Диссертации » Науки о Земле » Общая и региональная геология

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Конденсированные отложения варангуского и латорпского горизонтов (нижний ордовик) российской части Балтийско-Ладожского глинта
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Конденсированные отложения варангуского и латорпского горизонтов (нижний ордовик) российской части Балтийско-Ладожского глинта"

Санкт-Петербургский государственный университет

На правах рукописи 003457Б15

Ершова Виктория Бэртовна

Конденсированные отложения варангуского и латорпского горизонтов (нижний ордовик) российской части Балтийско-Ладожского глинта

Специальность 25.00.01 - общая и региональная геология Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2008

' 2 ДГ; у

003457615

Работа выполнена на кафедре динамической и исторической геологии геологического факультета Санкт-Петербургского государственного университета.

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, профессор Бискэ Георгий Сергеевич, Санкт-Петербургский государственный университет

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Чехович Петр Андреевич, музей землеведения Московского государственного университета, Москва

кандидат геолого-минералогических наук Якобсон Ким Эдуардович, Всероссийский научно-исследовательский геологический институт (ВСЕГЕИ), Санкт-Петербург.

Ведущая организация: Всероссийский нефтяной научно-исследовательский геологоразведочный институт (ВНИГРИ)

Защита диссертации состоится 25 декабря 2008 г. в 15 часов в ауд. 52 Главного здания СПбГУ, на заседании совета Д 212.232.47 по защите докторских и кандидатских диссертаций при Санкт-Петербургском государственном университете.

Адрес: 199034 Санкт-Петербург, Университетская набережная 7/9, геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке Санкт-Петербургского государственного университета

Автореферат разослан « » ноября 2008 г.

Отзывы на диссертацию и автореферат в двух экземплярах просьба направлять по адресу: 199034 Санкт-Петербург, Университетская наб. 7/9, геологический факультет, диссертационный совет Д 212.232.47, ученому секретарю.

Ученый секретарь диссертационного совета,

кандидат геолого-минералогических наук

^ Калмыкова Н.А.

Общая характеристика работы

Актуальность. Изучение ордовикских отложений Баптийско-Ладожского глинта и Ордовикского плато, продолжается уже почти два века. В качестве приоритетных направлений исследований ордовика традиционно выступают палеонтология и биостратиграфия. Детальные ли-тостратиграфические исследования ордовика приглинтовой полосы силами сотрудников и студентов СПбГУ, под руководством A.B. Дронова, начались лишь в начале 1990-х гг. и позволили создать схему расчленения большей части «глауконитовых известняков» (Дронов, Федоров, 1993; Дронов и др., 1995) более дробную, чем имеющиеся зональные биостратиграфические схемы. При этом схема литостратиграфического расчленения нижележащих «глауконитовых песков» оставалась не столь детальной, процессы, приведшие к образованию конденсированных отложений были ясны не окончательно. Автор счел необходимым продолжить детальные исследования ордовикских отложений глинта и изучить так называемые «глауко-нитовые пески» - незначительный по мощности интервал разреза, представленный кварцевыми, глауконит-кварцевыми, кварцево-глауконитовыми песками и песчаниками, глинами, глинистыми известняками, а также нижнюю часть «глауконитовых известняков», представленную глауконитовыми известняками с редкими прослоями глин. Выбранный стратиграфический интервал в северо-западной России официально подразделяется на назиевскую и леэтсе-скую свиты и соответствует двум балтоскандинавским горизонтам - варангускому и латорп-скому (Решения ...1987) (верхняя часть тремадокского и флоский ярусы нижнего ордовика МСШ). Этот интервал характеризуется минимальными мощностями, высокой степенью конденсации практически полным отсутствием первично-осадочных текстур и охватывет более 7 млн. лет геологической истории исследуемого региона.

Цель и задачи работы. Целью настоящей работы является выявление закономерностей в распределении отложений варангуского и латорпского горизонтов вдоль российской части Балтийско-Ладожского глинта и реконструкция палеогеографических и седиментологических условий образования этих отложений.

Для достижения цели были поставлены следующие задачи:

1) Поиски, детальное описание и послойное опробование разрезов варангуского и латорпского горизонтов вдоль всей российской части Балтийско-Ладожского глинта;

2) Изучение литологических свойств пород, слагающих исследуемый интервал, с использованием различных лабораторных методов;

3) Литостратиграфическое расчленение и корреляция отложений варангуского и латорпского горизонтов;

4) Исследование распределения зональных видов конодонтов и биостратиграфическая корреляция разрезов;

5) Палеогеографическая и седиментологическая интерпретация полученных данных.

Научная повита. Разработана новая схема литофациальной зональности варангуско-латорпских отложений российской части Балтийско-Ладожского глинта. Предложена новая палеогеографическая интерпретация обстановок осадконакопления в раннем ордовике Балтийского палеобассейна, принципиально отличная от общепринятой.

Теоретическое и практическое значение. Основные результаты могут быть использованы при последующих исследованиях ордовика Балтоскандии и дальнейших палеогеографических реконструкциях раннеордовикского Балтийского палеобассейна. Основные защищаемые положения.

1. В отложениях варангуского и латорпского горизонтов, прослеженных вдоль российской части Балтийско-Ладожского глинта, установлена отчетливая литофациальная зональность, отражающая тенденцию к увеличению мощности и полноты разреза в северном направлении.

2. Накопление конденсированных толщ «глауконитовых песков» и «глауконитовых известняков» рассматриваемого интервала происходило на пологих склонах и частично на вершине огромной отмели, простиравшейся от острова Готланд до российского Заволховья.

3. В варангуское - латорпское время к северу от глинта, на месте современного Финского залива располагался соединенный с бассейном Московской синеклизы морской пролив, унаследованный с пакерортского времени.

4. Глубина бассейна, располагавшегося к северу от Глинта, превышала глубину фотиче-ской зоны.

Материал. В основу работы были положены личные геологические наблюдения и материал, собранный автором в течение 6 полевых сезонов 2003-2008 гг. Большая часть фактического материала была собрана автором в ходе прохождения, а затем проведения Ордовикской стратиграфической практики геологического факультета СПбГУ.

Апробация работы.

Основные результаты исследований отражены в 6 докладах на конференциях, в 2004 г. на совещании международной группы по ордовику Балтоскандии «WOGOGOB» (2004, Тарту), на 6-ой Балтийской стратиграфической конференции (2005 г., Санкт-Петербург), 4th International Bioerosion Workshop (Прага, 2004 г.), Геологи XXI века, (Саратов, 2004 г.) и EURO-CLAY (Авейро, 2007г.).

Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, 9 глав, заключения и списка литературы общим объемом 204 машинописные страницы, проиллюстрирована 40 рисунками, содержит 22 внутритекстовые таблицы и дополнена одним приложением. Список литературы включает 140 названий.

Спутниками автора на различных этапах полевых работ были: Федоров П.В. (СПбГУ), Рожнов С.В.и Кушлина В.Б. (ПИН РАИ), студенты геологического факультета СПбГУ — Середа Е., Петренко А., Стеганцев А., Разумкова Е., Грундан Е., Литвинов Е., Ли А., Боярская В., Яковлева А., Ляшенко Д., Брыскова И., Четверикова К., аспирантка геологического факультета МГУ Коромыслова A.B. Всем им автор выражает глубокую благодарность. Отдельную благодарность автор хочет выразить Э.А. Гойло, С.Н. Лессовой (СПбГУ) и д-ру Йорну Касбому (Грейфсвальдский университет, Германия) за помощь в изучении глауконита; сотрудникам лаборатории им. О. Шмидта (АНИИ), особенно Ивановой В.В. за предоставления возможности работы на современных микроскопах. Т.Ю. Толмачеву благодарю за консультации по определению конодонтов, а также за помощь в фотографировании конодонтовых элементов.

Особую благодарность автор выражает сотрудникам каф. динамической и исторической геологии геологического факультета СПбГУ за помощь, поддержку и консультации на всех этапах работы, и отдельно доценту П.В.Федорову, который на протяжении 6 лет помогал в проведении полевых работ и консультировал по всем вопросам, связанным с диссертацией, а также руководителю работы, профессору Г.С. Бискэ за безотказность в обсуждении хода работы и конструктивную критику.

Глава 1. Краткая характеристика ордовикского Балтийского палеобассейна

Под Балтийском палеобассейном подразумевается эпиконтинентальный водоем, располагавшийся на палеоконгиненте Балтия (т.е. раннепалеозойском континенте ВосточноЕвропейской платформы), ограниченный на западе морем Торнквиста на севере и юге Фенно-скандинавской и Сарматской сушей соответственно. В таких границах бассейн охватывает площади современного Балтийского моря, всю Прибалтику и большие территории, примыкающие к ней с востока и северо-востока, основную часть Польши, почти всю Швецию и значительную часть Норвегии (Мянниль, 1966). О положении континента Балтия, в который огромным заливом вдавался папеобассейн, не существует однозначного мнения. Согласно реконструкциям одних авторов (Torsvik 1998; Scctese 2000; Cocks et al, 2005) Балтия располагалась в кембрии и начале ордовика в умеренных широтах южного полушария (30-65° ю.ш.); по данным других исследователей (напр. Лубнина и др., 2005) Восточно-Европейский континент в ордовике достигал 20° ю. ш. Некоторые отечественные исследователи (Диденко и др., 2001) считают, что современная северо-восточная часть континента находилась в приэкваториальных широтах.

Выходы ордовика в Балтоскандии (рис. 1) приурочены к небольшим остаточным впадинам на западе Балтийского щита, к северо-западному краю чехла Русской плиты в районе островов Борнхольм, Эланд, Осмусаар, Пакри, и главном образом к денудационному уступу, простирающемуся на 600 км вдоль южных берегов Финского залива и Ладожского озера, от мыса Пакри (Эстония) на западе - до р. Сясь (Ленинградская область, Россия) на востоке (Kink et al., 2004), за которым закрепилось предложенное В. В. Ламанским (1901) название «Балтийско-Ладожский глинт» (далее Глинт).

Польско-германские каледониды

Условные обозначения

^ .... Площади современного распространения ордовикских отложений в Балтоскандии

■ Области естественных выходов ордовикских отложений

\ Линия Торнкаиста

Границы фациальных зон (конфацмальных поясов)

^ Эстонско-Литовская зона

Шведско-Латвийская зона

^ Сконенская зона

Фронт надвигое норвежских каледонид

о

Москва

Рис. 1. Схематическая карта современного распространения ордовикских отложений Балтийского па-леобассейна, с указанием границ фациальных зон (конфациальных поясов) (Федоров, 2003)

Глава 2. Основные черты геологического строения изученной территории.

В главе дан краткий обзор геологического строения и стратиграфической последовательности нижнепалеозойских отложений Ленинградской области.

Глава 3. Историко-стратиграфический обзор расчленения

«глауконитовых песков» и «глауконитовых известняков»

3.1. Местные стратиграфические подразделения. История изучения ордовикских отложений Балтийско-Ладожского глинта продолжается около 200 лет. За столь долгий период, этими отложениями занимались многие исследователи, создавшие ряд схем их стратиграфического расчленения. Межведомственным стратиграфическим совещанием (МСС) была принята схема расчленения ордовикских отложений северо-запада СССР, включающая в себя последовательности местных стратиграфических подразделений - свит (Решения...,1987). Рассматриваемый интервал ордовикского разреза был разделен на назиевскую и леэтсескую свиты.

3.2. Региональные стратиграфические подразделения

Варангуский горизонт.

Выделен Р. Мяннилем (= цератопигиевый горизонт Мянниль, 1966). Включает отложения, залегающие между пакерортским и латорпским горизонтом, относимые к верхнему тремадоку (см. табл.1). Подошва горизонта проводится в основании конодонтовой зоны Ракоед с!е1пГег.

Латорпский горизонт

В. Яануссон в 1960 г. предложил для обозначения «глауконитового песка» и нижней части «глауконитового известняка» Северной Прибалтики новый термин «латорпский горизонт» (Мянниль, 1966) (см. табл.1). Нижней границе горизонта отвечает резкая смена многих групп ископаемых организмов, таких как, граптолиты, конодонты, трилобиты, акритархи (Т)егттк, 1956; Раевская, 2000; То1тасЬеуа, 2005). Кровля горизонта надежно маркирована биострати-графически - резкой сменой фауны (Т|'еп№к 1956; Раевская, 2000; То1шасЬеуа, 2001; Коромы-слова, 2008), литологически - поверхностью длительного ненакопления осадков, называемой поверхностью «стекла» и прослеживаемой вдоль всего Глинта .

3.3. Конодонтовые зоны.

В изучаемом интервале выделяются следующие конодонтовые зоны, снизу-вверх: Ра^оёив (1еШГег, Рапж1о<)и5 ргогеи.ч, РпопкхЗия е)е§аш, Оер1кос1щ еуас. Критерии выделения всех перечисленных зон - первое появления вида индекса. Конодонтовые зоны исследуемого интервала хорошо прослеживаются на эстонской части Глинта и в ордовикских отложения Швеции (Упга ег а1, 2001; Уша ее а!, 2006; 1л^геп, 1993; Lofgren, 1994; То1шасЬеуа, 2001).

