Авторефераты по всем темам  >>  Авторефераты по геологии-минералогии

Микрофоссилии в стратиграфии позднего протерозоя Саяно-Байкальского и Анабаро-Оленекского регионов

Автореферат докторской диссертации по геологии-минералогии

СКАЧАТЬ ОРИГИНАЛ ДОКУМЕНТА

Страницы: | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 |

 

Глава 1. Микрофоссилии докембрия: изученность и значение.

Кратко приводятся сведения об наиболее важных результатах изучения микрофоссилии докембрия и их биологической интерпретации в мире. История микрофитологии докембрия, начавшаяся в конце девятнадцатого столетия с находок Ч.Уолкоттом [Walcott, 1899] макроскопически видимых остатков, достаточно подробно освещена в печати [Колосов, 1985; Микрофоссилии.., 1989; Сергеев, 1992, 2006; и др.]. Органостенные микрофоссилии, извлеченные кислотным растворением чаще всего относят к акритархам [Acritarcha Evitt, 1963]. В группу акритарх помещают остатки растительных микроорганизмов, для которых пока не известны критерии отнесения к какому-либо высшему таксону естественной классификации. Эукариотическая природа сложнопостроенных и крупных акритарх позднего докембрия не вызывает сомнений. Сейчас практически общепризнанным является то, что экспансия эукариотных организмов в неопротерозое является продолжением их долгой истории, начиная с нижнего протерозоя [Семихатов и др., 1999; Розанов, 2004; Butterfield, 2007].

В работе сведены практически все таксоны микрофоссилии, описанные в докембрии обоих регионов. Из отложений позднего докембрия разных зон Саяно-Байкальского региона (СБР, рис. 1) разными авторами описано около 90 родов, более 160 видов и 20 межродовых таксонов микрофоссилии. Из отложений рифея Анабаро-Оленекского региона (АОР, рис. 2) разными авторами описано 79 родов, более 150 видов и 5 межродовых таксонов микрофоссилии.

Приводится история изучения микрофоссилии протерозоя Сибирской платформы и СБР, начиная с пятидесятых годов прошлого столетия. Одним из выводов исследований автора явилось заключение об определённой морфологической обособленности большинства форм СБР от преобладающих микрофоссилии в ассоциациях типовых разрезов позднего докембрия (Южный Урал, АОР, Учуро-Майский, Туруханский районы Сибири и др.). В работе разбираются объективные и субъективные причины этой обособленности.

Полученные представления об условиях обитания и захоронения микроорганизмов, вместе с актуаморфологическим анализом, позволили наметитьаа разнуюаа биологическуюаа принадлежностьаа ранееаа изученных

7

ассоциаций форм СБР [Немеров, Станевич, 2001]. В представленной работе приводится реконструкция обстановок седиментогенеза и экобиологическая интерпретация ассоциаций микрофоссилий, как в аспекте обобщения региональных данных, так и на основе более детального изучения локальных участков СБР. Эти же задачи стояли и при анализе ассоциаций микрофоссилий позднего докембрия АОР. Явные седиментологическое и, как будет показано ниже, палеобиологическое отличия отложений позднего докембрия АОР и СБР заключаются в тектонической позиции их палеобассейнов.

Глава 2. Методика получения и изучения микрофоссилий.

Для кислотного извлечения органостенных форм использовались приёмы стандартной палеопалинологической методики. Большинство микрофоссилий СБР представлены мелкими формами, изучение которых возможно лишь при увеличении хЮОО и больше светового микроскопа. Для обеспечения большей стерильности мацерата, перед основным растворением, порода частично растворялась во фтористоводородной кислоте и растворенная часть удалялась [Стане вич, 1996]. Для просмотра органического осадка на электронных сканирующих микроскопах (Philips Sem 525М, XL30 ESEM ТМР и др.) тонкая глинисто-углеродистая фракция удалялась подогревом в азотной кислоте до кипячения. Часть материала изучалась в петрографических шлифах, изготовленных из кусочков проб, подвергнутых растворению.

Глава 3. Стратиграфия и микрофоссилий позднего протерозоя Саяно-Байкальского региона.

3-1. Корреляция и возраст отложений. По сложности тектонического строения и составу формаций Саяно-Байкальский регион (СБР) разделяется на пояса и зоны (см. рис. 1). Внешний пояс включает наиболее полные и хорошо изученные разрезы осадочных толщ позднего протерозоя и нижнего палеозоя с установленной последовательностью напластования. Отложения слагают крупные циклы осадконакопления, выделяемые в региональные горизонты. Строение внутреннего пояса СБР определяется сложным набором тектонических блоков и пластин гетерогенного состава, сложенных породами широкой возрастной гаммы докембрия и нижнего палеозоя. Среди них выделяются литокомплексы рифтогенных, субдукционных и субплатформенных обстановок [Станевич и др., 2006а]. Отложения, относимые к венду (юдомию), в разрезах, как внешних, так и внутренних зон, перекрываются формационно близкими карбонатными толщами с водорослями и фауной нижнего кембрия.

8

В главе рассматривается история сопоставлений дальнетайгинского и жуинского горизонтов с формациями типовых разрезов рифея и венда. Крайние точки зрения на возраст базальных слоев дальнетайгинского горизонта различаются более чем на триста миллионов лет. Анализ распространения строматолитов, привлекаемых для доказательства среднерифейского возраста всего дальнетайгинского горизонта или его нижней части [Дольник, 1982, 2000; Решения.., 1983], показал, что в типовых и других разрезах рифея они присутствуют и в слоях его верхнего подразделения. Межрегиональные формы микрофоссилий дальнетайгинского горизонта практически всех зон не известны ниже подошвы позднего рифея. В наибольшей степени межрегиональное значение имеют сложноустроенные акритархи из уринской свиты [Пятилетов, 1983; Файзуллин, 1998; Наговицин и др., 2004; и др.]. Основные таксоны этой микробиоты известны своим появлением в отложениях неопротерозоя разрезов Австралии, Китая, Шпицбергена и Учуро-Майского района Сибири [Хоментовский и др., 1998]. Таким образом, данные, как по строматолитам, так и по микрофоссилиям говорят в пользу неопротерозойского времени образования пород дальнетайгинского горизонта.

Данные хемостратиграфических исследований [Кузнецов и др., 2003; Хабаров, Пономарчук, 2005; Летникова и др., 2006; Покровский и др., 2006], анализ уринской ассоциации акритарх [Воробьева и др., 2008; Голубкова и др., 2010] и седиментологические реконструкции [Советов, Комлев, 2005] обосновывают позицию вендского положения горизонта. Комплексность межрегионального сопоставления может быть дополнена другим подходом, который включает данные внутрирегиональной корреляции и полученные за последнее время корректные радиохронологические данные из магматических образований Байкало-Муйской зоны СБР (см. рис. 1).

Фациально контрастные отложения дальнетайгинского и жуинского горизонтов Патомской и внутренних зон снизу подстилаются удивительно выдержанными теригенно-карбонатными толщами баллаганахского горизонта, которые отражают обстановку пологого шельфа пассивной окраины Сибирского кратона. Они перекрываются во всех зонах хорошо прослеживаемыми отложениями юдомского горизонта, относимого к венду [Хоментовский и др., 2004; и др.]. Формации дальнетайгинского и жуинского времени Прибайкальской, Патомской и Бодайбинской зон объединяет последовательность геохимических параметров и металлогеническая специализация. Концентрации Сорг, S и связанных с ним содержаний U, Mo, V, Аи, Си,

9

Co, Ni, Pb, Zn закономерно изменяются вверх по разрезам обоих горизонтов [Немеров, 1988; Немеров, Станевич, 2001].

