Standards. 2021. P. 1–40.

  81. Wiese F. Stable isotope data (δ13C, δ18O) from the Middle and Upper Turonian (Upper Creataceous) of Liencres (Cantabria, northern Spain) with a comparison to northern Germany (Söhlde and Salzgitter-Salder) // Newsl. Stratigr. 1999. V. 37. P. 37–62.

  82. Wiese F., Voigt S. Late Turonian (Cretaceous) climate cooling in Europe: faunal response and possible causes // Geobios. 2002. V. 35. № 1. P. 65–77.

  83. Wilson P.A., Norris R.D., Cooper M.J. Testing the Cretaceous greenhouse hypothesis using glassy foraminiferal calcite from the core of the Turonian tropics on Demerara Rise // Geology. 2002. V. 30. P. 607–610.

  84. Wood C.J., Walaszczyk I., Mortimore R.N., Woods M.A. New observations on the inoceramid biostratigraphy of the higher part of the Upper Turonian and the Turonian–Coniacian boundary transition in Poland, Germany and the UK // Acta Geol. Polon. 2004. V. 54. № 4. P. 541–549.

  85. Zakharov Yu., Kakabadze M.V., Sharikadze M.Z., Smyshlyaeva O.P., Sobolev E.S., Safronov P.P. The stable O- and C-isotope record of fossils from the upper Barremian–lower Albian of the Caucasus – palaeoenvironmental implications // Advance in Cretaceous Palaeontology and Stratigraphy. Christopher John Wood Memorial Volume. Cretaceous Res. 2018. V. 87. P. 55–73.

  86. Zakharov Yu.D., Seltser V.B., Kakabadze M.V., Smyshlyaeva O.P., Safronov P.P. Oxygen–carbon isotope composition of Middle Jurassic–Cretaceous molluscs from the Saratov–Samara Volga region and main climate trends in the Russian Platform–Caucasus // Cretaceous Climate Events and Short-Term Sea-Level Changes. Eds. Wagreich M., Hart M.B., Sames B., Yilmaz I.O. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2020. V. 498. P. 101–127.

  87. Zhang Q.L., Chang T.L., Li W.J. A Calibrated measurement of the atomic-weight of carbon // Chin. Sci. Bull. Bd. 1990. V. 35. № 4. P. 290–296.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Стратиграфия. Геологическая корреляция

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал