WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


На правах рукописи

АРТЮШКОВА Ольга Викторовна

БИОСТРАТИГРАФИЯ ПО КОНОДОНТАМ ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ДЕВОНА МАГНИТОГОРСКОЙ МЕГАЗОНЫ ЮЖНОГО УРАЛА

25.00.02 — палеонтология и стратиграфия

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Новосибирск — 2009 Настоящая работа посвящена проблеме расчленения и корреляции вулканогенно-осадочных толщ девона Южного Урала, практически лишенных макроокаменелостей, на основе широкого использования отпечатков конодонтов на поверхностях наслоения кремнисто-глинистых пород.

Актуальность темы. Южный Урал представляет собой древнюю складчатую область, издавна известную как один из важнейших горнорудных районов России. Его территория характеризуется весьма сложным геологическим строением, в котором принимают участие самые разнообразные, главным образом вулканогенные, типы пород, характеризующие обстановки зоны перехода от континента к океану. Считалось, что геологически регион достаточно хорошо изучен и может служить объектом разработок и апробации разных моделей геодинамического развития территории. В основе реконструкций всегда лежат стратиграфические и корреляционные схемы, и чем они детальнее палеонтологически обоснованы, тем более доказательными представляются те или иные построения. Но как раз для большей части девонского разреза, представленного вулканитами, палеонтологическая характеристика отсутствует.

В прошлом столетии биостратиграфия девона на Ю. Урале, как и в других регионах России, строилась на бентосной макрофауне. Для карбонатных разрезов западного субрегиона Урала была установлена полная биостратиграфическая последовательность отложений, которая в современном виде оформилась в конце 70-х годов XX в. и нашла отражение в унифицированных схемах.

Создание подобной схемы для восточного субрегиона Ю. Урала, с выделением последовательных биостратиграфических стратонов, было объективно чрезвычайно сложно. До 70% всей мощности разреза девона представлено вулканогенными образованиями, а на карбонатные отложения, охарактеризованные бентосной фауной, приходится около 3%.



История изучения стратиграфии девона восточного склона Южного Урала со времени выделения основных местных стратиграфических подразделений (Либрович, 1936; Ковалев, 1944; Нестоянова, 1959) до начала 80-х годов XX в.

свидетельствует о том, насколько сложными и противоречивыми были расчленение и корреляция вулканогенных толщ. На геологических картах разного масштаба отражались авторские представления о возрасте и корреляции картируемых стратонов. На смежных листах они различались очень сильно.

Это связано, в первую очередь, с тем, что вулканогенные и вулканогенноосадочные образования подводного генезиса характеризуются весьма сложными фациальными изменениями по латерали, большими вариациями мощностей и практически полным отсутствием в них фаунистических остатков.

Именно эти факторы и определили поиск нового палеонтологического инструмента, отвечающего требованиям надежности и достоверности, а также возможно более дробной стратификации вулканогенных комплексов пород.

Использование для расчленения и обоснования возраста вулканогенноосадочных образований фауны конодонтов, предпринятое с 1973 г., позволило существенным образом изменить ситуацию в стратиграфии девона, и палеозоя в целом, восточного склона Ю. Урала. Визуальный поиск конодонтов и их отпечатков на поверхностях напластования в кремнистых, кремнисто-глинистых породах, в яшмах и в слабо метаморфизованных первично кремнистых породах открыл большие возможности в датировании “немых” вулканогенных комплексов, в которых находки другой фауны проблематичны (Маслов, 1984;

Маслов и др., 1984, 1987а, б). На основе конодонтов даже в отпечатках оказалось реальным очень дробное (приближенное к зональному) расчленение отложений.

Целью исследования является детальное расчленение и корреляция вулканогенно-осадочных отложений девона Магнитогорской мегазоны Ю. Урала на основе конодонтов, может составить основу для разработки схемы стратиграфии.

Были определены главные задачи для достижения поставленной цели:

1. Оценить возможности получения конодонтов из кремнистых толщ девона Ю. Урала для решения вопросов региональной биостратиграфии.

2. Выявить комплексы конодонтов девона Ю. Урала, характеризующие местные стратиграфические подразделения.

3. Определить региональные корреляционные уровни (интервалы) и разработать новую схему стратиграфии девона Ю. Урала.

4. Сопоставить в пределах Ю. Урала разнофациальные вулканогенноосадочные отложения девона по конодонтам с выходом в смежные районы.

Методика исследований. Первоначально основная идея проведения исследований состояла в том, чтобы привлечь для расчленения и корреляции вулканогенных толщ конодонты, которые позволяют это делать с максимальной детальностью. Обнаружение остатков этой группы фауны в кремнистых отложениях на поверхностях напластования было уже установленным фактом (Hinde, 1879; Ulrich and Bassler, 1926). В 70-х годах появились сведения о находках конодонтов на Урале (Пучков, 1973; 1979). Широкое распространение в разрезе девона Ю. Урала кремнистых пород делало эту группу потенциально перспективной. Методически биостратиграфические исследования были построены таким образом, что в первую очередь изучались стратотипы всех местных стратиграфических подразделений, выделенных в Западно-Магнитогорской зоне (далее — ЗМЗ) Л. С. Либровичем (1936), Ф. И. Ковалевым (1944), О. А. Нестояновой (1946 г.) и другими исследователями, и прочно вошедших в стратиграфические схемы Ю. Урала. Проводившееся одновременно изучение конодонтов из карбонатных разрезов девона западного склона Ю. Урала (Маслов и др., 1983; Абрамова, 1999) способствовало обоснованию корреляции разнофациальных вулканогенно-осадочных комплексов.

При изучении стратотипических разрезов того или иного стратона особое внимание было обращено на изучение вопросов соотношения со смежными стратиграфическими подразделениями как в разрезе, так и по латерали.

Наряду с послойным отбором конодонтов из стратотипов детально изучались другие, наиболее обнаженные разрезы, редко – фрагменты разрезов, где контакты стратонов открыты, что в совокупности дает максимально полную палеонтологическую характеристику того или иного стратиграфического подразделения. На отдельных участках, являющихся опорными, проводилось схематическое геологическое картирование.

Поиск фауны в поле осуществлялся прямым визуальным осмотром поверхностей напластования слоистых осадочных или вулканогенно-осадочных пород, преимущественно кремнистых, с помощью лупы увеличением 4–10.

Изучение конодонтов в отпечатках – довольно сложный процесс, поскольку исследуемые конодонтовые элементы жестко зафиксированы в одном положении, что ограничивает и затрудняет определительские работы, в то время как для некоторых стратиграфических интервалов важно иметь более полную информацию по установленным таксонам, сведения как по верхней, так и по нижней сторонам их платформенного элемента. Для таких уровней при сборе конодонтов этот момент обязательно учитывается. В найденном комплексе должны быть формы в обеих позициях. Если конодонты представлены целыми экземплярами, обычно производится зарисовка или фотографирование элемента в одном положении. Далее он вытравливается 10% соляной кислотой и после этого изучается отпечаток противоположной стороны. В некоторых случаях изготавливаются реплики из латекса, клея ПВА или пластилина (Пучков, 1979; Иванов, 1990).

В качестве корреляционной основы для девонских отложений в работе использована Международная стандартная шкала (МСШ). На карбонатных разрезах западного склона Ю. Урала для большей части девонской последовательности установлены стандартные конодонтовые зоны, что позволяет проводить их прямые корреляции с МСШ.

В настоящее время Подкомиссией по девонской системе (SDS) для большинства ярусов стандартной шкалы принято решение о расчленении их на подъярусы. В отношении эмсского яруса проблема находится в стадии обсуждения, и рассматриваются три варианта границ между нижним и верхним подъярусами: 1) основание зоны nothoperbonus; 2) основание зоны inversus; 3) основание зоны serotinus. До принятия официальной резолюции автор оставляет за собой право принимать любую из этих точек зрения. Наиболее обоснованным представляется вариант границы в основании зоны nothoperbonus.

Фактический материал. Для решения поставленных задач автором проведены исследования в большинстве структурно-фациальных зон восточного склона Ю. Урала. Наиболее детально изучена стратиграфия девона ЗМЗ, которая является стержнем работы. Ее территория геологически хорошо изучена. Здесь выделены все местные стратиграфические подразделения, являющиеся эталонными для восточного склона Ю. Урала. Основной материал собран при выполнении тематических исследований в период с 1980 по 2005 гг., в том числе с 1993 г. – при проведении работ в рамках Федеральной программы по Геологическому доизучению планшетов в масштабе 1:200 000 (ГДП-200). Как правило, работы проводились в тесном контакте с геологами-съемщиками геологических организаций в рамках договоров с ОАО “Башкиргеология“, Челябинской геолого-съемочной экспедицией, Оренбургской геолого-разведочной экспедицией, геологическим факультетом МГУ, НТПП “Аэрогеология“, ВСЕГЕИ. Детально изучены опорные и типовые разрезы большинства местных стратиграфических подразделений девона, а также большое количество частных разрезов.

Палеонтологическая коллекция, включающая более 10 тысяч экземпляров, состоит главным образом из отпечатков конодонтов; менее 5% в ней представлены целыми экземплярами, заключенными в породе и полученными путем традиционной методики растворения карбонатных разностей в уксусной и муравьиной кислотах. Бльшая часть коллекции собрана лично диссертантом.

Палеонтологический материал происходит из более чем 1000 местонахождений (рис. 1). Все они имеют точную географическую привязку на местности, многие из них, содержащие стратиграфически значимые комплексы конодонтов, приведены в иллюстрациях к работе (стратиграфических разрезах и схематических геологических картах).

При поиске конодонтов и их отпечатков для надежного и детального определения возраста пород необходимо было выявить ассоциацию, в которой обязательно присутствие зонального вида или характерных форм. В собранной автором коллекции видовой состав, характеризующий ту или иную толщу пород, чаще всего представлен достаточно полными зональными комплексами конодонтов, хотя в количественном отношении представители каждого вида могут исчисляться единичными экземплярами.

Сделаны определения девонских конодонтов из коллекций 1992–2007 гг.

и произведена ревизия более ранних сборов, накапливаемых в Лаборатории стратиграфии палеозоя с 1973 года. Всего установлено 167 формальных видов и форм, в том числе в открытой номенклатуре (со знаками cf., aff. и ex gr.), принадлежащих 12 родам. Определения конодонтовой фауны соответствуют современной номенклатуре.

Коллекция отпечатков конодонтов хранится в Лаборатории стратиграфии палеозоя Института геологии УНЦ РАН под №№ 161 и 162.

Научная новизна. Впервые установлены и изучены зональные комплексы конодонтов в девонских вулканогенно-осадочных отложениях ЗМЗ. На этой основе дано палеонтологическое обоснование возраста известных местных стратиграфических подразделений, уточнены их стратиграфическое положение и объем, установлены новые стратоны. Разработана детальная стратиграфическая схема, в которой все стратоны скоррелированы на единой палеонтологической основе (по конодонтовым подразделениям).

Выяснено, что нижнедевонские (доэмсские) отложения на Южном Урале сложены преимущественно осадочными породами. Первые проявления вулканизма в девоне зафиксированы в начале эмса (мостостроевский вулканогенный комплекс) в ЗМЗ. Одновозрастные образования также локально встречаются в Восточно-Магнитогорской зоне (далее ВМЗ). Кроме того, они известны и в Сакмарской зоне.

Доказан изохронный характер нижней границы ирендыкской свиты:

на протяжении всей ЗМЗ в обнаженных последовательностях основание свиты маркируется толщей яшм и кремнистых туффитов.

Установлено, что яшмовая (ярлыкаповская) свита (ЗМЗ), перекрывающая ирендыкскую, соответствует карамалыташской свите вместе с бугулыгырской толщей и занимает стратиграфический объем двух конодонтовых зон australis и kockelianus. Одновозрастные им вулканогенно-осадочные образования выявлены в большинстве структурно-фациальных зон Ю. Урала.

Выяснено стратиграфическое положение мукасовского горизонта. Он соответствует четырем конодонтовым зонам (punctata – rhenana) среднего – верхнего франа (=доманиковый, мендымский и значительная часть аскынского горизонтов западного склона Ю. Урала) и переведен в ранг свиты.

Детально расчленены “надмукасовские” отложения в ЗМЗ с выделением новых стратонов бугодакской и биягодинской свит в стратиграфическом интервале конодонтовых зон linguiformis – Early–Middle triangularis.

Аргументирована изохронность нижней границы зилаирской свиты в ЗМЗ.

Для Восточно-Магнитогорской зоны и ряда зон Зауралья на основе конодонтов разработаны местные схемы расчленения девона.

Теоретическая и практическая значимость работы. Схема стратиграфии и корреляции девонских вулканогенно-осадочных комплексов Магнитогорской мегазоны, разработанная при участии автора, представляет современную, детальную основу для проведения разномасштабных геолого-съемочных, поисковых и прогнозно-оценочных работ, а также различного рода палеореконструкций.

Установленные характерные комплексы конодонтов для всех стратонов позволили точно определить их хроностратиграфические объемы и зафиксировать фациальные изменения в их строении по латерали. Важным является также решение вопроса о возрасте рудовмещающих толщ, что позволяет прогнозировать перспективные участки для поиска рудных концентраций.

Схема стратиграфии девонских отложений ЗМЗ принята в качестве унифицированной на IV Уральском стратиграфическом совещании (Стратиграфические…, 1993).

Результаты исследований автором переданы в виде научных записок и отчетов по хоздоговорным темам в геологические организации, выполнявшие геологические съемки, и использованы при составлении государственных геологических карт масштаба 1:200 000 (Новая серия) листов N-40-XII, -XVII, -XVIII, -XXII, -XXIII, -XXIV, -XXVIII, -XXIX, -XXX, -XXXV, -XXXVI; N-41-VII, -XIII, -XIX; M-40-XII и масштаба 1:50 000 в пределах упомянутых листов, а также на листах M-40-IV, -V, -VI.

Апробация работы. По теме диссертации опубликовано 5 монографий, препринтов в соавторстве и более 38 статей.

Результаты исследований и основные положения докладывались на региональных и межрегиональных совещаниях: 4-м межрегиональном Уральском стратиграфическом совещании (Свердловск, 1990 г.); 6-м Уральском петрографическом совещании (Екатеринбург, 1997 г.); 4-м и 7-м региональных Уральских литологических совещаниях (Екатеринбург, 2000 г.; 2006 г.), 2-й и 3-й Республиканских геологических конференциях (Уфа, 1997; 1999), Республиканской научно-практической конференции (Уфа, 2002), Всероссийской научной конференции (Казань, 2007 г.), 5-м Всероссийском литологическом совещании (Екатеринбург, 2008), а также на Международном симпозиуме “Эвстатические колебания уровня мирового океана в девоне“ (Москва 1994 г.) и Международной конференции “Девонские наземные и морские обстановки: от континента к шельфу“ (Новосибирск, 2005 г.).

Защищаемые положения.

1. Установлено, что для расчленения и датирования вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений Ю. Урала конодонты являются основной группой фауны. Отработана методика работ по всем этапам изучения конодонтов в отпечатках на поверхностях напластования кремнисто-терригенных пород:

от поиска остатков до их определения и описания. Выяснено, что наиболее благоприятными вмещающими отложениями, обогащенными конодонтами, являются глубоководные кремни и яшмы, нередко радиоляриевые. Таксономическое разнообразие и полнота комплексов конодонтов в кремнях аналогична распределению их в тех же стратиграфических интервалах в карбонатных разрезах. Выявлено 167 видов и форм конодонтов, принадлежащих 12 родам.

Описан 21 таксон, относящийся к зональным и характерным видам, в составе 4 формальных родов.

2. В вулканогенно-кремнистых отложениях девона ЗМЗ по отпечаткам конодонтов установлена их полная зональная стратиграфическая последовательность. В нижнем девоне установлено 5, в среднем – 5 и в верхнем девоне – биостратиграфических интервалов, с характерными комплексами конодонтов, содержащими зональные виды и однозначно сопоставляемыми со стандартной зональной конодонтовой шкалой. Все местные стратиграфические подразделения, в том числе, и рудовмещающие стратоны, получили конодонтовую характеристику. Выявлены корреляционные уровни и интервалы по конодонтам, имеющие региональное значение.

3. На основании установленных характерных для каждого стратона комплексов конодонтов проведена корреляция разнофациальных вулканогенноосадочных отложений в Магнитогорской мегазоне. По находкам конодонтов доказано широкое распространение конденсированных разрезов, сложенных преимущественно кремнистыми породами относительно небольшой мощности (до 50 м и более), охватывающих стратиграфический объем от яруса до нескольких ярусов (мазовская, актауская свиты).

4. Разработана новая версия схемы стратиграфии девонских отложений по конодонтам основных рудных районов Магнитогорской мегазоны, которая отличается от предыдущих вариантов схем высокой степенью детальности и служит надежной основой для сопоставлений со схемами сопредельных районов.