Байкальская серия сопоставляется с оселковой серией, что обосновывается трассированием ледниковых отложений, [Советов, Комлев, 2005], что хорошо согласуется с выделением среднесибирского гляциогоризонта в подошве дальнетайгинского регионального горизонта [Чумаков, 1993; Божко, 1976]. Учитывая данные о частичной изолированности голоустенского и улунтуйского палеобассейнов от протоокеана [Мазукабзов и др., 2001; Немеров, Станевич, 2001; Хоментовский, Постников, 2001], вполне вероятно, что высокие (лпоздневендские) значения отношений Sr/ Sr, полученные для улунтуйской свиты [Кузнецов, Летникова, 2005], могут быть обусловлены превалирующим влиянием континентального стока в условиях полузамкнутых бассейнов. Более представительные данные отношений Sr/ Sr по разрезам дальнетайгинского и жуинского горизонтов были получены в Патомской зоне [Покровский и др., 2006], что позволило отнести позднедальнетайгинские отложения к переходному интервалу поздний рифей - венд (ориентировочно 630-600 млн лет). Видно, что интерпретации отношений 87Sr/86Sr по синхронным отложениям разных зон СБР дают оценки возраста, различающиеся почти в 50 млн лет.

Нижней возрастной границей байкальской серии вероятно следует считать самые молодые значения подстилающего комплекса мафитовых пород [Гладкочуб и др., 2001, 2005; Sklyarov et al., 2002], т. е. ориентировочно 740 млн. лет. Учитывая существование регионального тиллитового горизонта [Божко, 1976, Чумаков, 1993], связываемого здесь с глобальным стертовским оледенением, вероятным интервалом для формирования голоустенской и улунтуйской свит можно считать 730-680 млн лет. Отложения медвежевского и баллаганахского горизонтов, соответствующие режиму пассивной окраины [Станевич и др., 2006а], скорее всего, образовались в период 1000-800 млн. лет. Интервал формирования дальнетайгинского горизонта в соответствии с анализом хемостратиграфических данных и учетом времени свинцово-цинкового оруденения (в диагенезе) ондокской свиты в 760-740 млн лет [Неймарк и др., 1991], может быть расширен до 780-680 млн. лет.

Положение подошвы юдомского горизонта в Олокитско-Холоднинском районе СБР показывает датировка в 62725 млн лет ультрамафитов Чайского комплекса [Amelin et al., 1997], которые перекрываются конгломератами холоднинской свиты. Отсюда, возраст базальных горизонтов холоднинской, ушаковской и коррелируемых с

10

ними свит юдомского горизонта можно принять в 630 млн лет, что определяет интервал формирования подстилающего жуинского горизонта в 680-630 млн лет. Верхней возрастной границей рассмотренных комплексов является время регионального метаморфизма. Для пород Бодайбинской и Олокитской зон его воздействие по разным методам фиксируется в интервале 625 - 520 млн лет [Вилор и др., 1991; Макрыгина и др., 2005, Рыцк и др., 1999]. В этот же интервал попадает и возраст процессов региональной перекристаллизации осадков байкальской серии (560 млн лет) [Вилор и ДР., 1989].

В последнее время вышеприведенный анализ возрастного положения региональных горизонтов СБР корректируется новыми датировками кластогенных цирконов из отложений золоторудного месторождения Сухой Лог [Meffre et al., 2008]. Цифры от 800 до 600 млн. лет хорошо увязываются со временем формирования части островодужных образований на юге территории. С другой стороны, эти данные подтверждают позицию вендского положения дальнетайгинского и жуинского горизонта Бодайбинской зоны. Эти выводы вступают в противоречие с проведенной корреляцией осадочно-вулканогенных образований Байкало-Муйской зоны [Станевич и др., 2006а]. Что влечет необходимость получения новых изотопных данных и последующей корректировки стратиграфической схемы и последовательности геодинамических процессов на юге Сибирского кратона. При всех обозначенных вариантах видно, что в отличии от ранее существовавшей схемы [Решения.., 1983], мезопротерозойская, а возможно и первая половина неопротерозойской геологической истории территории СБР, является неизвестной. Учитывая эти и нижеприведенные возрастные данные по АОР, а также последние радиохронологические данные по силлам диабазов в лахандинской, уйской сериях Учуро-Майского региона [Rainbird et al., 1998; Павлов и др., 2002] и неопределенность возрастного положения многих стратонов, можно утверждать, что разрезы позднего протерозоя окраинных и внутренних бассейнов Сибирского кратона отражают лишь часть истории осадконакопления этих территорий.