У ~ О =

I 2 3¡

Vt <ti С

Горизонты

Конодонтовые зоны

Свиты

Традиционные подразделения

5

Лапин-ский

Г

I

¥ 1

ех ь-

¡X .2

<

¡Волховский

В. navis j В. triangularis

Qcptkvdttx е\ш

Волховская

J-2 Е

§ S

г

fitip ни VI кий

ЛаТОрПСКИЙ Pri<JHÍ(ntus

с'ецрт РттМ'мНь proteos

Pa/t'-Ли- /ИШгг

¡Пакерортский

С. angukttus • С. proavus

It >Uvl«

■HMHNNt

Копорская j

i 1 1

Тосиенская

Диктиоиемо-вые сланцы

Оболовые пески

Табл. I. Положение изученного интервала (выделен заливкой) на схеме стратиграфического расчленения нижнего и нижней части среднего ордовика российской части Глинта, составлена с использованием публикаций: Дронов и др., 1998; Paskevicius, 2001; Bergstrom et al., 2006; Nolvak et al., 2006

Глава 4. Методика исследований

Полевые работы. В течение шести полевых сезонов 2003-2008 гт. проводились поиски, изучение и опробование разрезов варангуского и латорпского горизонтов в долинах рек и ручьев, прорезающих Глинт от комбината «Фосфорит» на западе Ленинградской области до р. Сясь на востоке (рис.2). Общее число исследованных в ходе полевых работ разрезов - 4!. Лабораторные исследования охватывают несколько направлений:

1) Гранулометрический анализ проводился как для терригенных пород, так и для нерастворимого остатка карбонатных пород (182 пробы).

2) Минералогический анализ терригенных фракций. Расситованный материал изучался под бинокулярным микроскопом, подсчитывалось количество зерен различного состава по фракциям. Всего проанализировано 600 проб.

3) Текстурно-структурный анализ карбонатных пород и песчаников проводился посредством изучения пришлифованных пластинок (292 шт.) и шлифов (150 шт.).

4) Исследование глауконита. Рентгено-фазовый анализ глауконита (8 проб) выполнялся в СПбГУ на установке ДРОН - с Со Ка. Зёрна глауконита из девяти проб изучались, на трансмиссионном электроном микроскопе JEM 1200 (ТЭМ), 20 проб глауконита исследованы на сканирующем электронном микроскопе (JEOL JXA-840A with Quantum Si(Li) detector) в Грейфсвальдском университете (Германия).

5) Выделение и определение конодонтов. После извлечения конодонтовых элементов из породы (203 пробы) определялись только зональные виды.

Рис. 2. Схема расположения изученных разрезов на линии Балтийско-Ладожского глинта: 1- карьер комбината Фосфорит; 2 - р. Луга; 3 - р. Солка; 4 - р. Кихтолка; 5 - руч.Золотой; б-р. Сума; 7 - р. Ло-машка; 8 - р. Копорка; 9 - р. Воронка; 10 - р. Лопухинка; 11 - д. Вильповицы; 12 - г. Красное Село; 13 -Дудергофские высоты; 14 - р. Тызьва; 15 - р. Поповка; 16 - р. Ижора; 17-18 - р.р. Саблинка и Тосна; 19 - р. Войтоловка; 20 - р. Назия; 21 - карьер Путилове; 22 - р. Лава; 23 - р. Гаричи; 24 - р. Юга; 25 - р. Ко-бона; 26 - руч. Речка; 27 - р. Волхов; 28 - р. Златынь; 29 - р. Сясь

Глава 5. Описания разрезов

В главе приведены детальные описания 29 разрезов варангуского и латорпского горизонтов российской части Глинта, проиллюстрированные детальными литологическими колонками в масштабе 1:10.

К числу наложенных постседиментационных изменений отнесены преобразования состава и окраски пород варангуского и латорпского горизонтов. Эти изменения нельзя определить как локальные, поскольку они охватывали значительные территории, но в то же время ни один из наложенных процессов не имел общерегионального распространения.

На исследуемой территории широко распространены процессы наложенной доломитизации, искажающие первичные структуры и текстуры ордовикских известняков. Доломитизация может охватывать как всю породу целиком, так и развиваться пятнами. Наиболее интенсивно доломитизация проявлена на западе Ленинградской области. В исследованных породах широко развито ожелезнение, от сплошной импрегнации до отдельных рассеянных в породе мельчайших зерен окислов и гидроокислов железа.

Глауконит в породах варангуского и латорпского горизонтов является хорошим палеогеографическим индикатором. Его присутствие, а местами и преобладание, указывает на сочетание необычайно низкой скорости терригенной и биогенной седиментации с пространственно-временной стабильностью положения границ окислительных и восстановительных обстано-вок на поверхности и в верхнем слое осадков. Глауконит песчаной части изученных разрезов отличается большей зрелостью. Он, вероятно, образован по пеллетам биотурбаторов, перерабатывавших глинистые илы. Глауконит карбонатной части разрезов частично образован по биогенным субстратам. Он менее зрелый, что свидетельствует о меньшем времени его обра-

Глава 6. Вторичные изменения пород

Глава 7. Результаты изучения глауконита из варангуского и латорпского горизонтов

зования и, следовательно, некотором увеличении скорости седиментации при переходе от терригенно-аутигенного к карбонатному осадконакоплению.

Глава 8. Литофациальная зональность отложений варангуского и латорпского горизонтов

Изучение вещественного состава и структурно-текстурных особенностей отложений варангуского и латорпского горизонтов позволили обособить в пределах российской части Глинта пять литофациальных зон, разделенных переходными интервалами, в пределах которых отчетливо изменяется состав, текстурно-структурные признаки и мощности всех или почти всех элементов стратиграфической последовательности. Выявленные автором зоны получили географические названия: Кингисеппская, Ломашкинская, Тоснснская, Путиловская, Волховская. Исследованные отложения по литологическому составу и структурно-текстурным особенностям разделены на пачки, как правило, прослеживаемые только в пределах определенных литофациальных зон. Пачки обозначены в работе буквенно-цифровыми индексами.