Структура и объем работы. Диссертация объемом 338 стр. состоит из введения, 4 глав, заключения и списка литературы; содержит 78 рисунков и таблиц, 11 палеонтологических таблиц с объяснениями к ним. В списке цитируемой литературы 362 названия, в том числе 85 на иностранных языках.

Работа выполнена в Лаборатории стратиграфии палеозоя Института геологии УНЦ РАН (г. Уфа).

Благодарности. Особую благодарность автор выражает своему учителю, доктору геол.-мин. наук В. А. Маслову за многолетнюю поддержку, всестороннюю помощь и консультации при подготовке диссертации. Неоценимый вклад в освоение методики изучения конодонтов в отпечатках оказал В. Н. Барышев.

Огромная палеонтологическая коллекция собрана автором с участием в разные годы В. Н. Барышева, В. Ю. Родионова, Л. З. Аскаровой, В. Т. Тищенко, В. Ф. Кондратенко, Р. Р. Якупова, Э. М. Нурмухаметова, Р. Ф. Якшибаева, Р. И. Зианбердина.

За годы исследований автор работала в тесном контакте и взаимодействии с очень многими геологами, проводившими в 80 – 90-е годы геологические съемки на Ю. Урале. Автор благодарна за общение по палеонтологическим и стратиграфическим вопросам сотрудникам Лаборатории стратиграфии палеозоя ИГ УНЦ А. Н. Абрамовой, Е. И. Кулагиной, Т. М. Мавринской, В. Н. Пазухину, Е. В. Чибриковой; коллегам других организаций: В. А. Аристову (ГИН РАН), Л. И. Мизенс, М. П. Снигиревой, В. В. Черных (ИГГ УрО РАН), Н. Г. Изох (ИНГГ СО РАН), Б. М. Садрисламову (ОАО “Башкиргеология”) и другим. Чрезвычайно полезными были обсуждения различных аспектов работы с К. С. Ивановым, А. М. Косаревым, А. В. Масловым, Г. А. Мизенсом, В. Н. Пучковым, Д. Н. Салиховым, И. Б. Серавкиным, В. В. Черных, Б. И. Чувашовым. Критические замечания и советы, высказанные научными сотрудниками Отдела палеонтологии и стратиграфии ИНГГ СО РАН Н. К. Бахаревым, А. В. Каныгиным, Н. К. Лебедевой, В. А. Лучининой, О. Т. Обут, Н. В. Сенниковым, Б. Н. Шурыгиным, способствовали качественному изменению работы. Автор признательна Л. Т. Протасевичу (ПИН РАН) и Р. Р. Якупову, оказавшим помощь в фотографировании отпечатков конодонтов, сотрудникам Лаборатории стратиграфии палеозоя Е. В. Грицаенко, Р. И. Зианбердину, И. И. Иштакбаеву, Н. М. Сафуановой, Р. Ч. Тагариевой, А. Р. Набиуллиной, помогавшим в обработке материала и в оформлении работы. Неоценимую помощь в подготовке работы в окончательной редакции оказал, в качестве научного консультанта по диссертации, главный научный сотрудник ИНГГ СО РАН Е. А. Елкин, которому я приношу слова искренней благодарности. Не могу не высказать слов признательности доктору геол.-мин. наук А. П. Рождественскому, который проявлял постоянный интерес к исследованиям автора и давал ценные советы и рекомендации, а также Дж. Таленту (Австралия) за внимание и моральную поддержку на последнем этапе подготовки работы. Автор благодарна Агенствам МПР России по Республике Башкортостан и Челябинской области, МПР РБ и РФФИ, при финансовой поддержке которых были получены новые данные, ставшие составной частью диссертации.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во “ВВЕДЕНИИ” приведена общая характеристика диссертационной работы, обоснованы актуальность и цель исследований, сформулированы задачи работы, защищаемые положения, показаны научная новизна и теоретическая и практическая значимость работы.

Глава 1 “СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ СТРАТИГРАФИИ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ НА ВОСТОЧНОМ СКЛОНЕ ЮЖНОГО УРАЛА” посвящена анализу современного состояния изученности стратиграфии палеозойских отложений на восточном склоне Ю. Урала. В ней рассмотрены наиболее дискуссионные вопросы расчленения и корреляции вулканогенных и вулканогенно-осадочных образований девона ЗМЗ.

В Главе 2 “СИСТЕМАТИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ КОНОДОНТОВ” изложены результаты изучения конодонтов в отпечатках на поверхностях напластования кремнистых пород.

2.1. Особенности изучения конодонтов из кремнистых толщ (методические аспекты) Автором на основе методических рекомендаций (Ulrich and Bassler, 1926;

Huddle, 1968; Пучков, 1979; Пучков и др., 1985; Иванов, 1987) усовершенствована методика поиска конодонтов в виде отпечатков на поверхностях напластования в кремнистых и кремнисто-глинистых породах, входящих в состав вулканогенных формаций островодужных серий, в том числе слабо метаморфизованных.

Рассмотрены характеристики пород, перспективных на нахождение конодонтов. Обращено внимание на поисковые признаки (наличие слоистости, присутствие остатков радиолярий, цвет породы) и сохранность палеонтологического материала. В существенно кремнистых породах – яшмах, фтанитах, кремнистых сланцах – сохранность отпечатков хорошая и очень хорошая.

Платформенные элементы обычно имеют четкие очертания платформы. Сохраняются все особенности скульптуры. В кремнистых породах с большой примесью кластогенного и глинистого материала качество отпечатков несколько хуже, но вполне обеспечивает возможность диагноза.

Наибольшее разнообразие и обилие конодонтов свойственно глубоководным кремнистым отложениям конденсированных разрезов, формировавшихся в областях длительного устойчивого кремненакопления (мазовская, актауская, мукасовская свиты). Отложения завершающих фаз базальтового вулканизма, представленные яшмовыми толщами (сагитовская, бугулыгырская толщи и ярлыкаповская свита), также характеризуются массовыми находками конодонтов.

На стадии лабораторной обработки ответственным шагом является препарирование отпечатков и целых форм в породе. Рассматриваются особенности техники препарирования для различных типов пород.

Специфика определения конодонтов в отпечатках обусловлена тем, что исследуемые платформенные элементы жестко зафиксированы в одном положении. Это обстоятельство ограничивает информацию и часто затрудняет отнесение к тому или иному таксону, тем более, что для уверенного диагноза необходимы данные по нескольким положениям платформы.

При хорошей сохранности отпечатков возможна достоверная диагностика видовой принадлежности форм. В случае неважной сохранности палеонтологического материала мы применяем при определении открытую номенклатуру со знаком “cf., aff., ex gr.”. При невозможности обеспечить условия всестороннего рассмотрения, даже при наличии в коллекции платформенных элементов в разных положениях, мы также применяем знак cf. Другой знак открытой номенклатуры aff. применяется для единичных экземпляров, имеющих достаточно близкое сходство с каким-либо известным видом, но отличающихся некоторыми заметными особенностями.

Палеонтологическая коллекция, находившаяся в распоряжении автора, представлена главным образом отпечатками конодонтов, обнаруженными в различных типах кремнистых пород. До 85% всей коллекции представлены платформенными элементами, принадлежащими родам Palmatolepis в верхнем девоне и Polygnathus — в среднем.

2.2. Описание конодонтов (по отпечаткам в кремнистых и глинистокремнистых породах) Для девона ЗМЗ описаны отпечатки только Ра-элементов конодонтов таксона, принадлежащих зональным и характерным видам 4 формальных родов: Mesotaxis Klapper et Philip, 1972; Palmatolepis Ulrich et Bassler, 1926; Polygnathus Hinde, 1879 и Tortodus Weddige, 1977. Приведены ревизованные и расширенные диагнозы видов из публикаций, преимущественно из Каталога (Catalogue of Conodonts, 1973, 1977) и Определителей конодонтов… (Барсков и др., 1987, 1991). В составе первого рода описан 1 вид, второго — 7 видов, третьего — и четвертого — 2 формальных вида.

Ввиду специфики материала новые виды не устанавливались.

2.3. Характерные комплексы конодонтов для зональных стратонов девона Западно-Магнитогорской зоны В девонских отложениях ЗМЗ в стратиграфической последовательности выявлены довольно полные ассоциации конодонтов, включающие зональные или характерные формы стандартной конодонтовой шкалы (рис. 2). Виды-индексы стандартных конодонтовых зон присутствуют в большинстве местных стратиграфических подразделений. Тем не менее, говорить о зональном расчленении вулканитов можно только условно. В области развития вулканогенных и вулканогенноосадочных отложений мы практически не наблюдаем непрерывных осадочных разрезов, в которых можно было бы провести детальное послойное опробование и проследить вертикальное распределение палеонтологических остатков, тем более — интервалы их распространения. Для изученного региона мы считаем правильным использовать понятие “характерный комплекс конодонтов”.

Самым древним комплексом является конодонтовая ассоциация, известная в зоне pesavis, выделенной в верхней части лохковского яруса. Конодонты встречены в кремнисто-глинистых сланцах ильтибановской толщи (аналог мазовской свиты). Комплекс состоит из многочисленных экземпляров конодонтов и представлен Ancyrodelloides aff. kutcheri (Bisch. et San.), Cruciodus aff.

eleonora (Lane et Orm.), Ozarkodina cf. stygia stygia (Flajs).

Наиболее часты находки конодонтов комплекса зоны kitabicus, обычно представленные немногочисленными экземплярами платформенных конодонтов. Характерными формами, входящими в данную ассоциацию, кроме видаиндекса, являются Pandorinellina miae Bult., Pand. aff. postexcelsa Wang et Zieg.

Присутствие комплекса зафиксировано в кремнисто-обломочных и карбонатных породах мазовской свиты и ее возрастных аналогов.

Стратиграфически выше конодонтовый комплекс Pol. kitabicus сменяется комплексом excavatus. Ассоциация конодонтов этого комплекса отличается низким видовым разнообразием и малочисленностью. Помимо вида-индекса, она включает Pandorinellina miae Bult, Pol. perbonus Phil. В Сакмарской зоне комплекс дополняется Pol. nothoperbonus Maws., что позволяет считать наличие здесь зоны nothoperbonus, о чем косвенно свидетельствует и повышенное разнообразие сопутствующих видов.

Конодонтами данного зонального комплекса охарактеризованы карбонатные и кремнистые образования мазовской и ильтибановской свит и их аналогов, а также вулканиты мостостроевского комплекса.

Комплекс зоны inversus в пределах ЗМЗ выделяется условно. В известняках ускульской толщи (район д. Ниязгулово) он включает: Pandorinellina cf. miae Bult., Polygnathus cf. mashkovae Bard., Pol. cf. vigierei Bult. В стратотипе мазовской свиты встречен конодонтовый комплекс, включающий единичные экземпляры Pol. inversus Klap. et Johnв совместном нахождении с Pol. serotinus Telf.

Наличие непрерывных разрезов мазовской свиты и находки в ней конодонтов следующей зоны serotinus позволяют предполагать присутствие зоны inversus.

Комплекс конодонтов зоны serotinus приурочен к верхней части разреза мазовской свиты и ее аналогов. В состав комплекса наряду с видом-индексом входят: Pandorinellina exigua exigua Phil., Pand. steinhornensis miae Bult., Pand.

optima postexcelsa Wang et Zieg., Polygnathus foliformis Snig., Pol. inversus Klap. et John., Pol. linguiformis bultyncki Wed.

Комплекс конодонтов зоны patulus в отложениях Магнитогорского мегасинклинория распознается по присутствию вида-индекса, а именно: как интервал между первым появлением Pol. costatus patulus и Pol. costatus costatus.

К. Веддиге (Weddige, 1977) подразделял эту зону на две подзоны, из которых верхняя позднее была выделена в самостоятельную зону partitus (Weddige, Werner, Ziegler, 1979; Ziegler, Klapper, 1982). В настоящее время в ее подошве проводится граница между нижним и средним девоном (эмсским и эйфельским ярусами) в международной стандартной шкале. В комплексе конодонтов зоны patulus в ЗMЗ наиболее часто встречающиеся сопутствующие виды представлены Polygnathus serotinus Telf., Pol. linguiformis bultyncki Wed. Реже встречается Pol. foliformis Snig. Находки данной ассоциации связаны с вулканитами нижней части верхней подсвиты баймак-бурибайской свиты, а также с сагитовской толщей.

В Присакмарско-Вознесенской подзоне комплекс конодонтов зоны patulus установлен в кровле сагитовской толщи, подстилающей актаускую свиту, и в туратской свите. В последней в комплексе встречены единичные представители Pol. costatus partitus Zieg., Klap. et Mashk. Эти данные открывают возможность выделения зоны partitus и в разрезах ЗМЗ.





Комплекс конодонтов зоны costatus выделяется условно, так как между яшмами с Рol. costatus patulus (сагитовская толща) и яшмами ярлыкаповской свиты с комплексом конодонтов australis и kockelianus заключена “немая” толща вулканитов ирендыкской свиты мощностью от 700 до 3300 м. Верхняя часть свиты может принадлежать зоне costatus, на что указывают совместные находки в нижней части перекрывающих яшм редких Роl. costatus costatus Кlар. в австралисовом комплексе.

Комплекс конодонтов зон australis и kockelianus рассматривается как единый, поскольку виды-индексы обеих зон в изученных разрезах чаще всего встречаются совместно. Видовой набор конодонтового комплекса практически всегда содержит зональные формы Tortodus kockelianus australis (Jack.), T. kockelianus kockelianus (Bisch. et Zieg.). Сопутствующими видами являются: Polygnathus eiflius Bisch. et Zieg., Pol. pseudofoliatus Wit., Pol. robusticostatus Bisch. et Zieg., Pol. trigonicus Bisch. et Zieg. и многочисленные Рol. linguiformis linguiformis Hinde, среди которых хорошо распознается morphotype “gamma”.

Данный комплекс обычен в пачках вишнево-красных яшм, залегающих среди вулканитов карамалыташской свиты и в бугулыгырской толще. Он характеризует яшмы ярлыкаповской свиты, а также черные и серые кремни, перекрывающие туратскую свиту.

Выделение в разрезах ЗМЗ комплекса конодонтовой зоны hemiansatus проблематично. Косвенным подтверждением такого предположения могут быть встреченные непосредственно выше комплекса kockelianus ассоциации, заметно обедненные и отличающиеся, как по таксономическому составу, так и количественно. В ней опознаются вновь появляющиеся Polygnathus aff.

ensensis Zieg. et Klap., Pol. cf. kluepfeli Wit., Рol. linguiformis linguiformis “epsilon” morphotype Zieg., Klap. et John, Pol. parawebbi Chat., и единичные транзитные формы из нижележащего комплекса. Данный комплекс приурочен к основанию улутауской свиты.

Более высокие зоны среднего девона в Магнитогорской мегазоне уверенно не выявляются.

Зона varcus стандартной конодонтовой шкалы условно представлена ее средней и верхней подзонами. Характерный комплекс состоит из видов Polygnathus cf. ansatus Zieg., Klap. et John., Pol. timorensis Klap., Phil. et Jack., Pol.

linguiformis linguiformis Hinde “epsilon” morphpotype Zieg., Klap. et John., которые встречены в вулканомиктовых отложениях улутауской свиты.

Установление последующих зон девона в ЗМЗ также затруднено. Единичные находки конодонтов зон hermanni-cristatus – disparilis, включающих Klapperina aff. dispalarvea (Orr et Klap.), Kl. aff. disparilis (Zieg. et Klap.), Polygnathus cristatus Hinde, Pol. limitaris Ziegl. et Klapp., Pol. сf. ovatinodosus Zieg., Klap. et John., связаны с серыми тонкоплитчатыми кремнями актауской свиты.

Комплекс зон Late falsiovalis – transitans выделяется с определенной условностью. Характерные для этого стратиграфического интервала ассоциации конодонтов известны в кремнях верхней части актауской свиты. Они представлены Palmatolepis transitans Ml, Mesotaxis cf. falsiovalis Sand., Zieg. et Bult., M.

asymmetricus (Bisch. et Zieg.), M. cf. bogoslovskyi Ovn. et Kuz., Ancyrodella cf.

rotundiloba alata Glen. et Klap., An. cf. rotundiloba rotundiloba Bryant, Polygnathus cristatus Hinde, Pol. cf. dengleri Bisch. et Zieg., Pol. pennatus Hinde.

Комплекс кондонтов зон punctata – hassi связан с основанием мукасовской свиты (Стратиграфия…, 1993; Маслов, Артюшкова, 2000, 2002).