3-2. Эволюция обстановок биолитогенеза. Неопротерозойские отложения СБР отражают три основных этапа развития региона: медвежевско-баллаганахский, дальнетайгинско-жуинский и юдомский.

На медвежевско-баллаганахском этапе осадконакопление определялось обстановками рифтогенного морского бассейна (пассивная окраина Сибирского кратона). В начале этапа рифтогенные прогибы и

11

троги заполнялись грубообломочным материалом, одновременно с излиянием базальтов. По мере компенсации прогиба терригенными осадками происходит повсеместное накопление карбонатных мелководных отложений. Завершение этапа выражено латерально выдержанными слоями верхов баллаганахского горизонта, которые имеют региональное корреляционное значение. Бактериальный биолитогенез был в значительной мере подавлен терригенным осадконакоплением. Усложнение и разнообразие микрофоссилий в алевропелитах можно объяснить влиянием подводных гидротерм.

Осадконакопление дальнетайгинско-жуинского этапа осуществлялось в бассейне, имеющего ряд признаков окраиноморских обстановок, главными из которых являются реконструируемые в Байкало-Муйской зоне островодужные комплексы. Отчетливо обозначились элементы палеогеографического профиля бассейна: шельфы (внешние зоны), котловина задугового бассейна (Бодайбинская зона), островные дуги (Байкало-Муйская зона). К концу этапа, усилившаяся изолированность и застойность вод палеобассейна, фиксируется пятикратным и более повышением содержаний SO3 [Немеров, Станевич, 2001]. Сложившиеся обстановки отчетливо контролируют распределение экобиологических группировок микроорганизмов. В глубоководных отложениях мы видим разнообразие мелких форм темновых серных и других бактерий. В биогермных образованиях верхней сублиторали известны остатки фототрофных цианофитов. В средней зоне пологого шельфа и склонов поднятий, встречаются как планктонные, так и бентосные представители бактерий, а также недалеко привнесённые остатки фототрофных бурых (?) и других водорослей. В условиях мелководного залива (уринская свита) фиксируются сложнопостроенные планктонные представители, вероятно, предков празинофитовых водорослей.

В верхнежуинский период произошло резкое прогибание палеобассейна. Максимальные значения углеродистой компоненты отложений свидетельствуют о высокой биопродуктивности осадков [Немеров, Станевич, 2001; Станевич и др., 2006а]. В Байкало-Муйской зоне углеродсодержащие алевропелиты ассоциируют с лавами контрастного состава и с туфами и туффитами. В Прибайкальской зоне позднекачергатский седиментогенез определялся застойными условиями углубленных зон дистального шельфа и впадины бассейна. Характерные для позднежуинского времени высокие содержания Сорг и SO3 указывают на изолированность и застойность бассейна. Все эти данные определяют предюдомские условия осадконакопления, как стагнационные и предорогенные,аа характеризующиеаа сменуаа обстановокаа отаа задугового

12

бассейна к бассейну форланда. Ассоциации микрофоссилий из позднежуинских отложений содержат остатки трёх, генетически различных группировок организмов. Это перенесенные фрагменты, предположительно, бурых водорослей, формы придонных бактериальных сообществ и планктон зеленых водорослей. Появление признаков последних форм трассируется в разрезах жуинского горизонта. Это послужило, в свое время, основанием для выделения ассоциации этих форм в Ш-А [Решения.., 1989] или 4-й возрастные комплексы [Станевич, Файзулина, 1992].