Глава 9. Палеогеография ордовикского Балтийского палеобассейна в варангуское и латорпское время. Обстановки осадконакопления "глауконитовых песков" и нижней части "глауконитовых известняков"

Основой предлагаемой в настоящей работе интерпретации условий осадконакопления и палеогеографии варангуского и латорпского времени являются новые данные, полученные при изучении обнажений нижнего ордовика на российской части Глинта. Эти данные затрагивают, главным образом, закономерности пространственного распределения свойств слагающих исследованный интервал осадочных пород и распределения заключенных в них зональных видов конодонтов.

Дополнительная информация получена при обобщении опубликованных и фондовых описаний разрезов буровых скважин по северо-западной России, Эстонии и Латвии (Мокриенко и др., 1966; Недригайлова и др., 1965; Селиванова и др. 1960, 1963, 1971; Шмаенок и др., 1961, 1967; Ульет и др., 1981; Raukas & Teedumae, 1997). При интерпретации данных анализировались региональные палеогеографические описания, карты и схемы P.M. Мянниля (1966), Ю. Пашкявичуса (Paskevicus, 1997) и Т.Н. Херасковой с соавторами (Kheraskova et al., 2005).

9.1. Закономерности, обнаруживаемые при корреляции разрезов варангуского и латорпского горизонтов и их интерпретация

Представление сравниваемых разрезов в виде стандартной схемы корреляции стратиграфических колонок, позволяют, в нашем случае, выявить фациальную изменчивость толщ от обнажения к обнажению в направлении с запада на восток. Но для объяснения причин фаци-альной изменчивости и для восстановления палеогеографических условий образования конденсированных толщ исследованного интервала этот способ корреляции оказался непригоден.

Однако, при введении в схему корреляции третьего измерения, учитывающего не только долготное, но и широтное положение разрезов, начинают отчетливо проявляться неизвестные прежде закономерности пространственного поведения исследуемых стратонов:

1) В северном направлении увеличивается общая мощность разрезов исследованного интервала, преимущественно за счет увеличения мощности «глауконитовых песков». В этом же направлении увеличивается стратиграфическая полнота разрезов (за счет последовательного удревнения их нижних частей) и глинистость пород, зато уменьшается средний размер зерен «глауконитовых песков» и содержание в них кварца.

2) На всем протяжении российской части Глинта, непосредственно в кровле подстилающих «глауконитовые пески» отложений, нередко обнаруживаются слои пластовых фосфоритов, представляющих собой фосфатизированные корки в кровле «диктионемовых сланцев» или «оболовых песков». В самих «глауконитовых песках», обычно вблизи подошвы, встречаются маломощные горизонты конкреционных фосфоритов и, очень редко, окатыши фосфати-

зированных сланцев. В «глауконитовых известняках» разных разрезов на разных уровнях местами отмечаются фосфатизированные поверхности перерыва.

3) Варангуские отложения российской части Глинта практически бескарбонатны. Появление древнейших карбонатных пород, представленных маломощным линзуюшимся пластом известняка в междуречье Юга - Речка, приходится на время Рапш1о<1и5 рго1еи5. Прогрессирующее увеличение карбонатности «глауконитовых песков» во всех изученных разрезах приурочено ко времени РпошосЬи е^апБ (середина латорпского времени). Начало накопления собственно «глауконитовых известняков» совпадает с рубежом РпошосЫ е^апз/ Оер1коЛ15 еуае.

4) Мощность нижних пластов промышленной пачки «дикарей» - относительно толстоплитчатых глауконитовых известняков, венчающих разрез латорпского горизонта российской части Глинта, варьирует в ограниченных пределах, от 20 до 50 см. Изменение мощности «дикарей» в 2 раза происходит местами на расстоянии нескольких метров.

Наиболее важным для понимания палеогеографии и условий накопления нижней части исследованного интервала - «глауконитовых песков» - является увеличение возраста основания разрезов, а также увеличение их общей мощности, глинистости, содержания в них глауконита в северном направлении. Когда в самых южных обнажениях российской части Глинта, на месте современного комбината «Фосфорит», города Кингисепп, обнажений в низовьях рек Поповка, Тосна, Волхов и Сясь, у берега палеобассейна формировался базальный слой глауконит-кварцевых песков, в это же время в 5-20 км севернее накапливались более тонкие, преимущественно глауконитовые глинистые пески, местами, включающие пачки глин. При этом накопление «глауконитовых песков» в расположенных севернее разрезах стартовало на несколько сотен тысяч, или даже один-два миллиона лет раньше, чем в перечисленных пунктах, и тоже с базальных слоев.

Самое простое и логичное объяснение этому состоит в том, что во время накопления «глауконитовых песков» море очень медленно наступало на приглинтовую полосу - область, непосредственно обрамляющую современный Глинт - с севера, а сама приглинтовая полоса представляла собой вытянутое с запада на восток мелководье, граничащее с расположенной южнее слабо возвышенной сушей. Иными словами, к югу от российской части Глинта располагалась суша, а к северу - на месте современного Финского залива - бассейн.

Подобный вывод вступает в противоречие с общепринятыми палеогеографическими построениями, показывающими для варангуско-латорпского интервала сушу, расположенную к северу от Глинта, а к югу от Глинта - склон Московской синеклизы (Мянниль, 1966; РазЬке-укив, 1997). Тем не менее сделанный на основе сопоставления изученных разрезов вывод о существовании в варангуское - латорпское время обширной отмели, увенчанной большего или меньшего размера сушей, вершина которой располагалась к югу от Глинта, подтверждается данными бурения. При сопоставлении разрезов скважин, пробуренных в разные годы южнее Глинта в России (Мокриенко и др., 1966; Недригайлова и др., 1965; Селиванова и др. 1960,1963, 1971; Шмаенок и др., 1961,1967) и в Северной Эстонии (Каикая & Тесс!итае, 1997), повсеместно обнаруживается прогрессирующее уменьшение мощностей «глауконитовых песков» в южном направлении. В 15-20 км южнее Глинта, в Ленинградской области обосабливается обширная, неровная, вытянутая с запада на восток полоса минимальных мощностей (с участками полного отсутствия) «глауконитовых песков». Далее, при движении к югу, на территории Псковской и Новгородской областей отмечается обратная картина: мощности «глауконитовых песков» вновь возрастают до 2-3 м и, наконец, по неровной линии, соединяющей Псковское озеро, южную оконечность озера Ильмень и г. Пикалево, «глауконитовые пески» фациально замещаются в южном направлении зеленовато-серыми глинами северо-западного склона Московской синеклизы. Мощности этих глин постепенно увеличиваются на юг в направлении оси синеклизы.