Расчленение его на самостоятельные зоны затруднено, но мы различаем более древнюю часть комплекса, в которой конодонты представлены обычно многочисленными Palmatolepis punctata (Hinde), Pa. transitans Ml., Mesotaxis asymmetricus (Bisch. et Zieg.), M. cf. falsiovalis Sand., Zieg. et Bult., и более молодую – с Palmatolepis cf. hassi Ml. et Ml., Pa. cf. plana Zieg. et Sand., Pa.

proversa Zieg., Pa. cf. simpla Zieg. et Sand. и др.

Комплексы конодонтов вышележащих зон jamieae – Early rhenana четко не устанавливаются. Зональные виды обычно встречаются в последующих зональных комплексах.

Комплекс конодонтов зоны Late rhenana характеризуется повышенным видовым разнообразием и выявлен в разноплитчатых черных кремнях в верхах мукасовской свиты. В нем представлены 18 таксонов, среди которых чаще присутствуют виды Palmatolepis rhenana rhenana Bisch., Pa. rhenana brevis Zieg.

et Sand., Pa. rhenana nasuta Ml., Pa. proversa Zieg., Pa. subrecta Mil. et Young.

Комплекс конодонтов зоны linguiformis выявлен в биягодинской и в низах бугодакской свит (Маслов и др., 1999; Маслов, Артюшкова, 2002; Артюшкова, Маслов, 2005). Комплекс в целом идентичен таковому из нижележащей зоны Late rhenana, но отличается еще бльшим видовым разнообразием и дополняется видами: Palmatolepis linguiformis Ml., Pa. cf. Pa. delicatula Br. et Mehl (sensu Ziegler et Sandberg, 1990), Pa. ederi Zieg. et Sand., Pa. eureka Zieg. et Sand., Pa.

juntianensis Han, Pa., Pa. lyaiolensis Khrut. et Kuz., Pa. muelleri Klap. et Fost., Pa.

muсronata Klap., Kuz. еt Ovn., Pa. cf. praetriangularis Zieg. et Sand., Pa. rotunda Zieg. et Sand. и др.

Комплекс конодонтов зоны triangularis выделяется в непрерывной верхнедевонской последовательности, однако выявление стандартных подзон крайне затруднено. С долей условности можно предполагать присутствие подзоны Middle triangularis в разрезах биягодинской свиты. Этот интервал представлен обедненным комплексом с Palmatolepis cf. triangularis San. Pa. delicatula delicatula Br. et Mehl, Pa. delicatula clarki Br. et Mehl, Pa. subperlobata Br. et Mehl.

Рис. 1. Схема структурно-фациального районирования Южного Рис. 3. Схема стратиграфии и корреляции девонских отложений Южного Урала Урала (Легенда..., 1998) Цветом показаны корреляционные уровни Буквы в кружках означают сокращенные названия структурно-фациальных зон (СФЗ); треугольниками показаны местонахождения находок конодонтов;

римскими цифрами помечена номенклатура листов масштаба 1:200 000; жирные линии – границы Магнитогорской мегазоны, тонкие – границы СФЗ, пунктирные – подзон АБ – Абзановская; ЗЗ – Западно-Зилаирская; ВЗ – Восточно-Зилаирская; С – Сакмарская; УР – Уралтауская; ПВ – Присакмарско-Вознесенская подзона;

ЗМ – Западно-Магнитогорская; УЗ – Узункырская подзона; ВМ – ВосточноМагнитогорская; УА – Учалинско-Александринская подзона; УН – УйскоНовооренбургская подзона; СХ – Сухтелинская; СИ – Сысертско-Ильменогорская;

КА – Кочкарско-Адамовская; К – Копейская; КР – Касаргино-Рефтинская Рис. 2. Характерные конодонтовые комплексы из стратотипов местных стратонов Западно-Магнитогорской зоны 1 – Ancyrodelloides aff. kutcheri Bischoff et Sanneman – ильтибановская толща 33 – Tortodus cf. kockelianus kockelianus (Bischoff et Ziegler) – ярлыкаповская свита 68 – Palmatolepis cf. kireevae Ovnatanova – мукасовская свита 2, 3 – Ozarkodina cf. stygia stygia (Flajs.) – ильтибановская толща 34 – Polygnathus robusticostatus Bischoff et Ziegler – карамалыташская свита 69 – Palmatolepis aff. amplificata Klapper – мукасовская свита (верхняя часть) 4 – Polygnathus cf. kitabicus Yolkin, Weddige, Izokh et Erina – мостостроевский вулканогенный комплекс 35 – Polygnathus cf. latus Wittekindt – ярлыкаповская свита 70 – Polygnathus cf. brevis Miller et Youngquist – мукасовская свита 5 – Polygnathus aff. perbonus (Philip) – акчуринская толща 36 – Polygnathus aff. robusticostatus Bischoff et Ziegler – ащебутакский вулканогенный комплекс 71 – Palmatolepis rhenana rhenana Bischoff – мукасовская свита (кровля) 6 – Polygnathus сf. kitabicus Yolkin, Weddige, Izokh et Erina – аналог мазовской свиты 37, 38 – Polygnathus linguiformis linguiformis Hinde morphotype “gamma” Bultynck – бугулыгырская толща 72 – Palmatolepis cf. rhenana brevis Ziegler et Sandberg – мукасовская свита 7 – Polygnathus excavatus Carls et Gandle – аналог мазовской свиты 39 – Polygnathus linguiformis linguiformis Hinde – бугулыгырская толща 73 – Palmatolepis subrecta Miller et Youngquist – биягодинская свита (верхняя часть) 8 – Polygnathus excavatus Carls et Gandle – аналог мазовской свиты 40 – Polygnathus linguiformis linguiformis Hinde – ярлыкаповская свита (кровля) 74 – Palmatolepis cf. muсronata Klapper, Kuzmin еt Ovnatanova – биягодинская свита 9 – Pandorinellina cf. postexcelsa Wang et Ziegler – аналог мазовской свиты 41 – Polygnathus cf. parawebbi Chatterton – улутауская свита (основание) 75 – Palmatolepis аff. muсronata Klapper, Kuzmin еt Ovnatanova – бугодакская свита (основание) 10 – Polygnathus сf. serotinus Telford – сагитовская толща 42 – Polygnathus aff. parawebbi Chatterton – улутауская свита (основание) 76 – Palmatolepis cf. hassi Mller et Mller – биягодинская свита 11 – Polygnathus aff. gilberti Bardashev – сагитовская толща 43 – Polygnathus aff. xylus ensensis Ziegler, Klapper et Johnson – улутауская свита (основание) 77 – Palmatolepis plana Ziegler et Sandberg – бугодакская свита (основание) 12, 16 – Polygnathus costatus patulus Klapper – сагитовская толща 44 – Polygnathus aff. kluepfeli Wittekindt – улутауская свита (основание) 78 – Ancyrognathus aff. triangularis Youngquist – бугодакская свита (основание) 13 – Polygnathus сf. serotinus Telford – утягуловская свита. 45 – Polygnathus linguiformis linguiformis Hinde morphotype “epsilon” Ziegler, Klapper et Johnson – улутауская свита (основание) 79 – Palmatolepis orlovi Khrustcheva et Kuzmin – биягодинская свита (нижняя подтолща) 14 – Polygnathus linguiformis bultyncki Weddige – утягуловская свита 46 – Polygnathus linguiformis linguiformis Hinde morphotype “epsilon” Ziegler, Klapper et Johnson – актауская свита 80 – Palmatolepis cf. praetriangularis Ziegler et Sandberg – бугодакская свита 15 – Polygnathus cf. linguiformis bultyncki Weddige – сагитовская толща 47 – Polygnathus timorensis Klapper, Philip et Jackson – улутауская свита 81 – Palmatolepis cf. subrecta Miller et Youngquist – бугодакская свита (основание) 17 – Polygnathus serotinus Telford – сагитовская толща 48 – Polygnathus сf. ansatus Ziegler, Klapper et Johnson – улутауская свита 82 – Palmatolepis subrecta Miller et Youngquist – биягодинская свита (нижняя часть) 18 – Polygnathus costatus costatus Klapper – сарбайская толща 49 – Ancyrodella cf. rotundiloba alata Glenister et Klapper – актауская свита 83 – Palmatolepis cf. linguiformis Mller – биягодинская свита 19 – Polygnathus costatus patulus Klapper – туратская свита 50 – Mesotaxis cf. falsiovalis Sandberg, Ziegler et Bultynck – улутауская свита 84 – Palmatolepis сf. anzhelae Kchruscheva et Kuzmin – биягодинская свита 20 – Polygnathus costatus partitus Klapper, Ziegler et Mashkova – туратская свита 51, 52, 54 – Polygnathus cf. limitaris Ziegler et Klapper – актауская свита 85 – Palmatolepis cf. Pa. delicatula Branson et Mehl (sensu Ziegler et Sandberg, 1990) – биягодинская свита 21 – Polygnathus costatus costatus Klapper – актауская свита 53 – Polygnathus aff. pennatus Hinde – актауская свита 86 – Palmatolepis cf. hassi Mller et Mller – биягодинская свита 22 – Polygnathus cf. pseudofoliatus Wittekindt – ярлыкаповская свита 55 – Polygnathus aff. limitaris Ziegler et Klapper – актауская свита 87 – Palmatolepis lyaiolensis Khrustcheva et Kuzmin – биягодинская свита 23 – Tortodus kockelianus kockelianus (Bischoff et Ziegler) – бугулыгырская толща 56 – Polygnathus cf. cristatus Hinde – улутауская свита (кровля) 88 – Palmatolepis quadrantinodosalobata sandbergi Ji et Ziegler – зилаирская свита (нижняя часть) 24 – Tortodus cf. kockelianus australis (Jackson) – ярлыкаповская свита (основание) 57 – Polygnathus cristatus Hinde – актауская свита 89 – Palmatolepis aff. subperlobata Branson et Mehl – зилаирская свита 25 – Polygnathus cf. trigonicus Bischoff et Ziegler – карамалыташская свита 58 – Schmidtognathus aff. wittekindti Ziegler – сарбайская толща 90 – Palmatolepis triangularis Sannemann –зилаирская свита (основание) 26 – Polygnathus trigonicus Bischoff et Ziegler – бугулыгырская толща 59, 60 – Klapperina aff. disparalvea (Orr et Klapper) – актауская свита 91 – Palmatolepis subperlobata Branson et Mehl Pa. regularis Cooper – зилаирская свита (низы) 27 – Polygnathus сf. trigonicus Bischoff et Ziegler – бугулыгырская толща 61 – Polygnathus aff. dubius Hinde – ? улутауская свита 92 – Palmatolepis сf. regularis Cooper – зилаирская свита (нижняя часть) 28 – Polygnathus angusticostatus Wittekindt – карамалыташская свита 62 – Mesotaxis cf. falsiovalis Sandberg, Ziegler et Bultynck – мукасовская свита (основание) 93 – Polygnathus ex gr. nodocostatus Branson et Mehl – зилаирская свита 29 – Polygnathus сf. eiflius Bischoff et Ziegler – ярлыкаповская свита 63 – Mesotaxis cf. asymmetricus (Bischoff et Ziegler) – мукасовская свита (основание) 94 – Palmatolepis stoppeli Sandberg et Ziegler – зилаирская свита 30 – Tortodus kockelianus australis (Jackson) – карамалыташская свита 64 – Palmatolepis cf. transitans Mller – мукасовская свита (нижняя часть) 95 – Palmatolepis cf. rugosa grossi Ziegler – зилаирская свита 31 – Tortodus kockelianus kockelianus (Bischoff et Ziegler) – карамалыташская свита 65 – Palmatolepis сf. jamieae Ziegler et Sandberg – мукасовская свита 96 – Palmatolepis cf.glabra prima Ziegler et Huddle – зилаирская свита 32 – Tortodus kockelianus kockelianus (Bischoff et Ziegler) – карамалыташская свита 66, 67 – Palmatolepis cf. punctata (Hinde) – мукасовская свита 97 – Palmatolepis glabra pectinata Ziegler – зилаирская свита Комплекс конодонтов подзоны Late triangularis установлен в основании зилаирской свиты (Артюшкова, Маслов, 2005). В его составе богатые ассоциации видов: Palmatolepis triangularis San, Pa. delicatula clarki Zieg., Pa. delicatula delicatula Br. et Mehl, Pa. perlobata perlobata Ulr. et Bas., Pa. quadrantinodosalobata praeterita Schl., Pa. subperlobata Br. et Mehl, Pa. tenuipunctata San. и др.

Комплекс конодонтов зоны crepida уверенно определяется в разрезах зилаирской свиты. Он представлен зональным видом, Pa. cf. regularis Coop., Pa.

tenuipunctata San., Pa. lobicornis Schl., Pa. minuta loba Helms, Pa. minuta wolskae Szul. и другими транзитными формами.

Комплекс конодонтов зоны rhomboidea не обнаружен.

Комплекс зоны marginifera (без расчленения на подзоны) выделяется в разрезах зилаирской свиты. Он связан с пачкой переслаивающихся вишневых и зеленых рассланцованных глинистых алевролитов. Ассоциация конодонтов отличается большим видовым разнообразием, в ней обязательно присутствие Palmatolepis marginifera marginifera Helms, Pa. distorta Br. et Mehl, ряд группы Pa.

glabra, Pa. cf. inflexoidea Zieg., Pa. cf. minuta minuta Br. et Mehl, Pa. cf. perlobata schindewolfi Ml., Pa. perlobata sigmoidea Zieg., Pa. stoppeli Sand. et Zieg и др.

Конодонтовый комплекс зоны expansa (не расчлененной на подзоны) выявлен в верхах зилаирской свиты. Ассоциация конодонтов представлена Bispathodus bispathodus Zieg., Sand. et Aust., B. stabilis (Br. et Mehl), B. jugosus (Br.

et Mehl), Neopolygnathus communis (Br. et Mehl), Palmatolepis gracilis gracilis Br. et Mehl, Pa. cf. gracilis sigmoidalis Zieg., Polygnathus cf. delicatulus Ulr. et Bas., Pol.

vagus Paz., Pol. znepolensis Spas., Pseudopolygnathus brevipennatus Zieg. и др.

Глава 3. “БИОСТРАТИГРАФИЯ ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ДЕВОНА МАГНИТОГОРСКОЙ МЕГАЗОНЫ” Девонские отложения в Магнитогорской мегазоне имеют очень большое распространение. Они представлены вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными образованиями. С ними связано подавляющее большинство твердых полезных ископаемых.

Палеонтологическая характеристика отложений по площади и по разрезу очень неравномерна. Рудные районы, как правило, изучены полнее. Разрезы восточных зон плохо обнажены и имеют относительно слабое палеонтологическое наполнение.

В настоящее время расчленение и корреляция девонских вулканогенных отложений Южного Урала базируется на находках отпечатков конодонтов в кремнистых породах.

3.1. Западно-Магнитогорская структурно-фациальная зона Эта зона является базовой для разработки стратиграфии палеозойских вулканогенно-осадочных отложений восточного склона Ю. Урала (см. рис. 1).

В основу современного расчленения девонских отложений в ЗМЗ положена стратиграфическая схема Л. С. Либровича (1936). Все основные местные стратоны, укоренившиеся в геологической практике, сохранены (Маслов и др., 1984, 1987; Стратиграфия …, 1993; Артюшкова, Маслов, 1998; Маслов, Артюшкова, 2000, 2002).

3.1.1. Характеристика местных стратиграфических подразделений:

типовые разрезы и их сопоставление по конодонтам Девонская система Нижний девон Лохковский, пражский и эмсский ярусы Мазовская свита (D1 mz) выделена В. Т. Тищенко из состава сакмарской свиты (Тищенко и др., 1969 г., 1978 г., 1983 г.; Тищенко, Черкасов, 1985). Отложения мазовской свиты достоверно устанавливаются в пределах ПрисакмарскоВознесенской подзоны. Свита представлена мономиктовыми кремнистыми конгломератобрекчиями, кремнями, с прослоями туфов щелочного состава, рифогенными известняками. Мощность ее не превышает 200-300 м. В стратотипе фаунистически подтвержден постепенный характер нижней границы с сакмарской свитой (Маслов и др., 1984; Стратиграфия …, 1993). Верхняя граница стратона не ясна.

Фаунистическая характеристика мазовской свиты по совокупности данных по граптолитам и конодонтам: Monograptus hercynicus Pern., Polygnathus сf. serotinus Telf., Pol. сf. inversus Klap. et John., Pol. ex gr. costatus Klap., Pol. cf. linguiformis bultyncki Wed., Pandorinellina сf. exigua Philip и др., определяет стратиграфическое положение мазовской свиты в нижнем девоне в объеме верхнелохковского подъяруса, пражского и эмсского ярусов (включая зону serotinus и, предположительно, зону patulus).

В северных районах Присакмарско-Вознесенской подзоны возрастными аналогами мазовской свиты, сложенными также осадочными отложениями, являются рыскужинская, ильтибановская и мансуровская толщи. Они обычно не образуют непрерывных разрезов, однако их фрагменты хорошо охарактеризованы фаунистически, что позволяет выявить полную стратиграфическую последовательность, отвечающую объему всего нижнего девона.