Отложения юдомского этапа представлены двумя формационными типами. Платформенный тип (жербинская и др. свиты) отражает осадконакопление проксимальных и средних частей шельфа. Молласоидный тип отложений юдомского горизонта наиболее характерен для разрезов Прибайкальской и внутренних зон СБР. Здесь мощность разрезов горизонта достигает 7 км., а их нижние части часто представлены граувакками и гибридными турбидитами (ушаковская, анангрская, холоднинская и др. свиты). Таким образом, юдомское время знаменуется возникновением в Байкало-Муйской зоне горных сооружений. Литолого-геохимические характеристики юдомских отложений свидетельствуют о подавленности биолитогенеза и доминирующей роли терригенного седиментогенеза. Вторая половина юдомия во всех зонах СБР определяется схожим типом мелководных карбонатно-терригенных отложений. В нижнем кембрии площадное карбонатонакопление распространилось по всей площади Сибирской платформы и прилегающей территории СБР.

Резкие формационные различия между отложениями этапов, определяемые разными геодинамическими обстановками, свидетельнствуют о продолжительных интервалах, разделяющих осадконакопление этих этапов.

3-3. Присаянская зона. Микрофоссилий впервые получены из ипситской и удинской свит. Ипситская свита завершает разрез карагасской серии и прорывается силлами долеритов с возрастом 743 47 млн. лет [Sklyarov et al, 2003]. Удинская свита относится к оселковой серии, несогласно залегающей на карагасской и параллелизуемой с байкальской серией Прибайкальской зоны [Станевич и др., 2007а]. Анализ седиментационных текстур и состава отложений трёх разрезов, проведенных Ю.К. Советовым и автором, позволил выделить две группы обстановок [Станевич и др., 20066]. В двух разрезах (1 и 2) восстанавливается смена условий формирования под- и надприливной карбонатнойаа платформы,аа последующихаа трансгрессииаа иаа отложения

13

песчаников и алевролитов на проксимальной части внутреннего шельфа. Вторая группа обстановок (разрез 3) представлена штормовыми отложениями пологого склона шельфа. Ассоциации микрофоссилий из алевролитов и аргиллитов разрезов 1 и 2 являются таксономически схожими и отличаются от ассоциации форм разреза 3. Отнесение Octoedryxium Rud. к аэробным серобактериям вполне согласуется с находками их форм на участке развития субаэральной карбонатной платформы (разрез 2). Морфологические особенности FlorisStan, и CentrumStan, свидетельствуют об их более вероятном планктонном существовании (разрезы 1, 2). В этих же слойках находятся мелкие объёмные формы (BavlinellaShep. и др.), которые ассоциируются с линзами и пятнами углеродистого вещества и относятся к бентосу сульфатредуцирующих бактерий. Акритархи второй группы (разрез 3) являются аллохтонными. Частично разложившиеся формы LeiosphaeridiaEis., сопоставляемые с органами бурых водорослей и водорослевый детрит были перенесены с мелководья своего местообитания в более глубоководную зону отложения темпеститов. Здесь происходила деструкция остатков, осуществляемая сапрофитными бактериями, к которым относятся мелкие коккоидные формы. Здесь же наблюдаются остатки, сопоставляемые с красными водорослями.

Первая группа микрофоссилий включает формы, объединяющим признаком которых является объёмность оболочек и сохранность внутренних признаков. Их размеры варьируют от 5 до 40 мкм. Состав форм второй группы практически монородовой и включает акритархи от 60 до 450 мкм. Их особенностью является уплощенное состояние форм и высокая степень деструкции. Матрикс также содержит мелкие формы придонных бактерий-деструкторов. Таким образом, явное различие между формами акритарх двух групп, которое может быть объяснено только их биологической природой, выражено в разной устойчивости форм к одним и тем же факторам син-диагенеза.

СКАЧАТЬ ОРИГИНАЛ ДОКУМЕНТА

Страницы: | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 |

     Авторефераты по всем темам  >>  Авторефераты по геологии-минералогии