При изучении опубликованных данных, полученных при обобщении скважинных материалов по Южной Эстонии и Латвии (Иаикав & Тееёишае, 1997; Ульет и др., 1981), наблюдается сходная ситуация. В южном направлении, например, на линии г. Лимбажи (северо-запад

Латвии) - Варсту (юго-восток Эстонии) маломощные, преимущественно глауконит-кварцевые песчаники с увеличением мощности переходят в кварц-глауконитовые песчаники, которые фациально замещаются глинистыми отложениями Елгавского прогиба.

Таким образом, данные бурения свидетельствуют о существовании в варангуское - ла-торпское время широкой отмели субширотного простирания, увенчанной участками низменной суши и располагавшейся посреди Балтийского палеобассейна. Склоны отмели полого погружались к югу - во впадину Московской синеклизы и к северу, к бассейну, располагавшемуся на месте современного Финского залива.

На составленных автором субмеридиональных профилях (рис. 3), построенных на основе скважинных материалов, отчетливо различимы не только изменения мощностей «глауконито-вых песков», иног да до полного их выклинивания на вершине отмели, но и аналогичные изменения мощностей подстилающих «глауконитовые пески» битуминозных сланцев. Следовательно, палеобассейн на месте Финского залива существовал уже в пакерортское время.

Пра-Фшютн бассейн

Тзур-Скрдаери ешь*

„ 8| Гошна-Сясккое иоянягие

Путилове Смсрцын* Померим: Красный умриж

10 и

10, км

йесеня Московской синеклизы Крестцы Валдай

У/V1ЛЛЛЛ1

. А*. У\ /\ /\ -А,

.АЛА г~\ /\ /Ч

. Ач Ач АЧ А /Ч А. г - /А. Ач Ач .А. .А.. А, Л А. А-. Ач Ач Ач г\

масштаб ..................

вертикальный 1:800 —

Ж. ■ук.

горизонтальный -1:1200000

Ач -А, .А. Ач А'ч Ач А*.

АЧ

Условные обозначения

глинистые отложения лягортекога и варашускоге горизонтов

"глауконитовые пески" и "глаукоиито-иые и шест шки" яаторпекош горизонта, песчажнлшшстые порозы варангусимч) горизонт»

оитумижггоые сланцы порисалуекпв и копорскон свит обояовые пески тоснеешй и кажшереской свит

нерасчленешше кембрийские отложения

Рис. 3. Разрезы нижнеордовикских отложений по профилям Пиллапалу (С. Эстония) - Тауркалие (Ю. Латвия) и Путилове - Валдай (С 3 Россия). Составлены с использованием данных К айкая & Тее&нпае, 1997; Ульет и др.; 1981, Селиванова, 1971 и фондовых материалов

Необходимо упомянуть, что к заключению о существовании в пакерортское время бассейна, располагавшегося к северу от Глинта, в свое время пришли Т.Н. Давыдова и Ц.Л. Гольдштейн (1960). К заключению о существовании в кембрии, а также в пакерортское и варангуское время северного бассейна, отделенного отмелью от бассейна Московской синеклизы, пришли впоследствии и Л.Е. Попов с соавторами (1989).

9.2. Пра-Финский бассейн и Готланд-Сясьское поднятие

Автор настоящей работы, совместно с П.В. Фёдоровым (СПбГУ), предлагает называть раннеордовикский бассейн, располагавшийся на месте Финского залива «Пра-Финским бассейном». Этот бассейн являлся частью эпиконтинентального Балтийского папеобассейна, наряду с бассейном Московской синеклизы, Елгавским прогибом и Скандинавским шельфом. Поднятие, отделявшее Пра-Финский бассейн от Елгавского прогиба и Московской синеклизы, названо нами по крайним западной и восточной точкам его распространения «Готланд-Сясьским поднятием». Собственные, опубликованные и фондовые материалы, в первую очередь, скважинные, позволяют уверенно оконтурить Готланд-Сясьское поднятие, за исключением его северо-западного склона, где граница может быть проведена только условно (рис. 4).

Длина Готланд-Сясьского поднятия достигала почти 1000 км. Ширина поднятия на территории, принадлежащей России, достигала 100-120 км.

Пра-Финский бассейн был отделен от впадины Московской синеклизы Готланд-Сясьским поднятием. Мелководье бассейна в пределах Ленинградской области и Эстонии простиралось временами севернее, временами южнее современной линии Балтийско-Ладожского глинта. Несомненно, Пра-Финский бассейн соединялся с бассейном Московской синеклизы там, где P.M. Мянниль предполагал соединение северного залива пакерортского моря с впадиной Московской синеклизы (Мянниль, 1966, рис. 48), то есть восточнее Ладожского озера.

Море Торпквиста

Условные обозначения

Границы платформы с морем Тормсвиста Контуры современного рас-Т' иространения отложении нижнего ордовика Контуры поднятий и впадин ~ я палеобассейне

И Суша

Рис. 4. Схематическая палеогеографическая реконструкция Балтийского палеобассейна для варангуского и латорпского времени с указанием местоположения впадин и поднятий бассейна

На западе Пра-Финский бассейн, вероятно, соединялся со Скандинавским шельфом Балтийского палеобассейна в районе между Аландскими островами и островом Готска-Сандён.

О глубинах уничтоженного плейстоценовыми ледниками ордовикского Пра-Финского бассейна мы можем судить лишь по косвенным данным, а именно по присутствию в пределах исследованных разрезов нескольких уровней пластовых и конкреционных фосфоритов.

Пластовые фосфориты представлены в изученных российских разрезах толстыми корками в кровле «диктионемовых сланцев» и «оболовых песков», непосредственно ниже основания разрезов «глауконитовых песков», и тонкими корками на поверхностях твердого дна в «глау-конитовых известняках». Конкреционные фосфориты представлены фосфатизированными in situ норками зарывания, образующими обширные поля в пределах отдельных пластов «глауконитовых песков» латорпского горизонта. В Северной Эстонии известны конкреционные фосфориты по норкам мягкотелых животных, приуроченные к глинисто-песчаным разрезам варангуского горизонта (Вийра и др., 1970).

Образование фосфоритов в мелководных прибрежных отложениях, как известно, связано с апвеллингами, т.е. процессами подъема глубинных вод к прибрежному мелководью (Trappe, 1998; Emelyanov, 2005). Развитие прибрежных апвеллингов происходит там, где преобладающие ветра порождают на поверхности прибрежных вод сгонные течения, при условии, что на глубинах располагаются защищенные от перемешивания и проникновения света воды. Сгонные течения, согласно теории Экмана (Воробьев, Смирнов, 1999), всегда направлены примерно на 45 угловых градусов относительно направления ветра, вправо в северном полушарии и влево - в южном. Прибрежный апвеллинг фактически представляет собой придонное противотечение, направленное из глубин к поверхности и компенсирующее сгон поверхностных вод. Воды, выносимые к поверхности апвеллингами, обогащены биогенными компонентами, в том числе фосфором, но только в тех случаях, когда глубина их формирования превышает глубину фотаческой зоны и долгое время отсутствует перемешивание глубинных и поверхностных вод. Глубина фотической зоны зависит от количества поступающей в бассейн взвеси и может варьировать от первых метров в мутных прибрежных водах до 200 м в центральных частях океанов. Предполагается, что глубина осевой части Пра-Финского бассейна в варангу-ское и латорпское время превышала 60 метров.