Полная конодонтовая характеристика этих стратонов включает следующие таксоны: лохковские Ancyrodelloides aff. kutscheri (Bisch. et San.), Ozarkodina cf. stygia stygia (Flajs), Cruciodus aff. eleonora (Lane et Orm.) и др.; пражские Eognathodus ex gr. trilinearis (Coop.), Ozarkodina linearis (Phil.), Oz. prolata Maws., Pandorinellina cf. optima (Mosk.), Pandorinellina cf. miae (Bult.); эмсские Polygnathus excavatus Carls et Gandl, Pol. kitabicus Yolk., Wed., Iz. et Er., Pol.

perbonus (Phil.) и др.

В Узункырской подзоне аналогами мазовской свиты являются известняки ускульской толщи (мощность 150 м) с комплексом конодонтов: Polygnathus cf.

mashkovae Bard., Pol. cf. vigierei Bult., Pandorinellina cf. miae Bult., характеризующим верхний эмс.

Мостостроевский вулканогенный комплекс (D1e mst) выделен В. Т. Тищенко (1971) в Гайском рудном районе. Комплекс сложен трахибазальтами и трахитами с прослоями кремней. Мощность его 100–1300 м. Вулканиты комплекса залегают на серпентинитах или контактируют со сланцами сакмарской свиты тектонически. Мостостроевский комплекс является вулканогенной фацией верхней части мазовской свиты (Тищенко и др., 1978 г.; Стратиграфия..., 1993).

Палеонтологическая характеристика мостостроевского комплекса включает: Polygnathus cf. kitabicus Yolk., Wed., Iz. et Er., Pol. cf. excavatus Carls et Gandl, что определяет его стратиграфическую принадлежность нижней части эмсского яруса нижнего девона (Стратиграфия..., 1993). Аналоги мостостроевского комплекса установлены нами в верховьях р. Бол. Кизил в районе деревень Утяганово, Ишкильдино и Исхаково.

Баймак-бурибайская свита (D1 bb) впервые выделена Ф. И. Ковалевым (1944). Она является рудовмещающей и очень хорошо изучена. Мы принимаем расчленение баймак-бурибайской свиты на две подсвиты: нижняя — базальтриолитовая, мощностью до 1500 м; верхняя, мощностью 450–850 м, представлена вулканитами базальт-андезит-риодацитового состава с прослоями и пачками яшм. Подошва баймак-бурибайской свиты нигде не вскрыта.

Разрез баймак-бурибайской свиты венчается яшмовой сагитовской толщей.

Она установлена во многих разрезах, везде содержит одинаковый комплекс конодонтов (зона patulus), что делает данную толщу маркирующей нижнюю границу вышележащей ирендыкской свиты и позволяет говорить о ее изохронном характере (Маслов, Артюшкова, 2000).

Палеонтологическая характеристика верхней подсвиты баймак-бурибайской свиты и сагитовской толщи в ее составе включает следующие позднеэмсские виды: Polygnathus cf. costatus patulus Klap., Pol. cf. serotinus Telf., Pol. cf.

foliformis Snig., Polygnathus cf. linguiformis bultyncki Wed. и др. (Маслов и др., 1984;

Стратиграфия....., 1993; Артюшкова, Маслов, 1998).

Возраст баймак-бурибайской свиты соответствует двум конодонтовым зонам:

определенно — patulus для верхней подсвиты и предположительно — serotinus для нижней подсвиты (Маслов и др., 1984, 1993; Маслов, Артюшкова, 2002).

Гайский вулканогенный комплекс (D1-2) выделен в Гайском рудном районе (Тищенко и др. 1978 г., 1983 г.). В целом он сопоставляется с баймак-бурибайской и ирендыкской свитами. Суммарная мощность его составляет 3500-4000 м.

Известны только косвенные сведения, связанные с находками эйфельских конодонтов из перекрывающей вулканиты яшмовой толщи в Ташкутской и Сагитовской структурах (Стратиграфия..., 1993).

Средний девон Эйфельский и живетский ярусы Ирендыкская свита (D2 ir) впервые выделена Л. С. Либровичем (1936).

В виде выдержанной субмеридиональной зоны протягивается вдоль всего западного крыла ЗМЗ, слагает хребты Ирендык и Крыкты. В Узункырской подзоне прослеживается от Юлдашевской структуры на север и выражена хребтами Узункыр, Ташты-Курятмас, Малый Ирендык и Кумач.

Преобладающими породами в составе ирендыкской свиты являются базальты и андезибазальты, вулканомиктовые породы и тефроиды. По простиранию и латерали характер отложений и мощность ирендыкской свиты сильно варьируют. В разрезах с преобладанием вулканогенных пород мощности свиты максимальные (стратотип в районе г. Баймак) и достигают 2000–3300 м.

В редуцированных разрезах она сложена преимущественно тефроидами и туффитами с редкими потоками лав и лавобрекчий, мощность которых не превышает 500-600 м. В единичных разрезах свита резко уменьшается в мощности до выклинивания.

Нижняя граница свиты постепенная и отчетливо отбивается яшмовой сагитовской толщей (Маслов, Артюшкова, 2000). Верхняя граница литологически ярко выражена, она проводится по подошве перекрывающей яшмовой ярлыкаповской свиты.

В верхах ирендыкской свиты залегает вулканомиктовая гадилевская толща (D2 gd) (Маслов, 1964 г., 1980; Водорезов и др., 1965) с известняками, иногда микститами и лавами андезибазальтов.

Стратиграфический объем ирендыкской свиты в стратотипической местности вместе с гадилевской толщей определяется по конодонтам от кровли яшм подстилающей сагитовской толщи (зона patulus) до подошвы перекрывающих яшм ярлыкаповской свиты (зоны australis и kockelianus), отмечающих кровлю свиты, и всему объему зоны partitus и зоне costatus эйфельского яруса.

Ирендыкская свита Узункырской подзоны занимает тот же стратиграфический объем.

Туратская свита (D2 tr) выделена Е. В. Чибриковой (1977). Она широко распространена в южной части Присакмарско-Вознесенской подзоны. Свита сложена полимиктовыми ритмитами. Нижняя граница свиты тектоническая со стратонами силура (?), мазовской (?) и баймак-бурибайской свит. Верхняя граница с конденсированной кремнистой толщей постепенная. Общая мощность туратской свиты равна 350–500 м.

Находки конодонтовой фауны: позднеэмсского комплекса с зональной формой Polygnathus cf. costatus patulus Klap. в основании свиты, нижнеэйфельских конодонтов Pol. cf. costatus partitus Klap., Ziegl. et Mashk в верхах разреза и богатого эйфельского комплекса зоны kockelianus в перекрывающих кремнях, свидетельствуют о стратиграфической принадлежности туратской свиты эйфельскому ярусу в объеме зон partitus и costatus.

Ишкининская толща (D2 i) выделена Б. М. Садрисламовым (1964 г.) в районе д. Ишкинино на юге Присакмарско-Вознесенской зоны. И макроскопически, и по фаунистической характеристике она близка породам туратской свиты.

Взаимоотношения с подстилающими и перекрывающими отложениями тектонические. Общая мощность ишкининской толщи с венчающими кремнями не более 100–150 м.

Палеонтологическая характеристика ишкининской толщи включает:

Polygnathus cf. costatus patulus Klap., Pol. cf. serotinus Telf., отвечающие пограничному эмс-эйфельскому интервалу.

Актауская свита (D2-3 аk) впервые выделена нами в 1987 г. (Маслов, Артюшкова, 1991, 2002; Маслов и др., 1993) и установлена в краевых частях Присакмарско-Вознесенской подзоны. Свита сложена преимущественно кремнистыми породами. Локально в разрезе развиты микститы с однообразной кластикой, представленной кислыми и средними вулканитами. Свита залегает согласно на сагитовской толще баймак-бурибайской свиты или на серпентинизированных гипербазитах. Перекрывается с постепенным переходом франскими кремнями мукасовской свиты.

Подошва свиты по находкам конодонтов в подстилающей сагитовской толще соотносится с основанием эйфельского яруса. Зональными или характерными видами фиксируется стратиграфический интервал зон australis – kockelianus более высокого эйфеля. В верхах разреза свиты установлены верхнеживетские зоны hermanni-cristatus – disparilis и нижнефранский интервал с Palmatolepis transitans Ml., Mesotaxis cf. falsiovalis Sand., Zieg. et Bult. и др. Верхняя граница свиты проводится по основанию франской зоны punctata, датирующей подошву перекрывающей мукасовской свиты.

Стратиграфический объем актауской свиты в полных разрезах охватывает интервал 10 конодонтовых зон и соответствует совокупности вулканогенных стратонов: ирендыкской, карамалыташской и улутауской свитам. Мощность рассматриваемой свиты варьирует от первых метров до 250–300 м.

Карамалыташская свита (D2 kr) выделена Ф. И. Ковалевым (1944) в Сибайском рудном районе. Свита слагает крупные антиклинальные структуры:

Карамалыташскую, Сибайскую, Бакр-Узякскую, Юлдашевскую, Калиновскую, Шарыпскую и Саверовскую. Является рудовмещающей крупные медноколчеданные месторождения.

Карамалыташская свита имеет двучленное деление. Нижняя толща сложена в основном базальтами с прослоями яшм. Мощность толщи достигает 1000 м.

Верхняя толща мощностью до 800 м представлена главным образом кислыми вулканитами с линзообразными прослоями яшм различной мощности.

В стратотипе подошва свиты не вскрыта. С вышележащей улутауской свитой граница постепенная.

Возраст карамалыташской свиты вместе с перекрывающими яшмами бугулыгырской толщи установлен однозначно по конодонтам в объеме конодонтовых зон australis и kockelianus (Маслов и др., 1984, 1987, 1993; Маслов, Артюшкова, 2002).

Карамалыташская свита Узункырской подзоны по конодонтам полностью коррелируется со стратотипом (Маслов и др., 1987 б). Общая мощность свиты здесь достигает 2000 м. В северной части ЗМЗ разрез рассматриваемой свиты отличается по своему составу широким развитием вулканогенно-осадочных слоистых образований мощностью 300-600 м.

В Юлдашевской структуре карамалыташская свита перекрывается яшмами, которые предшествующими исследователями относились к бугулыгырской толще. В этой же структуре севернее яшмовая толща постепенно перекрывает ирендыкскую свиту. Нашими исследованиями доказано, что яшмовый горизонт, залегающий на ирендыкской свите, содержит конодонтов зон australis и kockelianus. Такую же конодонтовую характеристику имеют прослои яшм в базальтах карамалыташской свиты и перекрывающая их яшмовая толща.

Эти данные позволили нам впервые сделать вывод о том, что толща яшм, перекрывающая ирендыкскую свиту, соответствует полному объему карамалыташской свиты вместе с бугулыгырской толщей (Маслов и др., 1984, 1987;

Стратиграфия..., 1993; Маслов, Артюшкова, 2002) и является фацией карамалыташских вулканитов. Она выделена нами в самостоятельное стратиграфическое подразделение — ярлыкаповскую толщу (Маслов и др., 1984, 1987б, 1993). Однако по всем характеристикам она отвечает рангу свиты.

Ярлыкаповская свита (D2 yar) выделена нами (Маслов и др., 1984). Во всех предыдущих стратиграфических схемах показана бугулыгырским горизонтом (толщей).

Эта яшмовая толща выдержанной полосой прослеживается вдоль восточного склона хр. Ирендык и залегает на ирендыкской свите с постепенным переходом, а также перекрывает данную свиту и в Узункырской подзоне.

Мощность ее варьирует от 30–40 до 100 м. В южной части ЗМЗ ярлыкаповская свита имеет сокращенные мощности, в пределах первых метров (горы Балтатау, Эльбаш, д. Абдулнасырово и др.).

В Присакмарско-Вознесенской подзоне аналоги карамалыташской и ярлыкаповской свит представлены слоистыми серыми и черными кремнями, образующими довольно мощные пачки (30–50 м), перекрывающие туратскую свиту (гора Турат, ур. Каменная гора), и выделяются в актауской свите.

Обобщенная конодонтовая характеристика рассматриваемых карамалыташской и ярлыкаповской свит, являющихся латеральными аналогами, включает: Tortodus kockelianus australis (Jack.), Tortodus kockelianus kockelianus (Bisch.

et Zieg.), Tortodus cf. obliquus (Witt.), Polygnathus angusticostatus Wit., Pol. eiflius Bisch. et Zieg., Pol. linguiformis linguiformis Hinde morphotype “gamma” Bult., Pol.

cf. linguiformis pinguis Wed., Pol. pseudofoliatus Wit., Pol. robusticostatus Bisch. et Zieg., Pol. trigonicus Bisch. et Zieg. и др.

Улутауская свита (D2-3 ul) впервые выделена Л.С.Либровичем (1936) в Сибайском районе.

В полосе протяженностью около 450 км от широты д. Курамино на севере и до широты створа Ириклинского водохранилища на юге улутауская свита сложена разнообразными слоистыми вулканомиктовыми отложениями. Наибольшие мощности улутауская свита имеет в стратотипической местности и на юге ЗМЗ – от 1500 до 2000 м.

В Узункырской подзоне севернее широты оз. Банного улутауская свита слагает крылья синклинальных структур: Верхнеуральской, Имангуловской, а также протягивается узкой полосой вдоль восточного склона хр. Северный Ирендык далеко на север в район г. Миасс. Мощность улутауской свиты в этих разрезах, по всей видимости, не превышает 600-800 м.

Нижняя граница с карамалыташской и ярлыкаповской свитами постепенная. В единичных разрезах улутауская свита залегает на ирендыкской свите (севернее бывш. д. Гадельшино) или на гадилевской толще (гора Траташ) с локальным перерывом. Перекрывается улутауская свита кремнистыми сланцами мукасовской свиты.

Верхняя часть улутауской свиты (третья толща) выделена нами в таштугайскую толщу (Маслов и др., 1999). Она сложена образованиями, заметно отличающими ее от нижележащих “зеленых“ первой и второй толщ, и охарактеризована нижнефранскими остракодами (Маслов и др., 1984; Маслов, Артюшкова, 2002).

Немногочисленные палеонтологические данные в разрезе собственно улутауской свиты (в основании и в верхней части), определяют ее стратиграфическое положение в живетском ярусе среднего и нижнефранском подъярусе верхнего девона. Снизу она ограничена кровлей зоны kockelianus в подстилающих яшмах ярлыкаповской и карамалыташской свит. Верхняя граница датируется основанием зоны punctata, характеризующей подошву перекрывающей мукасовской свиты (Маслов и др., 1999; Маслов, Артюшкова, 2002).

Обобщенная палеонтологическая характеристика улутауской свиты включает следующие таксоны конодонтов: Polygnathus ex gr. xylus Stauf., Pol. aff.

ensensis Zieg., Klap. et John., Pol. cf. parawebbi Chat., Pol. aff. kluepfeli Wit., Pol.

linguiformis linguiformis Hinde morphotype “epsilon” Zieg., Klap. et John., Pol. cf.

ansatus Zieg., Klap. et John., Pol. timorensis Zieg., Klap. et John., Pol. cf. limitaris Zieg. et Klap., Pol. cf. ordinatus Bryant и др.

К западу от хр. Ирендык аналоги улутауской свиты представлены маломощными кремнистыми породами в составе актауской свиты.

Колпакская толща (D2-3 kl) выделена в Гайском рудном районе В. Т. Тищенко и др. (1978 г.) из состава зилаирской свиты. Толща согласно залегает на вулканогенно-осадочных породах (“зеленых” первой и второй толщах) улутауской свиты и также согласно, с переслаиванием перекрывается зилаирской свитой. Мощность ее составляет 500-600 м.

Стратотип колпакской толщи изучен на р. Средняя Речка, левом притоке р. Колпачка. Он является уникальным для ЗМЗ, так как в нем представлены аналоги таштугайской толщи, мукасовской и биягодинской свит в непрерывном разрезе, выраженные не типичными для этих стратонов образованиями.

Дробное расчленение и корреляция этих отложений в настоящее время возможны только с помощью конодонтовой фауны. Именно поэтому данный разрез требует дополнительного изучения, поскольку в нем уже установлены средне-позднеживетские конодонты Polygnathus cf. ansatus Zieg., Klap. et John., Pol. cf. ovatinodosus Zieg. et Klap., элементы ранне-среднефранской ассоциации Ancyrognathus sp., Palmatolepis sp., Polygnathus cf. dengleri Bisch. et Zieg., а также таксоны, указывающие на интервал зон rhenana и linguiformis (Артюшкова, Маслов, 2005).

Верхний девон Франский и фаменский ярусы Верхнедевонские отложения в ЗМЗ образуют хорошо обнаженные полные, не нарушенные разрезы, непрерывность которых в настоящее время подтверждается седиментологическими и фаунистическими данными. К верхнему девону относятся: мукасовская, бугодакская, биягодинская и зилаирская свиты.

Мукасовская свита (D3 mk) выделена Л. С. Либровичем (1936) в Сибайском районе. В ранг свиты переведена нами (Маслов и др., 1999; Маслов, Артюшкова, 2002) после выяснения ее стратиграфического положения. Мукасовская свита сложена преимущественно черными и темно-серыми кремнями, часто радиоляриевыми. Она имеет широкое развитие на всей территории ЗМЗ, а ее аналоги выделены в других структурно-фациальных зонах Ю. Урала.

Свита подстилается вулканомиктовой улутауской свитой, с которой имеет согласную границу, и также согласно перекрывается отложениями бугодакской и биягодинской свит.

В стратотипе мощность свиты составляет 50-60 м. На удалении в северном и южном направлениях меняются мощности и вещественный состав свиты.

В северных разрезах мощность раздувается до 800 м за счет увеличения в разрезе пачек вулканомиктовых песчаников. В южных она резко сокращается, иногда до первых метров. Местами кремни выклиниваются и замещаются обломочными породами (Маслов, 1980; Артюшкова, 1985; Маслов, Артюшкова, 2002). В подобной ситуации границы стратона устанавливаются только с помощью конодонтов.

В Присакмарско-Вознесенской подзоне мукасовская свита выделяется в верхах конденсированной кремнистой толщи выше кремней актауской свиты.

Анализ конодонтовых комплексов из низов и кровли мукасовской свиты однозначно показывает, что она не залегает в основании франского яруса, а занимает более высокое стратиграфическое положение. Основание свиты определяется комплексом конодонтов зоны punctata и соответствует подошве доманикового горизонта среднего франа. Кровля свиты датируется зоной Late rhenana аскынского горизонта верхнего франа. Стратиграфический объем мукасовской свиты соответствует 4-м конодонтовым зонам: punctata – Late rhenana.

Палеонтологическая характеристика мукасовской свиты включает многочисленные таксоны, из которых в комплексе чаще всего присутствуют: Palmatolepis rhenana rhenana Bisch., Pa. rhenana brevis Zieg. et Sand., Pa. rhenana nasuta Ml., Pa. hassi Ml. et Ml., Pa. punctata (Hinde), Pa. transitans Ml., Mesotaxis cf.

falsiovalis Sand., Zieg. et Bult., M. cf. asymmetricus (Bisch. et Zieg.) и др.

Бугодакская свита (D3 bd) выделена нами в северной части ЗМЗ в Узункырской подзоне (Маслов и др., 1999; Маслов, Артюшкова, 2000, 2002). Предыдущими исследователями она включалась в колтубанскую свиту.

Свита сложена лавами и туфами базальтов и андезибазальтов, тефроидами и туффитами. Фациально она достаточно изменчива. В нижней части ее разреза практически повсеместно наблюдается слоистая осадочная пачка с микститами с варьирующей мощностью от первых метров до 400 м. Верхняя толща характеризуется преимущественным развитием хаотических микститов и вулканитов. Общая мощность свиты около 1200–1300 м.

Нижняя граница с мукасовской свитой согласная и постепенная, что ясно выражено не только литологически, но и подтверждается палеонтологическими данными. Перекрывается она зилаирской свитой также согласно.

Находки позднефранских конодонтов, характерных для зоны linguiformis, датируют основание бугодакской свиты. Верхняя часть свиты охарактеризована раннефаменскими конодонтами (Сиалкырская синклиналь). Стратиграфический объем бугодакской свиты отвечает интервалу зон linguiformis – Early– Middle triangularis, который соответствует верхам аскынского (фран) и барминскому (фамен) горизонтам западного склона Ю. Урала.

В палеонтологическую характеристику бугодакской толщи включены следующие виды: верхнефранские Palmatolepis сf. Pa. delicatula Br. et Mehl (sensu Ziegler et Sandberg, 1990), Pa. juntianensis Han, Pa. rhenana brevis Zieg. et Sand., Pa. cf. lyaiolensis Khrus. et Kuz., Pa. subrecta Mil. et Young. и др.; и нижнефаменские Palmatolepis triangularis San., Pa. delicatula delicatula Br. et Mehl, Pa.

quadrantinosalobata praeterita Schl., Pa. subperlobata Br. et Mehl.

Биягодинская свита (D3 bg) выделена нами (Маслов и др., 1996, 1999; Маслов, Артюшкова, 2002; Артюшкова, Маслов, 2005). Она является вулканогенноосадочной фацией бугодакской свиты. Этот стратон имеет установленную нижнюю границу, фиксируемую кровлей кремней мукасовской свиты. Его верхняя граница с зилаирской свитой проведена по литологии и обоснована конодонтами.

Биягодинская свита имеет двучленное деление. Нижняя ее часть сложена полимиктовыми ритмитами с редкими прослоями кремнистых алевропелитов.

Общая мощность нижней подсвиты не превышает 500–600 м. В отдельных разрезах она уменьшается до первых метров. Верхняя подсвита характеризуется развитием хаотических осадочных комплексов (микститов, олистостром) с максимальной мощностью, не превышающей 250–350 м, а минимальная ограничивается также первыми метрами.

Нижняя подсвита охарактеризована конодонтами, характерными для зоны linguiformis. В верхней части подсвиты, в 50–60 м ниже подошвы верхней микститовой подсвиты обнаружены единичные фаменские конодонты, характерные для подзон Middle – Late triangularis (Артюшкова, Маслов, 2005).

Верхняя микститовая подсвита (“олистострома”) имеет косвенную фаунистическую характеристику. Обломки и олистолиты известняков содержат живетскую и франскую макрофауну брахиопод, кораллов, строматопор (Маслов, 1980; Клюжина и др., 1980), в глыбах кремней нами собраны позднефранские конодонты. Е. В. Чибриковой (1977) из матрикса выделены фаменские миоспоры. В перекрывающих отложениях зилаирской свиты встречены конодонты, характерные для зон Late triangularis и crepida (Маслов и др., 1987б; Маслов, Артюшкова, 2002; Артюшкова, Маслов, 2005). Стратиграфический объем микстита “укладывается” в объем конодонтовых зон Middle – Late triangularis.

В разрезах южнее широты д. Мукасево Первое биягодинская свита имеет сокращенный (до первых метров) характер разреза (Артюшкова, Маслов, 2005).

В Присакмарско-Вознесенской подзоне мощность биягодинской свиты достаточно выдержана и варьирует от 500–800 м в западном борту до 100– 200 м – в восточном. Верхняя граница с перекрывающей зилаирской свитой постепенная (Артюшкова, Маслов, 2005).

В палеонтологической характеристике биягодинской свиты участвует очень богатая верхнефранская ассоциация, представленная видами: Palmatolepis linguiformis Ml., Pa. praetriangularis Zieg. et Sand., Pa. cf. rhenana nasuta Ml., Pa.

cf. Pa. delicatula delicatula Br. et Mehl (sensu Ziegler et Sandberg, 1990), Pa. gigas gigas Mil. et Young., Pa. gigas extensa Zieg. et Sand., Pa. hassi Ml. et Ml., Pa.

juntianensis Han, Pa. cf. muelleri Klap. et Fost., Pa. rhenana brevis Zieg. et Sand., Pa. subrecta Mil. et Young., Pa. timanensis Klap., Kuz. еt Ovn., Polygnathus brevis Mil. et Young., Ancyrodella aff. iowaensis Uyeno, и др.; и нижнефаменская, состоящая из Pa. triangularis San., Pa. delicatula delicatula Br. et Mehl, Pa. subperlobata Br. et Mehl, Pa. perlobata perlobata Ulr. еt Bass., Pa. quadrantinodosalobata praeterita Schl., Pa. cf. tenuipunctata San. и др.

Зилаирская свита (D3 zl) установлена Л. С. Либровичем (1932) в Зилаирском синклинории. В ЗМЗ породами зилаирской свиты заняты огромные территории в пределах всех крупных синклинальных структур и вся южная часть Присакмарско-Вознесенской подзоны.

Повсеместно свита сложена монотонной флишоидной толщей с редкими маломощными (0,05-0,2 м) прослоями известковистых алевролитов. Мощность зилаирской свиты в пределах 600-800 м.

Нижняя граница зилаирской свиты повсеместно согласная. С бугодакской и биягодинской свитами в типовых разрезах она резкая, в Присакмарско-Вознесенской подзоне и на юге ЗМЗ постепенная. Верхняя граница не изучена.

Палеонтологически охарактеризована нижняя граница зилаирской свиты.

Она везде содержит одинаковую конодонтовую ассоциацию и датируется зоной Late triangularis, что дает нам основание считать ее синхронной. Крупного перерыва под зилаирской свитой не установлено ни в одном разрезе.

Верхняя граница зилаирской свиты установлена в единичных разрезах.

На широте г. Магнитогорск (разрез у д. Гусевка) и в северной части ЗМЗ, из прослоев известковистых песчаников выделены конодонты, характерные для верхней части кушелгинского и лытвинского горизонтов верхнего фамена (Маслов и др., 1987б; Маслов, Артюшкова, 2002).

В палеонтологической характеристике свиты участвуют богатые ассоциации видов, включающих зональные таксоны Palmatolepis marginifera marginifera Helms, Pa. crepida San., Pa. cf. triangularis San., и характерные для этих зон формы.

В верхней части стратона типичны Bispathodus jugosus (Br. et Mehl), B. stabilis (Br. et Mehl), Pa. gracilis gracilis Br. et Mehl, Pa. gracilis sigmoidalis Zieg., Polygnathus delicatulus Ulr. et Bas., Pol. obliquicostatus Zieg., Pol. semicostatus Br. et Mehl., Polygnathus znepolensis Wed., Pseudopolygnathus cf. brevipennatus Zieg. и др. По этим данным возраст зилаирской свиты в ЗМЗ ограничен только фаменским ярусом в объеме конодонтовых зон Late triangularis – expansa.

3.2. Восточно-Магнитогорская структурно-фациальная зона До начала 1990-х годов для палеозоя Восточно-Магнитогорской зоны все расчленение этого интервала, представленного преимущественно вулканогенными образованиями, не содержащими фаунистических остатков, строилось главным образом на аналогиях по вещественному составу со стратонами ЗМЗ.

В 1990-х годах на рассматриваемой территории нами были проведены биостратиграфические исследования палеозойских отложений на основе конодонтов.

Итогом этих работ явилось создание первой палеонтологически обоснованной схемы стратиграфии девонских отложений ВМЗ.

Девонская система Нижний девон Лохковский, пражский и эмсский ярусы Согласно Серийной легенде к Южно-Уральской серии карт масштаба 1:200 000 (Новая серия) в ВМЗ в качестве унифицированных стратиграфических подразделений для нижнего девона приняты тюлькубайская толща, киембаевская свита и айджерганская толща. В настоящей работе рассмотрены картируемые стратоны, которые имеют доказанный возраст.

Фаунистически охарактеризованные нижнедевонские отложения в ВМЗ распространены крайне ограниченно. На севере зоны они выделены в субутакскую, а на юге — в андреевскую толщи (Стратиграфия…, 1993; Артюшкова, Маслов, 1998). К нижнему девону мы относим также киембаевскую свиту и в ее составе кукбуктинскую толщу.

Субутакская толща (D1 sb). К рассматриваемой толще отнесены осадочные образования (Артюшкова, Маслов, 1998). Редкие обнажения известняков известны вдоль зоны Браиловского разлома. Повсеместно они ассоциируют с серпентинитами и пространственно совмещены с базальтами, которые не имеют датировки. Суммарная мощность толщи, с нашей точки зрения, не превышает 250 м.

В палеонтологической характеристике субутакской толщи участвуют нижнеэмсские конодонты Polygnathus kitabicus Yolk., Wed., Iz. et Er., Pandorinellina miae Bult.

Андреевская толща (D1 an). Этот стратон выделен в южной части ВМЗ в Джусинском рудном районе (Лядский и др., 1987 г.). Толща вскрыта только скважинами. Она сложена метаморфизованными вулканогенно-осадочными отложениями. Нижний контакт толщи не ясен. Перекрывается она вулканитами рудоносной джусинской толщи. Основанием для датирования андреевской толщи являются находки раннедевонских хитинозой (Стратиграфия …, 1993).

В настоящее время по конодонтам в ВМЗ выделены аналоги мостостроевского комплекса. К ним следует относить щелочные базальты, распространенные в зоне Браиловского глубинного разлома.

Базальты охарактеризованы нижнеэмсскими конодонтами Pandorinellina cf. miae Bult., Ozarkodina prolata Maws. (Мосейчук и др., 2000 г.).

Киембаевская свита (D1 km) выделена впервые А. А. Петренко (1939) в Домбаровском рудном районе. Свита очень хорошо изучена, поскольку является рудовмещающей. Она сложена подушечными афировыми базальтами, с прослоями гиалокластитов, туфов, тефроидов, яшм. Большинством исследователей свита расчленяется на три подсвиты (Лядский и др., 1983 г.). К верхней подсвите приурочены Летнее, Осеннее и Левобережное медноколчеданные месторождения. Общая мощность киембаевской свиты не превышает 18002000 м. С постепенным переходом она перекрывается аул-кумакской толщей.

Фаунистические данные единичны. Самый нижний стратиграфический интервал в разрезе киембаевской свиты охарактеризован хитинозоями предположительно эмсского возраста в районе Осеннего медноколчеданного месторождения (Стратиграфия…, 1993). Уровню киембаевской свиты соответствует курмансайский вулканогенный комплекс, охарактеризованный в районе пос. Домбаровский верхнеэмсскими конодонтами Polygnathus ex gr. costatus Klap. Pol. cf.

serotinus Telf., Pol. linguiformis bultyncki Wed. (Стратиграфия…, 1993).

Кукбуктинская толща (D1 kt) выделена В. Л. Черкасовым в составе киембаевской свиты (Стратиграфия..., 1993). В вулканогенно-осадочном разрезе толщи характерны многочисленные прослои яшмоидов и кремней. Мощность ее 500-700 м. С базальтами киембаевской свиты кукбуктинская толща связана постепенным переходом и, возможно, фациально замещает вулканиты верхней подсвиты. Толща является рудовмещающей для Зимнего медноколчеданного месторождения (Стратиграфия..., 1993). Скорее всего, кукбуктинская толща является переходной между подстилающей киембаевской свитой и перекрывающей аул-кумакской толщей, и по своему стратиграфическому положению и конодонтовой характеристике может быть сопоставлена с сагитовской толщей в составе баймак-бурибайской свиты ЗМЗ.

Палеонтологическая характеристика кукбуктинской толщи включает небогатую конодонтовую ассоциацию Polygnathus cf. costatus patulus Klap., Pol. cf.

linguiformis bultyncki Wed., известную в зоне patulus верхнего эмса.

Средний отдел Эйфельский и живетский ярусы В ВМЗ в среднем девоне выделяются аул-кумакская, карагайская, соленодольская, александринская, гумбейская, урлядинская, копаловская и новобуранная толщи.

Аул-кумакская толща (D2 ak) распространена на юге ВМЗ в Домбаровском рудном районе, где она слагает отрицательные палеовулканические структуры в долинах рек Тюлькубай, Кукбукты, Киембай и Камсак, в т. ч., перекрывает рудоносные структуры Осеннего и Летнего месторождений. Практически все рудные залежи месторождений сосредоточены вблизи ее подошвы.

В составе аул-кумакской толщи преобладают туфы и лавы порфировых андезибазальтов и базальтов. Граница с нижележащими отложениями согласная. Мощность аул-кумакской толщи 400-700 м (Стратиграфия..., 1993).

Толща охарактеризована эмс-эйфельскими хитинозоями в районе Зимнего месторождения. Учитывая залегание ее на фаунистически охарактеризованных верхнеэмсских отложениях кукбуктинской толщи и факт перекрытия ее верхнеэйфельскими отложениями, возраст аул-кумакской толщи можно считать раннеэйфельским.

Соленодольская толща (D2-3 sn) выделена В. Л. Алексеевым и др. (1984 г.) на юге ВМЗ. Толща сложена вулканогенно-осадочными отложениями с пачками и прослоями яшм, общей мощностью до 1000–1500 м. По данным К. С. Иванова и др. (1984), она согласно залегает на условно нижнедевонской айджерганской толще, граница с которой вскрыта скважинами (Алексеев и др., 1984 г.).

Первые находки эмс-эйфельских конодонтов были сделаны в карьере, расположенном к югу от пос. Новооренбургский, К. С. Ивановым и др. (1984).