9.3. Развитие Пра-Фииского бассейна и Готланд-Сясьского поднятия в варангуско-латорпское время.

В варангуское время значительная часть Готланд-Сясьского поднятия находилась выше уровня моря и только его склоны были частично перекрыты водами бассейна. Существование обширной суши на вершине поднятия подтверждается данными по распределению варангу-ских отложений на территории Швеции, Эстонии Латвии и Ленинградской области (Мянниль, 1966; Ульет, 1981; Raukas & Teedumae, 1997; Paskevicus, 1997) (рис.9.11). В конце варангуского времени на территории Ленинградской области, Эстонии и большей части Латвии, произошла регрессия. Осадконакопление продолжалось только во впадинах Балтийского палео-бассейна - Елгавском прогибе, Московской синеклизе, где без стратиграфического перерыва на варангуских отложениях залегают глины латорпского возраста. Область осадконакопления, очевидно, охватывала и центральную часть Пра-Финского бассейна.

Латорпское время ознаменовалось началом новой обширной трансгрессии, которая очень медленно наступала приглинтовую область с севера, о чем свидетельствует установленное нами омоложение и уменьшение мощности «глауконитовых песков» в южном направлении. На территории Эстонии крупные острова на вершине Готланд-Сясьского поднятия оставались незатопленными к концу латорпского времени, о чем свидетельствует локальное отсутствие здесь отложений латорпского возраста (Raukas & Teedumae, 1997). Эти острова оказались залиты морем только в последующее волховское время, к их контурам приурочены минимальные мощности тойлаской свиты волховского горизонта среднего ордовика (Raukas & Teedumae, 1997). Пику позднелаторпской трансгрессии в российских разрезах, видимо, отвечают нижние пласты известняков - «дикарей» латорпского горизонта.

Автором на основании собственных данных по российской части Глинта, с учетом материалов по Эстонии и Латвии построена кривая колебания уровня моря Балтийского палеобас-сейна в варангуско - латорпское время. В изученном интервале выделяются следы двух трансгрессий - варангуской и латорпской, ранне- и поздневарангуской регрессий и мелких регрессивно-трансгрессивных эпизодов. Эта кривая существенно отличается от кривых изменений

уровня палеобассейна, предложенных предшественниками. По нашим оценкам, основанным на анализе фациального состава изученных отложений, колебания уровня Балтийского палеобассейна в варангуско-латорпское время не превышали 20-30 м.

9.4. Обстановки накопления «глаукоиитовых песков»

Конденсированная толща «глауконитовых песков» получила свое название по доминирующей породе, представляющей собой смесь компонентов различного происхождения: I) аутогенного глауконита песчано-алевритовой размерности; 2) палимпсестового кварцевого песка; 3) глины, выпавшей из водной взвеси; 4) обломков органико-фосфатных брахиопод, как толстостенных, вымытых из подстилающих отложений вместе с кварцевым песком, так и тонкостенных, захороненных in situ; 5) конодонтов, количество которых варьирует от единиц до 10000 элементов на килограмм породы; 6) карбонатного материала, тяготеющего, по нашим данным, к верхним частям разрезов. Карбонат представлен чаще всего карбонатом кальция, присутствующим в виде рассеянной иловой компоненты, нередко выступающей в качестве цемента, и разного размера биокпастов. Местами известняковая составляющая частично или полностью замещена яснокристаллическим вторичным доломитом.

Гидродинамика в области накопления «глауконитовых песков» была вялой даже в прибрежной полосе. Об этом свидетельствует редкость находок гальки нижележащих пород в основании изученных разрезов, отсутствие следов механической эрозии на поверхности подстилающих пород и очень плохая сортировка песков, в том числе базальных.

Обломочный материал - преимущественно мелко-среднезернистый кварцевый песок с фрагментами раковин оболид - поступал со слабо возвышенной суши Готланд-Сясьского поднятия, находившейся южнее. Источником песчаных зерен были кварцевые пески кембрия и ордовика, содержащие примесь раковин и детрита оболид. Эти пески слагали свод Готланд-Сясьского поднятия и никогда не перекрывались «диктионемовыми сланцами». Песок смывался дождями с вершины и пологих склонов поднятия и поступал в прибрежную зону Пра-Финского бассейна.

Значительная часть кварцевого песка оставалась захороненной на мелководье в базальном слое, только небольшое количество тонкого песка выносилось в более мористые области. Здесь на удалении от берега, но все еще в условиях мелководья, формировались преимущественно глауконитовые пески с существенной примесью глинистого материала.

Образование зерен глауконита «глауконитовых песков» на затопленных частях склонов Готланд-Сясьского поднятия начиналось, вероятно, с осаждения на дно небольших порций глинистых илов из содержащейся в воде взвеси. Глиняные частицы поступали в бассейн преимущественно с окружающей суши с речным стоком. После переработки илов илоедами в осадке появлялись свежие глинистые пеллеты. И только немногие из них могли оказаться в необходимых для начала процесса глауконитизации окислительно-восстановительных условиях, где им надлежало находиться десятки тысяч лет до превращения в зрелые зерна глауконита. Сформированные зерна могли быть перераспределены илоедами внутри осадка или вовлечены в локальные процессы переотложения.

О наличие во время формирования «глауконитовых песков» эфемерных слоев глинистого осадка на поверхности дна, смывавшихся вскоре после отложения, свидетельствует повсеместно наблюдаемое в разрезах заполнение ходов илоедов глиной.

На большем расстоянии от вершины Готланд-Сясьского поднятия, вероятно, на нижнем пределе глубины воздействия волн хорошей погоды, «глауконитовые пески» фациально замещались глинами. В разрезах переходной зоны отмечается чередование песчаных и глинистых пачек.