Нами этот разрез расчленен очень детально с выявлением нескольких стратиграфических интервалов в общей последовательности слоев толщи. Верхняя часть рассматриваемой толщи отвечает мукасовской свите среднего – верхнего франа ЗМЗ, выделяются верхнеэйфельский, живетский и нижнефранский интервалы (Матвеева и др., 2008). В целом весь разрез очень напоминает актаускую свиту.

Палеонтологическая характеристика стратона представлена следующими видами: Mesotaxis cf. falsiovalis Sand., Zieg. et Bult., Ancyrodella cf. alata Klap. et Glen., Polygnathus cf. kluepfeli Wit., Pol. cf. parawebbi Chat., Pol. linguiformis linguiformis Hinde morphotype “delta” Zieg., Klap. et John., Pol. linguiformis linguiformis Hinde morphotype “gamma” Bult., Pol. cf. linguiformis pinguis (?) Wed., и др.

Александринская толща (D2 al) пользуется весьма широким распространением в Учалинско-Александринской подзоне ВМЗ. В составе толщи представлены преимущественно вулканогенные породы базальт-риолитовой формации с резко подчиненными осадочными пачками. Толща является рудовмещающей.

Подстилающие отложения не известны. С перекрывающими образованиями урлядинской толщи александинская толща связана постепенным переходом.

Общая мощность варьирует в пределах 1500–2300 м.

Александринская толща охарактеризована конодонтами. Ее аналоги установлены во многих разрезах на юге ВМЗ.

Сводная палеонтологическая характеристика александринской свиты включает таксоны: Tortodus cf. kockelianus kockelianus (Bisch et Zieg.), T. cf.

kockelianus australis (Jack.), T. cf. intermedius (Bult.), Polygnathus eiflius Bisch. et Zieg., Pol. trigonicus Bisch. et Zieg., Pol. pseudofoliatus Wit., Pol. robusticostatus Bisch.

et Zieg и др., указывающие на эйфельский возраст отложений.

Гумбейская свита (D2 gm). Новое стратиграфическое подразделение, выделенное по результатам работ по программе ГДП-200 (Мосейчук и др., 2002 г.).

В целом гумбейская свита имеет двучленное строение. Нижняя ее часть сложена базальтами и их туфами и пачкой вулканогенно-осадочных образований с яшмоидами. По комплексу конодонтов толща коррелируется с александринской толщей и карамалыташской свитой. Верхняя андезибазальтовая часть не содержит органических остатков и условно отнесена к живетскому ярусу. Суммарная мощность свиты 1100-3000 м. В южных разрезах (пос. Малиновка) фацией вулканитов нижней подсвиты гумбейской свиты является яшмовая толща мощностью до 300 м (Артюшкова, Маслов, 1998).

Палеонтологическая характеристика свиты включает эйфельские виды:

Tortodus aff. kockelianus australis (Jack), Polygnathus costatus costatus Klap., Pol.

eiflius Bisch. et Zieg., Pol. linguiformis linguiformis Hinde, Pol. pseudofoliatus Wit., Pol. cf. robusticostatus Bisch et Zieg. и др.

Урлядинская толща (D2-3 ur) выделена Ю. С. Емельяновым и др. (1963 г.) в Учалинско-Александринской подзоне. Отличается большим разнообразием слагающих пород. Большую роль в составе толщи играют вулканогенные породы среднего и основного состава. Границы с подстилающей александринской и с перекрывающей бабарыкинской толщами стратиграфически согласные (Мосейчук и др., 2000 г.). Мощность свиты варьирует от 80 м в редуцированных разрезах юга Учалинско-Александринской подзоны до 1300 м в северных разрезах, где велика доля вулканитов (Мосейчук и др., 2000 г.).

Стратиграфическое положение урлядинской толщи определяется по находкам эйфельских конодонтов в подстилающей александринской толще и франских конодонтов в подошве вышележащей бабарыкинской толщи в объеме живетского яруса среднего и нижнефранского подъяруса верхнего девона.

Палеонтологическая характеристика толщи включает таксоны живетских и нижнефранских конодонтов Schmidtognathus sp., Polygnathus cristatus Hinde, Pol. xylus ensensis Zieg. et Klap., Pol. xylus xylus Stauf., Pol. angustipennathus Bisch.

et Zieg., Pol. linguiformis linguiformis Hinde mophotype “gamma” Bult., Pol. linguiformis linguiformis Hinde mophotype “epsilon” Zieg., Klap. et John., Pol. dubius Hinde, Pol. aff. ordinatus Bryant и др.

Копаловская толща (D2-3 kp) впервые выделена В. М. Мосейчуком и др.

(2000 г.) в Уйско-Новооренбургской подзоне. Она сложена преимущественно тонкослоистыми кремнистыми туффитами с прослоями кремнистых алевролитов. Немаловажную роль в ее составе играют вулканиты среднего состава.

Мощность толщи оценена в 400-600 м (Мосейчук и др., 2000 г.). Нижняя граница толщи повсюду тектоническая, а верхняя — с арсинской толщей согласная.

Возраст копаловской толщи принят условно средне-позднедевонским на основании залегания под датированной франской арсинской толщей, с которой она имеет постепенные переходы (Артюшкова, Маслов, 1998).

Новобуранная толща (D2-3 nb) выделена при проведении ГДП-200 (Мосейчук и др., 2000 г.). На рассматриваемой территории она пользуется ограниченным развитием. Новобуранная толща представлена разнообломочными вулканомиктовыми образованиями с прослоями кремней. Эффузивные породы в новобуранной толще наблюдаются только на севере ВМЗ. Нижняя граница с отложениями гумбейской свиты, разрез которой она наращивает, согласная, с переслаиванием пород. С перекрывающей аблязовской толщей (Мосейчук и др., 2000 г.) граница также согласная. Мощность толщи колеблется в пределах 100-800 м.

С учетом взаимоотношений новобуранной толщи с подстилающими и перекрывающими отложениями, возрастной объем ее может отвечать интервалу зон от hermanni-cristatus по Late rhenana.

Палеонтологическая характеристика стратона включает Polygnathus cf.

cristatus Hinde, Pol. aff. dengleri Bisch. et Zieg., характерные для верхнего живета – франа, и средне-верхнефранские Palmatolepis punctata (Hinde).

Верхний девон Франский и фаменский ярусы В ВМЗ к верхнему девону отнесены бабарыкинская, арсинская, аблязовская, шелудивогорская и новоивановская толщи, шумилинская свита и свита горы Магнитная. Автором диссертации изучены разрезы первых четырех толщ, имеющих в своем составе кремнистые породы.

Бабарыкинская толща (D3 br) выделена при проведении работ по ГДП-2(Мосейчук и др., 2000 г.). Толща пользуется развитием в западной части Учалинско-Александринской подзоны, протягиваясь узкими прерывистыми полосами от ст. Буранная на юге до пос. Первый Май на севере. Она сложена преимущественно кремнистыми породами, прослоями, обогащенными радиоляриями. Мощность ее варьирует от 70 до 200 м.

Граница с подстилающими отложениями урлядинской толщи согласная.

Перекрывается базальтами и андезибазальтами аблязовской толщи (Штейнберг и др., 1990 г.; Салихов и др., 1987; Мосейчук и др., 2000 г.).

Стратиграфический объем бабарыкинской толщи равен конодонтовым зонам punctata – rhenana, что полностью отвечает мукасовской свите ЗМЗ.

Палеонтологическая характеристика бабарыкинской толщи состоит из следующих видов: Palmatolepis punctata (Hinde), Pa. transitans Ml., Mesotaxis cf.

falsiovalis Sand., Zieg. et Bult., M. cf. asymmetricus (Bisch. et Zieg.), Pa. gigas Mil.

et Young., Pa. cf. foliacea Young., Pa. plana Zieg. et Sand., Pa. proversa Zieg. и др., распространенных в среднем – верхнем фране.

Арсинская толща (D3 ar) выделена В. М. Мосейчуком и др. (2000 г.) в Уйско-Новооренбургской подзоне. На юге ВМЗ к аналогам арсинской толщи можно отнести кремнистые породы солончатской толщи.

Арсинская толща представлена в основном серицит-кварцевыми сланцами, метасилицитами и аповулканогенными сланцами (Мосейчук и др., 2000 г.). Мощность толщи 300-500 м. Граница с подстилающей копаловской толщей согласная с переслаиванием. Верхний контакт с вышележащими отложениями тектонический.

В палеонтологической характеристике арсинской толщи участвуют виды, встреченные в комплексе мукасовской свиты: Palmatolepis hassi Ml. et Ml., Pa. foliacea Young., Pa. cf. plana Zieg. et Sand., Pa. rhenana brevis Zieg. et Sand., Pa. aff. simpla Zieg. et Sand. и др.

Аблязовская толща (D3 ab) впервые выделена В. М. Мосейчуком и др.

(1990 г.). В составе толщи ведущую роль играют базальты. Им подчинены андезибазальты, трахибазальты, трахиандезибазальты, их туфы, туффиты.

Отмечаются редкие прослои кремнистых пород и известняков. Рассматриваемая толща согласно залегает на бабарыкинской или новобуранной толщах, и также согласно перекрывается вулканитами новоивановской толщи. Мощность ее 320-1200 м.

Возраст аблязовской толщи устанавливается по находкам аскынской (верхний фран) фауны брахиопод, кораллов и фораминифер (Захарьевич и др., 1960 г.; Салихов и др., 1987; Мосейчук и др., 2000 г.) и по нижнефаменскому комплексу конодонтов.

Палеонтологическая характеристика аблязовской толщи включает следующие таксоны конодонтов: верхнефранские –Palmatolepis linguiformis Ml., Pa. praetriangularus Zieg. et Sand., Pa. rhenana rhenana Bisch., Pa. cf. Pa. delicatula Br. et Mehl (sensu Ziegler et Sandberg, 1990), Pa. lyaiolensis Khrus. et Kuz. и др.;

и нижнефаменские – Palmatolepis triangularis San., Pa. clarki Zieg., Pa. delicatula delicatula Br. et Mehl, Pa. perlobata perlobata Ulr. et Bas., Pa. quadrantinodosalobata praeterita Schl., Pa. subperlobata Br. et Mehl и др.

Шелудивогорская толща (D3g) впервые выделена при ГДП-200 (Мосейчук и др., 2000 г.; Тевелев, Кошелева, 2002) в Уйско-Новооренбургской подзоне в районе гор Шелудивых. Она сложена вулканитами абсарокит-шошонитовой ассоциации с прослоями кремнистых туффитов. Отмечаются пачки микститов.

Контакты с вмещающими отложениями тектонические. Общая мощность шелудивогорской толщи достигает 1000 м.

Палеонтологическая характеристика шелудивогорской толщи ограничивается присутствием верхнефранских видов: Palmatolepis hassi Ml. et Ml., Pa.

jamieae Zieg. et Sand., Pa. сf. ljaschenkoae Ovn., Pa. plana Zieg. et Sand., Pa. rhenana brevis Zieg. et Sand., Pa. aff. simpla Zieg. et Sand.

Новоивановская толща (D3 ni) выделена В. М. Мосейчуком и др. (1990 г.).

Наиболее характерными породами новоивановской толщи являются крупнопорфировые трахибазальты и трахиандезибазальты и кислые вулканиты.

Вулканогенно-осадочные и осадочные породы очень редки. Нижняя граница с вулканитами аблязовской толщи стратиграфически согласная. Верхняя граница с образованиями шумилинской свиты или с известняками свиты горы Магнитной, также согласная (Бабкин и др., 1964 г.; Чайко и др., 1977 г.;

Штейнберг и др., 1990 г.). Мощность толщи составляет 150-800 м.

Новоивановская толща датируется по находкам фауны в подстилающей аблязовской толще и в перекрывающих образованиях шумилинской свиты ранним фаменом (Салихов и др., 1987; Мосейчук и др., 2000 г.).

Шумилинская свита (D3–C1 m) впервые выделена В. М. Мосейчуком и др.

(1990 г.) в объеме фаменского яруса (без самых низов) верхнего девона, всего турне нижнего карбона включительно. Она представлена вулканитами непрерывного ряда шошонитовой формации, с подчиненными туфопесчаниками, известняковыми конгломератами и известняками. Шумилинская свита согласно залегает на новоивановской толще. Мощность шумилинской свиты варьирует от 200 м до 1300 м (Мосейчук и др., 1990 г.).

Фаунистически шумилинская свита достаточно полно охарактеризована.

По фораминиферам и конодонтам она расчленена на мурзакаевский, кушелгинский и лытвинский горизонты западного склона Ю. Урала (Мосейчук и др., 1990 г.; Пазухин, Артюшкова, 1989 г.).

В южной части ВМЗ на этом стратиграфическом уровне выделяется будамшинский вулканогенный комплекс мощностью 600 м (Лисов и др., 2002 г.).

Свита горы Магнитной (D3–C1 mg) выделена В. М. Мосейчуком и др.

(1990 г.). Она представлена детритовыми, обломочными известняками, известняковыми конгломератами и брекчиями с единичными прослоями туфоалевролитов и туффитов. Свита является рудовмещающей железорудные месторождения. Она залегает на разных горизонтах шумилинской свиты и является фациальным аналогом ее верхов (Мосейчук и др., 1990 г.). Перекрывается согласно вулканитами березовской свиты. Мощность свиты варьирует от 120 до 320 м. В отдельных разрезах она не превышает 15-20 м.

Стратиграфический объем свиты горы Магнитной установлен по конодонтам от мурзакаевского горизонта фамена до косьвинского горизонта верхнего турне западного склона Ю. Урала (Пазухин, Артюшкова, 1989 г.).

Глава 4. СХЕМА СТРАТИГРАФИИ ДЕВОНСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ЗАПАДНО-МАГНИТОГОРСКОЙ СТРУКТУРНО-ФАЦИАЛЬНОЙ ЗОНЫ И ЕЕ СОПОСТАВЛЕНИЕ СО СХЕМАМИ СОСЕДНИХ ЗОН ЮЖНОГО УРАЛА Стратиграфическое расчленение вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ палеозоя восточного склона Ю. Урала, и в особенности, их корреляция, являются довольно сложной проблемой. На протяжении длительного времени она решалась на основании, главным образом, изучения вещественного состава и положения в разрезе толщ и свит. В отдельных случаях для корреляции использовались изотопный и палеомагнитный методы. Палеонтологический метод для вулканогенных комплексов не мог быть определяющим, поскольку остатки фауны обнаруживались только в редких изолированных телах известняков, которые в вулканогенных толщах встречаются крайне редко и во многих случаях залегают не in situ.

С 1973 года в Институте геологии Уфимского научного центра РАН стратиграфические исследования получили новый импульс благодаря применению новой для региона группы фауны – конодонтов. Появилась возможность провести уверенную корреляцию местных стратонов, развитых в различных структурно-фациальных зонах Ю. Урала. Кроме того, конодонты позволили увязать Уральскую стратиграфическую шкалу девона (Стратиграфические …, 1993) с Международной стратиграфической шкалой (Стратиграфия …, 1993).

В настоящее время схема стратиграфии девонских вулканогенно-осадочных образований ЗМЗ, в особенности для ее рудных районов, отличается высокой детальностью. Определены пространственное положение и соотношения местных стратонов, установлены их стратиграфический объем и возраст.

На территории Ю. Урала девонские отложения пользуются широким распространением. Они отличаются фациальным разнообразием и достаточно хорошо обнажены. Большую роль в их разрезе играют вулканиты, корреляция которых всегда была предметом острых дискуссий. Исторически схема расчленения этих образований базируется на хорошо изученных разрезах местных стратиграфических подразделений Сибай-Баймакского рудного района Башкирии (ЗМЗ). Данный район является стратотипической местностью для большинства ныне принятых местных стратонов, которые служили эталонами для подразделений, выделяемых на территории всей Магнитогорской мегазоны и Ю. Урала в целом (рис. 3).

Разработанная схема стратиграфии и ее сопоставление с расчленением отложений в соседних зонах Ю. Урала отражает, по сути, завершающий этап длительного изучения рассматриваемых отложений. При ее составлении нами учитывались все палеонтологические материалы предшествующих работ и данные геологического картирования, дополняющие схему 1993 г.

В левой части предлагаемой схемы приведена Международная стратиграфическая шкала со стандартной конодонтовой шкалой. Рядом помещена колонка, содержащая характерные комплексы конодонтов. В корреляционной части схемы в 19 колонках отражено своеобразие соотношений между стратонами, в том числе тектонические контакты, что дает более полную картину латеральной изменчивости одновозрастных стратонов в пределах всего региона.

В схеме стратиграфии девона восточного склона Ю. Урала представлены отложения всех трех отделов девонской системы (см. рис. 3).

Девонская система Нижний отдел В ЗМЗ нижнедевонские отложения в объеме лохковского, пражского и эмсского ярусов выделены в мазовскую свиту. Стратотипический разрез мазовской свиты расположен на р. Дергаиш у д. Мазово. Свита сложена осадочными породами: кремнистыми конглобрекчиями, гравелитами, песчаниками, глинисто-кремнистыми сланцами с редкими линзами известняков. Она хорошо охарактеризована фауной граптолитов и конодонтов нижнего девона:

от верхнего лохкова до верхнего эмса, включая предположительно зону patulus (см. рис. 3).

К верхней части мазовской свиты в разрезах по р. Урал у пос. Мостострой, на р. Елшанка у пос. Репино и на оз. Купа приурочена толща трахибазальтов мостостроевского комплекса, содержащая в линзообразных прослоях кремней конодонты зоны excavatus. Этот комплекс базальтов, возможно, является предвестником позднеэмсского баймак-бурибайского вулканизма (Косарев, 2007), начинающего собой эпоху девонского вулканизма в Магнитогорской мегазоне.

В северной части ЗМЗ аналогами мазовской свиты являются рыскужинская, ильтибановская, ускульская и мансуровская толщи (Маслов, Артюшкова, 2001). Все они подстилают ирендыкскую свиту и в ненарушенных разрезах имеют с ней согласные взаимоотношения.

В ВМЗ в этом стратиграфическом интервале установлены андреевская и субутакская толщи.

В Сакмарской зоне с мазовской свитой коррелируется акчуринская толща, а с мостостроевским комплексом чанчарская свита, являющиеся полными их аналогами (см. рис. 3).

В Зауралье одновозрастные отложения установлены в Троицко-Буруктальской зоне — лейпцигская толща известняков мощностью 700 м и, возможно, низы осадочной камышлыаятской свиты.

Верхняя часть эмсского яруса (конодонтовые зоны serotinus и patulus) в ЗМЗ представлена вулканитами баймак-бурибайской свиты. От широты пос. Тубинского (оз. Талкас) она прослеживается в южном направлении до Гайского рудного района. Мощность ее достигает 2000 м. Свита является рудовмещающей. В Гайском рудном районе с ней сопоставляется нижняя часть гайского вулканогенного комплекса.

Севернее оз. Талкас баймак-бурибайская свита развита локально. Она установлена нами у дер. Тирман, в районе деревень Абзаково и Шарипово.

Повсюду в кровле баймак-бурибайской свиты выделяется пачка вишневых яшм — сагитовская толща, датированная конодонтами зоны patulus.

В ВМЗ аналогом баймак-бурибайской свиты является киембаевская свита.

Этому стратиграфическому интервалу соответствуют низы курмансайского и предположительно низы джусинского комплексов. Сагитовской толще одновозрастна кукбуктинская толща с аналогичным комплексом конодонтов.

В Сакмарской зоне в Медногорском рудном районе с баймак-бурибайской свитой сопоставляется нижняя подсвита утягуловской свиты.

В Зауралье этому интервалу условно соответствует нижняя часть камышлыаятской свиты и, возможно, низы кулуевской толщи.

Средний отдел В стратиграфическом интервале, занимающем пограничное положение между эмсским ярусом нижнего девона и эйфельским ярусом среднего, в ЗМЗ выделяется ирендыкская свита (D2 ir). Она имеет широкое развитие и большие мощности, достигающие 3500 м. Свита прослеживается от Гайского рудного района на юге до г. Миасс на севере.

Нижнюю границу свиты мы предлагаем совмещать с кровлей самого верхнего прослоя яшм сагитовской толщи (Маслов, Артюшкова, 1998, 2002).

Этот уровень отчетливо выражен во всех разрезах, где подстилающие ирендыкскую свиту отложения представлены баймак-бурибайской свитой.

Возраст ирендыкской свиты установлен довольно строго: по находкам конодонтов зоны patulus в нижележащих яшмах сагитовской толщи и комплекса australis и kockelianus в перекрывающих яшмах ярлыкаповской свиты и соответствует зонам partitus и costatus. Ее аналогом на юге зоны является верхняя часть гайского вулканогенного комплекса.

В Присакмарско-Вознесенской подзоне возрастные аналоги ирендыкской свиты представлены маломощными полимиктовыми образованиями — туратская свита и ишкининская толща, и кремнями — нижняя часть актауской свиты. С ирендыкской свитой сопоставляется также верхняя часть губерлинского вулканогенно–осадочного комплекса (см. рис. 3).

В ВМЗ однозначно доказанных толщ, синхронных ирендыкской свите, не выявлено. В Домбаровском рудном районе к аналогам ирендыкской свиты отнесена аул-кумакская толща, мощностю до 800 м, которую можно сопоставить с ирендыкской свитой редуцированного типа разреза. Фаунистических данных о правомерности такого сопоставления не имеется.

В Сакмарской зоне — в Медногорском рудном районе с ирендыкской свитой коррелируется верхняя подсвита утягуловской свиты.

В Зауралье, на севере Кочкарско–Адамовской зоны, выделена кулуевская толща, представленная вулканитами основного и среднего состава и вулканомиктовыми породами. С ирендыкской свитой она сопоставляется условно, поскольку фаунистическая характеристика толщи недостаточная. На юге зоны с ирендыкской свитой коррелируется айдырлинская толща (Лисов и др., 2002 г.), сложенная аналогичными породами. Мощность ее оценивают до 2300 м.

По всей вероятности, выделенное подразделение сборное, и слагающие его образования могут принадлежать аналогам гумбейской свиты или даже более молодым стратонам.

Стратиграфически выше в разрезе среднего девона в ЗМЗ выделяются карамалыташская и ярлыкаповская свиты. Карамалыташская свита представлена вулканитами риолит-базальтовой формации с многочисленными прослоями и пачками яшм. Они, как правило, образуют строго оконтуренные площади своего развития, фиксируемые бугулыгырской яшмовой толщей, а в Узункырской подзоне вулканиты карамалыташской свиты слагают меридионально вытянутые зоны, прослеживающиеся с юга на север, параллельно вулканитам ирендыкской свиты. Мощность карамалыташской свиты достигает 2000 м. Она охарактеризована конодонтами, характерными для двух конодонтовых зон australis и kockelianus.

Удаленными фациями вулканитов карамалыташской свиты, охватывающими тот же стратиграфический объем, являются яшмы ярлыкаповской свиты с варьирующей мощностью от 3–5 до 100–120 м.

В Присакмарско-Вознесенской подзоне этому стратиграфическому интервалу соответствуют базальты с яшмами кульбердинского вулканогенного комплекса (Стратиграфия…, 1993) и толща кремней, перекрывающая туратскую свиту.

В ВМЗ возрастными аналогами карамалыташской свиты являются александринская толща и нижняя подсвита гумбейской свиты (Артюшкова, Маслов, 1998; Мосейчук и др., 2000 г.).

В Медногорском рудном районе Сакмарской зоны с карамалыташской свитой коррелируются кремни сарбайской толщи (низы) и базальты ишмуратовской свиты с яшмами, содержащими конодонты карамалыташского комплекса. Мощность ишмуратовской свиты достигает 400 м.

В Сухтелинской зоне карамалыташской свите одновозрастна нижняя часть сухтелинской толщи (Тевелев и др., 1998), сложенная яшмовидными радиоляриевыми кремнями с характерной карамалыташской ассоциацией конодонтов.

В Зауралье, на севере Кочкарско–Адамовской зоны (западная подзона) с карамалыташской свитой сопоставляется аджатаровская толща, представленная вулканитами основного и среднего состава с пачками и прослоями яшм с конодонтами. На юге с ней, возможно, следует сопоставлять верхнюю половину айдырлинской толщи.

В Троицко-Буруктальской зоне карамалыташской свите отвечает часть камышлыаятской свиты.

Основанием для корреляции является характерный комплекс конодонтов, обычно включающий зональные виды Tortodus kockelianus australis (Jack) и T.

cf. kockelianus kockelianus (Bisch. et Zieg.) Стратон, соответствующий живетскому ярусу среднего и нижней части франского яруса верхнего девона, в ЗМЗ выделен как улутауская свита. Она представлена преимущественно слоистыми вулканомиктовыми образованиями.

Ее нижняя граница принимается нами по границе эйфельского и живетского ярусов среднего девона на основании комплекса конодонтов, в котором наряду с транзитными формами, проходящими из нижележащей ярлыкаповской свиты, появляются виды, характеризующие более высокий стратиграфический интервал. Верхняя часть свиты, выделенная нами в таштугайскую толщу, датируется раннефранскими остракодами, известными в саргаевском горизонте западного склона Ю. Урала. Положение верхней границы свиты определено в подошве зоны punctata. Суммарная мощность улутауской свиты колеблется в пределах 500–2000 м. Свита широко распространена к востоку от хр. Ирендык.

Западнее полосы развития ирендыкской свиты одновозрастные улутауской свите отложения представлены кремнистой конденсированной толщей в составе актауской свиты.

В ВМЗ полным аналогом улутауской свиты является урлядинская толща, в разрезе которой существенная роль принадлежит вулканитам. Мощность толщи достигает 2000 м. Комплекс фаунистических остатков в урлядинской толще подобен улутаускому. В Гумбейской подзоне с ней коррелируется верхняя подсвита гумбейской свиты и нижняя часть новобуранной толщи, в которых найдены верхнеживетские конодонты (см. рис. 3).

В Уйско–Новооренбургской подзоне с улутауской свитой условно сопоставляется вулканогенно-осадочная копаловская толща мощностью 400–600 м.

Фаунистически толща не охарактеризована. Верхняя возрастная граница ее отбивается надежно по находкам конодонтов в перекрывающей арсинской толще.

В Сакмарской зоне (Медногорский рудный район) к аналогу улутауской свиты отнесена кремнисто-глинистая толща с вулканомиктовыми песчаниками небольшой мощности (до 100 м) в составе сарбайской толщи.

В Зауралье, в Сухтелинской зоне, с улутауской свитой сопоставляется верхняя часть сухтелинской толщи.

В Кочкарско-Адамовской зоне данному стратиграфическому интервалу, возможно, отвечает верхняя часть аджатаровской толщи.

В Троицко-Буруктальской зоне интервалу выше датированных эйфельских и ниже франских отложений соответствует часть конденсированного разреза камышлыаятской свиты. Сложена она алевролитами и кремнистоглинистыми сланцами неясной мощности.

Верхний отдел Франскому ярусу в ЗМЗ соответствует мукасовская свита. Она имеет широкое распространение на всем протяжении зоны и сложена черными и темносерыми кремнями, делающими свиту маркирующим горизонтом. Важную роль в ней играют полимиктовые песчаники, алевролиты и крайне редко – грубообломочные разности. Мощность свиты варьирует в кремнистых фациях от 7-до 150 м и возрастает до 700-800 м за счет присутствия в разрезе песчаников и глинистых пород. Свита занимает стратиграфический интервал, охватывающий четыре конодонтовые зоны (punctata – rhenana), и соответствует среднему-верхнему франу (доманиковый-аскынский горизонты западного склона Ю. Урала).

В ВМЗ с мукасовской свитой сопоставляется бабарыкинская толща, являющаяся ее полным возрастным и литологическим аналогом. Мощность толщи достигает 300 м.

В Сакмарской зоне с мукасовской свитой соотносится нижняя часть егиндинской свиты, сложенная кремнисто-глинистыми породами мощностью 300–400 м.

В Уйско-Новооренбургской подзоне мукасовской свите синхронна арсинская толща, представленная серицит-кремнистыми сланцами, аповулканогенными сланцами, метаалевролитами с характерным комплексом конодонтов.

Мощность толщи составляет не менее 500 м.

В Зауралье аналоги мукасовской свиты установлены в Троицко-Буруктальской зоне (Иванов, 2001), где они входят в состав камышлыаятской свиты.

К франско-фаменскому интервалу в ЗМЗ относятся выделенные нами стратоны: бугодакская и биягодинская свиты. Бугодакская свита представляет собой вулканогенную толщу, сложенную базальтами, андезибазальтами, их туфами, с пачками микститов и туффитов. Район ее распространения охватывает территорию севернее оз. Бол. Бугодак. Мощность толщи 500–1300 м.

Возраст соответствует зонам linguiformis – Early–Middle triangularis, отвечающим самым верхам аскынского горизонта франского яруса и барминскому горизонту нижней части фаменского яруса.

В южном и западном направлениях бугодакская свита фациально замещается осадочной биягодинской свитой. В стратотипе на р. Бол. Кизил у д. Идяш-Кускарово она имеет отчетливо выраженное двучленное строение.

Нижняя подсвита сложена полимиктовыми ритмитами, во многих разрезах содержит многочисленную фауну конодонтов, характерных для зоны linguiformis.

Верхняя подсвита представляет собой конседиментационный микстит (олистострому). Она датируется зонами Early-Late triangularis фамена. Суммарная мощность свиты варьирует от первых метров до 600 м (см. рис. 3).

В ВМЗ аналоги бугодакской свиты выделены в аблязовскую толщу. Она сложена аналогичными вулканитами с резко подчиненными туффитами и известняками. Мощность аблязовской толщи достигает 1200 м. Фаунистическая характеристика аналогична биягодинской свите.

В Сакмарской зоне по имеющимся палеонтологическим данным вероятно присутствие в разрезе синхронных отложений — переходных от егиндинской к зилаирской свите.

В Уйско-Новооренбургской подзоне с бугодакской свитой коррелируется вулканогенно-осадочная шелудивогорская толща. Ал. В. Тевелев, И. А. Кошелева (2002) отнесли ее к абсарокит-шошонитовой вулканической формации, тем самым подчеркнув ее своеобразие, на которое обращали внимание все исследователи (Кабанов, 1981; Коротеев и др., 1976; Язева, Бочкарев, 1998; Иванов и др., 1996). Однако, находки позднефранских конодонтов (Артюшкова, Маслов, 1998) дают основание сопоставлять шелудивогорскую толщу не с фаменскими вулканогенными комплексами, а именно с бугодакской свитой, занимающей пограничный фран-фаменский интервал. Мощность толщи в пределах 400–1000 м.

В Кочкарско-Адамовской зоне, согласно Легенде… (1998), на этом уровне условно показана “немая” кабанская толща.

Фаменский ярус в ЗМЗ представлен одним стратоном — зилаирской свитой. Она сложена граувакковым флишем, которым выполнены синклинальные структуры разного порядка. Мощность ее составляет 300–800 м. Стратиграфический диапазон свиты установлен в объеме всего фаменского яруса. В основании свиты во многих разрезах характерен комплекс конодонтов зон Late triangularis – crepida, что позволяет нам говорить об изохронном характере нижней границы свиты по всей территории ее развития (Артюшкова, Маслов, 2005). Верхи зилаирской свиты охарактеризованы конодонтами, распространенными в кушелгинском и лытвинском горизонтах в верхах фамена.

В ВМЗ зилаирской свите соответствуют вулканиты новоивановской толщи и шумилинской свиты, суммарная мощность которых 500–1000 м. С верхней частью зилаирской свиты коррелируется карбонатная свита горы Магнитной.

В Нижнесанарско-Текельдытауской и Троицко-Буруктальской зонах с зилаирской свитой коррелируется ащисуйская толща, сложенная органогенными известняками с многочисленной фауной и редкими прослоями базальтов.

Мощность толщи 300–800 м.

В Троицко-Буруктальской зоне к фамену относится верхняя часть кремнисто-терригенной камышлыаятской свиты, охарактеризованная конодонтами зон crepida – rhomboidea (Иванов, 2001) и более высоких зон фамена (Дегтярев и др., 2000).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ Биостратиграфические исследования, проведенные автором диссертации, были направлены на решение проблемы возраста вулканогенных образований и разработку схемы стратиграфии для девона Магнитогорской мегазоны и Зауралья. Эти исследования осуществлялись в кооперации с работами по созданию новой серии Государственных геологических карт масштаба 1:200 000.

Благодаря участию в Федеральной программе ГДП-200 автором был получен огромный палеонтологический материал, который использован при составлении карт и легенд к ним. На основе новых данных уточнено расчленение и проведена корреляция девонских отложений на территории Ю. Урала.

Палеонтологическое обоснование по конодонтам получили девонские стратоны стратотипической местности, выделенные Л. С. Либровичем (1936), Ф. И. Ковалевым (1944) и О. А. Нестояновой в ЗМЗ. Возраст их в настоящее время твердо установлен, и вся корреляция палеозойских толщ на Ю. Урале проводится на единой основе. Наиболее важные из полученных научных результатов можно сформулировать следующим образом.

1. В ходе целенаправленного биостратиграфического изучения девонских вулканогенно-кремнистых толщ Ю. Урала создана палеонтологическая база для дробного их расчленения и корреляции по конодонтам. Для последовательных изохронных стратиграфических интервалов выявлены характерные конодонтовые ассоциации, включающие зональные виды-индексы и руководящие формы. Установлены конодонтовые комплексы, характеризующие местные стратиграфические подразделения.