Карбонатность «глауконитовых песков» в целом прогрессивно увеличивается снизу-вверх, практически от нуля в основании наиболее полных разрезов до 50% на границе с известняками. В публикациях последних лет (напр. Федоров, 2001; Harris at а!., 2007), отмеченное увеличение карбонатности авторы обычно объясняют постепенным возрастанием темпе-

ратуры вод, что, по их мнению, обусловливает все более и более комфортные условия для заселения бассейна животными с карбонатным скелетом.

Однако подобная интерпретация противоречит данным о распространении в бассейне карбонатных пород. Животные с карбонатным скелетом появились на Скандинавском шельфе палеобассейна еще в раннем кембрии, когда Балтика по палеомагнитным данным располагалась еще дальше от экватора, чем в раннем ордовике. Известняки накапливались на территории южной Швеции и в раннем ордовике, как в варангуское (цератопигиевый известняк) так и в латорпское время (известняки групп Хуннеберг и Биллинген).

С учетом этих фактов можно предложить более рациональное объяснение постепенного возрастания карбонатности в разрезах «глауконитовых песков» и последующей смене «глау-конитовых песков» «глауконитовыми известняками». Оно сводится к одной причине - постепенному возрастанию солености морских вод восточных частей Балтийского палеобассейна от пониженной до почти нормальной.

Континент Балтия в раннем ордовике находился в умеренных широтах, для которых, по аналогии с современностью, скорее всего, было характерно преобладание поступления атмосферных осадков над испарением. Акватории бассейна Московской синеклизы и Пра-Финского бассейна простирались далеко вглубь континента. Поэтому они являлись бассейном водосбора для пресных вод, стекавших с окружавшей суши. Площади, на которых шло осад-конакопление в пакерортское, латорпское и, особенно, варангуское время, значительно уступали площадям, занятым водами палеобассейна в среднем ордовике (Мянниль, 1966; РавксУ!-сиэ, 1997). Соответственно, в Балтийский палеобассейн, особенно в бассейны его окруженной сушей восточной части, поступало значительное количество пресных вод.

Пресные воды, попав в морской бассейн, стремятся растечься поверх морских вод. Границей раздела вод разной плотности служит галоклин. Скорость смешения морских и пресных вод зависит от ряда факторов: исходной солености морских вод, температуры и мутности морских и пресных вод, толщины слоя пресной воды, интенсивности ветров, рельефа дна. Воды могут не смешиваться и на значительном расстоянии от источника пресных вод, тогда в бассейне возникает устойчивая стратификация с подвижным пресным верхним слоем и застойным нижним слоем морской воды. Такая стратификация существует в современных норвежских фиордах. По мнению автора, подобная стратификация имела место в Балтийском па-леобассейне в пакерортское - ранневарангуское время.

При ином сочетании параметров возможно постепенное смешение морских и пресных вод с увеличением солености в направлении от основных источников пресной воды. По этому сценарию смешиваются воды в современном Балтийском море. Можно предположить смешение вод по подобному сценарию и для восточных акваторий Балтийского палеобассейна в поздневарангуское - латорпское время. Учитывая принадлежность палеобассейна умеренным широтам, значительные площади водосборных территорий и расположение основных застойных зон на западе, на Скандинавском шельфе, такое предположение представляется вполне вероятным.

Частичное опреснение морских вод не могло препятствовать образованию глауконита, однако должно было влиять на развитие морских бентосных сообществ на востоке, вытесняя их в более благоприятные для жизни соленые воды западной части бассейна. В то время как на территории Ленинградской области Эстонии и Латвии в варангуское и начале латорпского времени накапливались «глауконитовые пески» и глины, на территории Швеции, в том числе в районе северной оконечности острова Эланд, располагавшейся на западном окончании Гот-ланд-Сясьского поднятия, уже формировались известняки.

Постепенное, но не плавное, увеличение содержания биогенной известняковой составляющей вверх по разрезу «глауконитовых песков», наблюдаемое в обнажениях российской части Балтийско-Ладожского глинта, отражает постепенное увеличение солености вод на востоке Балтийского палеобассейна. В свою очередь, увеличение солености этих смешанных вод автор объясняет расширением трансгрессирующего бассейна, сокращением области водосбора и увеличением общей доли морских вод в столбе воды.

На фоне постепенного увеличения солености, мелководье на российской части Готланд-Сясьского поднятия первыми начали осваивать единичные виды беззамковых брахиопод. Затем комплекс вселенцев пополняется несколькими видами замковых брахиопод, остракод и трилобитов (время РапжЬхЬи рпЛеш). Их численность была невелика из-за значительных колебаний солености, соответственно невелик был их вклад в осадконакопление. Видовое разнообразие фауны с карбонатным скелетом постепенно возрастало параллельно с ростом карбонатной составляющей «глауконитовых песков».

9,5. Обстановки накопления «глауконитовых известняков»

Известняки формировались за счет накопления карбонатных скелетов представителей ге-терозойной ассоциации и продуктов их биологической деструкции, включающих разного размера биокласты и карбонатный ил. Обилие иловой компоненты в известняках говорит о том, что воды над огромной отмелью Готланд-Сясьского поднятия были достаточно теплыми. Вместе со скелетами и продуктами их разрушения на дно поступало немалое количество органического вещества, в поисках которого осадок перерабатывали илоеды. Тем не менее, в глубине осадка еще сохранялись условия для развития зерен глауконита по пеллетам и био-кластам. Карбонатный ил перевеивался животными и волнением, выносился с отмели поверхностными течениями и рассеивался на обширных акваториях, окружавших Готланд-Сясьское поднятие, которое служило, таким образом, карбонатной фабрикой для значительной части Балтийского палеобассейна. Биопродуктивность бассейна над поверхностью поднятия была высокой, развивавшийся здесь микропланктон обеспечивал пищей не только скелетный бентос, но и множество мягкотелых беспозвоночных, конодонтоносителей и планктонных грап-толитов.

Биогенные компоненты поступали на мелководье с севера и востока. Они выносились из глубоких частей Пра-Финского бассейна и бассейна Московской синеклизы слабыми сгонными ветрами господствующего восток-юго-восточного (в современных координатах) направления. Эти же ветра обеспечивали нагоны поверхностных, бедных биогенными компонентами, но насыщенных кислородом вод на южном и западном склонах Готланд-Сясьского поднятия. Нагонные ветра приносили воду со стороны Скандинавского шельфа и Елгавского прогиба. Богатые кислородом нагонные воды погружались у берега из-за своей избыточной массы и стекали вниз вдоль склонов поднятия, окисляя содержащиеся в осадках соединения железа. Тем самым они обеспечивали красную окраску известняков южного склона Готланд-Сясьского поднятия и Скандинавского шельфа - возрастных аналогов «глауконитовых известняков», а также глин Елгавского прогиба. На Скандинавском шельфе эти воды достигали поверхности галоклина и растекались по ней, не проникая глубже. Именно по этой причине в разрезах Южной Швеции наблюдается чередование красноцветных и битуминозных пород.