2. По конодонтам доказана непрерывная стратиграфическая последовательность для девонских отложений ЗМЗ, в которой отчетливо выражен ряд корреляционных уровней, связанных с нижними границами стратонов. Первый из них, в подошве ирендыкской свиты, отвечает основанию эйфельского яруса среднего девона (нижней границе зоны partitus). Второй уровень, отмечающий нижнюю границу ярлыкаповской свиты, располагается в основании зоны ausrtalis верхов эйфеля. Наиболее ярко выражен третий корреляционный уровень, фиксирующий нижнюю границу мукасовской свиты в основании зоны punctata (основание среднего франа). С основанием подзоны Late triangularis в низах фаменского яруса верхнего девона, с нижней границей зилаирской свиты может быть связан четвертый корреляционный уровень. Намечается еще один уровень, важный для решения стратиграфических задач в широком плане. Это основание мостостроевского вулканогенного комплекса, датируемое началом эмса (по комплексу Polygnathus kitabicus и Pol. excavatus), которое связывается с началом девонского вулканизма на Ю. Урале.

3. Разработана новая версия схемы стратиграфии девона восточного склона Ю. Урала, в которой стратиграфическое положение стратонов и их границы обоснованы конодонтами. Однозначно решены многие спорные вопросы относительно объемов местных стратиграфических подразделений и их корреляции. Выделены новые свиты (ярлыкаповская, биягодинская, бугодакская и актауская). Существенно уточнены объемы и границы ключевых стратонов региона (мостостроевский вулканогенный комплекс, баймак-бурибайская, ирендыкская, карамалыташская, улутауская и мукасовская свиты).

4. Нижнедевонские (доэмсские) отложения в Магнитогорской мегазоне являются авулканическими. Отчетливые признаки первого проявления вулканизма в девоне в ЗМЗ зафиксированы в начале эмсского века раннего девона (субщелочные базальты мостостроевского комплекса). В позднеэмсское время вулканизм был выражен уже масштабно (баймак-бурибайская свита) и продолжался до начала фаменского века позднего девона (бугодакская свита).

В то же время в пределах Восточно-Магнитогорской зоны вулканическая деятельность не прекращалась до конца девонского периода.

Интервал, соответствующий зонам punctata – Late rhenana, характеризуется повсеместным кремненакоплением на всей территории Ю. Урала (мукасовская свита и ее аналоги: бабарыкинская и арсинская толщи в ВМЗ, егиндинская свита в Сакмарской зоне).

Установлено широкое развитие конденсированных кремнистых толщ, охватывающих большой стратиграфический интервал (актауская свита и ее аналоги: соленодольская толща в ВМЗ, сухтелинская — в одноименной зоне, сарбайская — в Сакмарской зоне).

5. Определено стратиграфическое положение двух рудовмещающих свит, ранее помещавшихся в разные интервалы, соответственно, силура и нижнего – среднего девона.

Баймак-бурибайская свита имеет стратиграфический объем конодонтовых зон serotinus – patulus. Выяснено, что площадь распространения вулканогенных образований баймак-бурибайской свиты не ограничена только югом ЗМЗ, как считалось ранее. Доказаны синхронные рудовмещающие вулканиты в Сакмарской зоне (нижняя подсвита утягуловской свиты) и в ВМЗ (киембаевская свита).

Стратиграфический объем другой рудовмещающей свиты, карамалыташской, соответствует конодонтовым зонам australis – kockelianus. По конодонтам доказано, что фациальным аналогом вулканитов карамалыташской свиты является яшмовая толща, залегающая на ирендыкской свите — ярлыкаповская свита. В ВМЗ полным возрастным аналогом карамалыташской свиты являются рудовмещающая александринская толща и нижняя часть гумбейской свиты.

Основные публикации 1. Артюшкова О. В., Барышев В. Н. О границе между франскими и фаменскими отложениями юга Магнитогорского мегасинклинория // Верхний докембрий и палеозой Южного Урала. – Уфа: БФАН СССР, 1982. – С. 77–82.

2. Маслов В.А., Барышев В.Н., Родионов В.Ю., Артюшкова О.В. Стратиграфическое расчленение и палеонтологическое обоснование возраста рудоносных формаций Сибайского рудного района: Препр. / АН СССР. Башкирский филиал. Ин-т геологии. – Уфа, 1983. – 44 с.

3. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Барышев В. Н. Обоснование возраста рудоносных комплексов Бурибаевского рудного района по фауне конодонтов: Препр. / АН СССР. Башкирский филиал. Ин-т геологии. – Уфа, 1984. – 46 с.

4. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Барышев В. Н. Стратиграфия рудовмещающих девонских отложений Сибайского района. – Уфа: БФАН СССР, 1984. – 97 с.

5. Артюшкова О. В. О возрасте мукасовской толщи // Биостратиграфия и литология палеозоя Южного и Среднего Урала. – Уфа: БФАН СССР, 1985. – С. 18–21.

5. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Барышев В. Н. Биостратиграфические критерии расчленения и корреляции вулканогенных эвгеосинклинальных комплексов (на примере вулканогенных толщ Южного Урала) // Геологическое картирование магматических комплексов Урала: Мат-лы 5 Уральск. Петр. Совещ. – Свердловск, 1986. – С. 91–92.

7. Маслов В. А., Артюшкова О. В. Стратиграфическое расчленение и корреляция девонских вулканогенных толщ Магнитогорского мегасинклинория // Типы магматизма Урала. – Свердловск, 1987. – С. 72–83.

8. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Барышев В. Н. Стратиграфическое расчленение девонских отложений Магнитогорского мегасинклинория // Сов. геология. – 1987 а. – № 9. – С. 61–71.

9. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Павлов В. В., Барышев В. Н. Обоснование возраста по фауне конодонтов вулканогенно-осадочных толщ Узункырской зоны (район Юлдашевской структуры): Препр. / АН СССР. Уральск. отделение. Башкирск. науч.

центр. Ин-т геологии. – Уфа, 1987 б. – 31 с.

10. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Барышев В. Н. Новые данные по палеонтологическому обоснованию среднедевонских эвгеосинклинальных вулканогенных комплексов Южного Урала // Изв. АН СССР. – Сер. геол. – 1988. – № 4. – С. 137–140.

11. Черкасов В. Л., Маслов В. А., Артюшкова О. В., Барышев В. Н. Новые данные о возрасте вулканитов Домбаровского рудного района // Биостратиграфия девона и карбона Урала. – Уфа, 1988. – С. 11–14.

12. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Барышев В. Н Проблемные вопросы стратиграфии девонских вулканогенных комплексов Магнитогорского мегасинклинория // Проблемы стратиграфии Урала. Девонская система. – Свердловск, 1990. – С. 34–38.

13. Артюшкова О. В. О конденсированных разрезах девона северной части Сакмарской зоны на Южном Урале // Палеонтология и стратиграфия девона и карбона Южного Урала / ИГ БНЦ РАН. – Уфа, 1991. – С. 41–45.

14. Маслов В. А., Артюшкова О. В. Актауская свита западного борта Магнитогорского мегасинклинория (средний и верхний девон) // Палеонтология и стратиграфия девона и карбона Южного Урала. – Уфа: БНЦ УрО АН СССР, 1991. – С. 46–53.

15. Артюшкова О. В., Маслов В. А., Тищенко В. Т. Новые данные по стратиграфии палеозоя северной части Сакмарской и Присакмарской зон Южного Урала: Препр. / АН СССР. Уральск. отделение. Башкирск. науч. центр. Ин-т геологии. – Уфа, 1991. – 28 с.

16. Артюшкова О. В. Стратиграфия среднедевонских вулканогенно-кремнистых толщ Магнитогорского мегасинклинория на основе фауны конодонтов: Автореф. дис....

канд. геол.-минер. наук. Екатеринбург, 1992. – 23 с.

17. Маслов В. А., Черкасов В. Л., Тищенко В. Т., Смирнова И. А., Артюшкова О. В., Павлов В. А. Стратиграфия и корреляция вулканогенных комплексов основных медноколчеданных районов Южного Урала. – Уфа: УНЦ РАН, 1993. – 216 с.

18. Наседкина В. А., Маслов В. А., Зенкова Г. Г., Артюшкова О. В., Сегедин Р. А.

Схема стратиграфии девонских отложений Урала // Объяснительная записка к стратиграфическим схемам Урала (докембрий, палеозой) / Мат-лы и решения / IV Уральск.

межвед. стратигр. совещ. – Екатеринбург, 1994. – С. 72–90.

19. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Пазухин В. Н. К вопросу о возрасте вулканогенноосадочного комплекса района дер. Новобайрамгулово // Ежегодник – 1993 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 1994. – С. 43–47.

20. Маслов В. А., Артюшкова О. В. Ревизия возраста вулканогенно-осадочной толщи горы Острой // Ежегодник–1994 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 1995. – С. 30–32.

21. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Нурмухаметов Э. М. Об объеме франских отложений Магнитогорского мегасинклинория // Ежегодник–1995 / УНЦ РАН. – Уфа, 1996. – С. 47–50.

22. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Абрамова А. Н. Новые данные по стратиграфии нижнего и среднего палеозоя Башкирского Урала // Проблемы региональной геологии, нефтеносности, металлогении и гидрогеологии Республики Башкортостан. – Уфа: ИГ УНЦ РАН, 1997. – С. 100–109.

23. Артюшкова О. В., Маслов В. А. Палеонтологическое обоснование стратиграфического расчленения дофаменских вулканогенных комплексов Верхнеуральского и Магнитогорского районов. – Уфа, 1998. – 156 с.

24. Абрамова А. Н., Маслов В. А., Артюшкова О. В., Барышев В. Н. О нижней границе зилаирской свиты в разрезе у д. Яумбаево // Ежегодник–96 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 1998. – С. 32–34.

25. Маслов В. А., Артюшкова О. В. К вопросу о возрасте ирендыкской свиты северной части Магнитогорского мегасинклинория // Ежегодник–1996 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 1998. – С. 51–54.

26. Якупов Р. Р., Мавринская Т. М., Артюшкова О. В. Новые данные по стратиграфии палеозойских отложений Межкракинской зоны // Ежегодник–1996 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 1998. – С. 35–38.

27. Тевелев Ал. В., Артюшкова О. В., Борисенок В. И., Кошелева И. А., Курковская Л. А., Маслов В. А. Новые данные о возрасте и структуре палеозойских комплексов Сухтелинской зоны на восточном склоне Южного Урала // Бюлл. МОИП, отд. геол. – 1998. – Т. 73, Вып. 5. – С. 63–65.

28. Нурмухаметов Э. М., Артюшкова О. В., Маслов В. А. Бугодакская толща франского яруса Южного Урала // Ежегодник – 1997 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 1999. – С. 36–40.

29. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Нурмухаметов Э. М. Франские отложения Магнитогорского мегасинклинория: Препр. / Российск. Академия наук. Уфимск. науч.

центр. Ин-т геологии. – Уфа, 1999. – 82 с.

30. Маслов В. А., Якупов Р. Р., Артюшкова О. В., Мавринская Т. М., Новые данные по стратиграфии палеозоя зоны массивов Крака (Южный Урал) // Ежегодник–1997 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 1999. – С. 29–36.

31. Маслов В.А., Артюшкова О.В. Проблемные вопросы стратиграфии палеозойских комплексов восточного склона Южного Урала // Геология и полезные ископаемые Республики Башкортостан, проблемы и перспективы освоения минерально-сырьевой базы: Мат-лы III Респ. геол. конф. – Уфа: ИГ УНЦ РАН, 1999. – С. 7-16.

32. Артюшкова О. В., Маслов В. А. О выделении баймак-бурибайской свиты на севере Магнитогорской мегазоны // Геологический сборник № 1 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 2000. – С. 61–62.

33. Маслов В. А., Артюшкова О. В. Стратиграфия палеозойских образований Учалинского района Башкирии. – Уфа, 2000. – 123 с.

34. Артюшкова О. В. Конодонтовые комплексы эмса – среднего девона Магнитогорского мегасинклинория и их стратиграфическая приуроченность // Бюлл. МОИП.

Отд. геол. – 2000. – Т. 75. Вып. 2. – С. 16–23.

35. Маслов В. А., Артюшкова О. В. Особенности осадконакопления в позднем фране западной части Магнитогорской мегазоны // Осадочные бассейны Урала и прилегающих регионов: закономерности строения и минерагения. – Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2000. – С. 112–116.

36. Маслов В. А., Артюшкова О. В. Нижнедевонские (доэмсские) отложения Магнитогорской мегазоны // Геологический сборник № 2 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 2001. – С. 80–87.

37. Маслов В. А., Артюшкова О. В. Стратиграфия и корреляция девонских отложений Сибай-Баймакского района Башкирии. – Екатеринбург, 2002. – 199 с.

38. Абрамова А. Н., Артюшкова О. В. Проблема границы нижнего и среднего девона на Южном Урале и возможности ее решения на разрезе Сакаска // Экологические аспекты Юмагузинского водохранилища. – Уфа: Гилем, 2002. – С. 21–31.

39. Маслов В.А., Артюшкова О.В., Якупов Р.Р., Абрамова А.Н., Мавринская Т.М.

Стратиграфия палеозойских комплексов Республики Башкортостан как основа для составления геологических и прогнозно-металлогенических карт // Минерально-сырьевая база Республики Башкортостан: реальность и перспективы: Мат-лы Респ. научно-практ.

конф. – Уфа: Тау, 2002. – С. 501-508.

40. Веймарн А. Б., Абрамова А. Н., Артюшкова О. В., Барышев В. Н., Дегтярев К. Е., Кононова Л. И., Маслов В. А., Мосейчук В. М., Пазухин В. Н., Пучков В. Н., Тевелев Ал. В., Шмелев И. В., Яркова А. В. Типы разрезов отложений фаменского яруса Южного Урала // Бюлл. МОИП. Отд. геол. – 2002. – Т. 77. Вып. 1. – С. 32–42.

41. Абрамова А. Н., Артюшкова О. В. Новые данные о положении границы эмсского и эйфельского ярусов на Южном Урале // Вопросы стратиграфии фанерозоя Поволжья и Прикаспия / Под ред. А.В. Иванова, В.А. Мусатова. – Саратов: Изд-во Сарат.

ун-та, 2004. – С. 70–78.

42. Abramova A. N., Artyushkova O. V. The Frasnian-Famennian boundary in the Southern Urals // Geol. Quarterly. – 2004. – 48 (3). – Special issue. – P. 217–231.

43. Veimarn A. B., Puchkov V. N., Abramova A. N., Artyushkova O. V., Baryshev V. N., Degtyaryov K. E., Kononova L. I., Maslov V. A., Mosejchuk V. M., Pazukhin V. N., Pravikova N. V., Tevelev Al. V., Yarkova A. V. Stratigraphy and geological events at the Frasnian-Famennian boundary in the Southern Urals // Geol. Quarterly. – 2004. – 48 (3). – Special issue. – P. 233–244.

44. Артюшкова О. В., Маслов В. А. Стратиграфия надмукасовских отложений (фаменский ярус, зилаирская свита) на Южном Урале по конодонтам // Стратиграфия.

Геологическая корреляция. – 2005. – Т. 13, № 2. – С. 57–73.

45. Artyushkova O. V., Maslov V. A. Detailed correlation of the Devonian deposites in the South Urals and some aspects of their formation // Bulletin of Geosciences. – 2008. – V. 83, № 4. – P. 391–399.

46. Артюшкова О. В., Маслов В. А. О положении границы франского и фаменского ярусов на Южном Урале // Новости палеонтологии и стратиграфии. Вып. 10–11:

Приложение к журналу «Геология и геофизика». – 2008. – Т. 49. – С. 81–85.

47. Маслов В. А., Артюшкова О. В., Якупов Р. Р., Мавринская Т. М. Проблемные вопросы стратиграфии нижнего и среднего палеозоя Южного Урала // Геологический сборник № 7 / ИГ УНЦ РАН. – Уфа, 2008. – С. 193–206.

48. Матвеева Е. А., Артюшкова О. В., Якупов Р. Р., Маслов В. А., Тевелев Ал. В.

Конденсированный разрез девона Уйской шовной зоны Южного Урала // Бюлл. МОИП.

Отд. геол. – 2008.– Вып. 6. – С. 53–55.

Технический редактор А.П. Черников Подписано к печати 15.05.2009 г.

Формат 6084/16. Бумага офсетная № 1.

Гарнитура «Ньютон». Печать ризографическая.

Усл. печ. л. 2,33. Уч.-изд. л. 2,83.

Тираж 130 экз. Заказ 2Отпечатано в ООО «ДизайнПолиграфСервиc».

450000 г. Уфа-центр, ул. К. Маркса, 37, корп. 3, оф. 2Тел. (347) 291-13-60. Эл. почта: dizain_press@mail.ru






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.