Местами, при отсутствии естественных барьеров (островов или крайнего мелководья) на вершине Готланд-Сясьского поднятия, нагонные воды проникали севернее отмели в акваторию Пра-Финского бассейна и обеспечивали красную окраску отдельных уровней «глауконитовых известняков».

Формирование поверхностей твердого и уплотненного дна в латорпских «глауконитовых известняках» связано с длительными эпизодами сильного опреснения, в ходе которых развитие морской биоты на поднятии, в том числе карбонатной прерывалось или сильно сокращалось. Поверхность осадка могла беспрепятственно заселяться ковром сверлящих водорослей и фотосинтезирующих бактерий, которые приступали к механическому и химическому преобразованию поверхности, обеспечивая ее цементацию, эрозию и пиритизацию. В ходе последующего восстановления солености вод над поднятием происходило новое его освоение морской биотой.

9.6. Природа Готланд-Сясьского поднятия

Готланд-Сясьское поднятие является очень крупной структурой, влиявшей на палеогеографическую обстановку в раннем ордовике северо-запада Восточно-Европейской платформы. Природа крупных платформенных структур, как правило, тектоническая. История подня-

тия понятна не до конца, поскольку для этой части платформы не существует детальных карт фундамента и нижнепалеозойского чехла.

9.7. Основные черты развития Готланд-Сясьского поднятия в начале среднего ордовика

В начале среднего ордовика (волховское время) усилилось опускание Елгавского прогиба (Ульет и др., 1981) и прогибание Московской синеклизы (Kheraskova et al., 2005), что привело к вовлечению в тектоническое погружение западного, южного и восточного склонов Готланд-Сясьского поднятия. В волховское время накопление конденсированных разрезов мелководных известняков продолжалось у вершины Готланд-Сясьского поднятия (на территории современной Эстонии и Ленинградской области).

Заключение

Итогом проделанной работы являются следующие основные выводы и результаты:

1. Изучение вещественного состава и структурно-текстурных особенностей отложений варан-гуского и латорпского горизонтов на российской части Балтийско-Ладожского глинта позволило обособить пять литофациальных зон.

2. Впервые в изученных отложениях обнаружено несколько коррелируемых уровней пластовых и конкреционных фосфоритов и установлена их связь с мелководными апвеллингами.

3. Удалось установить существование относительно глубоководного Пра-Финского бассейна к северу от Глинта и оконтурить Готланд-Сясьское поднятие, отделявшее в раннем ордовике Пра-Финский бассейн от Елгавского прогиба и Московской синеклизы

4. Составлены новые палеогеографические схемы для варангуского и латорпского времени.

5. Дана новая палеогеографическая интерпретация условий образования «глауконитовых песков» и нижней части «глауконитовых известняков».

Список работ по теме диссертации

1. Ершова В.Б., Федоров П.В. Литофациальная зональность латорпского надгоризонта (нижний ордовик) российской части Балтийско-Ладожского глинта/ Вестник СПбГУ. Сер. геол. и геогр. Вып. 2, 2006, с. 34-46.

2. Ершова В.Б. Глауконит из латорпского надгоризонта (нижний ордовик) Ленинградской области/ Вестник СПбГУ. Сер. геол. и геогр. Вып. 1, 2008, с. 15-19.

3. Ershova, V.B. & Fedorov, P.V. Vertical trace fossils from the Leetse Formation (Lower Ordovi-cian) of St. Petersburg Region/ 4th International Bioerosion Workshop Abstract book, Praha, 2004, p. 13.

4. Ershova V.B & Fedorov P.V. Lithofacies zonation of the «Glauconite Sandstone» and the lower part of the «Glauconite Limestone» through the Russian part of the Baltic - Ladoga ldint: preliminary results/WOGOGOB-2004, conference materials. Tartu, 2004, p. 32.

5. Fedorov P.V., Ershova V.B. Phosphatized burrows from the basal layer of the «Glauconite Sandstone» (Billingen Regional Stage) at Tosna River/WOGOGOB-2004, conference materials. Tartu, 2004, p. 33.

6. Ершова В.Б. Литофациальная зональность нижнеордовикских отложений Балтийско-Ладожского глинта и ее связь с палеотектоникой/ Геология XXI века, Саратов, 2004, с. 12-14.

7. Ershova V.B. Composition of clay minerals in Lower Ordovician (Varangu, Hunneberg & Billingen Regional Stages) sediments from the Putilovo quarry/ BSC - 2005, conference materials. Saint-Petersburg, 2005, p.21.

8. Ershova V.B. & Kasbohm J. Glauconite from the Lower Ordovician strata of the Saint-Petersburg Region by ТЕМ and XRD investigation/ Euroclay-2007, Abstract book, Aveiro, 2007, pp.78-79.

9. Ershova V.B., Fedorov P.V. & Mikulas R. Trace fossils on and above the transgressive surface: substrate consistency and phosphogenesis (Lower Ordovician, St.Petersburg region, Russia)/ Geológica Carpathica, vol. 57, №5,2006, pp.34-46.

Подписано в печать 10.11.2008. Формат 60x48/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл. печ. л. 1,16. Тираж 100 экз. Заказ № 55.

Центр оперативной полиграфии «КОПИ-МЕДИА». Санкт - Петербург, 6-я линия В.О. д.29.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Ершова, Виктория Бэртовна

Введение.

1. Краткая характеристика ордовикского Балтийского палеобассейна.

2. Основные черты геологического строения изученной территории.

3. Историко-стратиграфический обзор изучения разрезов «глауконитовых песков» и «глауконитовых известняков» Ленинградской области.

3.1. Местные стратиграфические подразделения.

3.2. Региональные стратиграфические подразделения.

3.3. Конодонтовые зоны.

4. Методика исследований.

5. Описание разрезов.

6. Вторичные изменения пород исследуемых отложений.

7. Глауконит из отложений варангуского и латорпского горизонтов.

8. Литофациальная зональность отложений варангуского и латорпского горизонтов.

9. Палеогеография ордовикского Балтийского палеобассейна в варангуское и латорпское время. Обстановки осадконакопления «глауконитовых песков» и нижней части «глауконитовых известняков».

9.1. Закономерности, обнаруживаемые при корреляции разрезов варангуского и латорпского горизонтов и их интерпретация.

9.2. Пра-Финский бассейн и Готланд-Сясьское поднятие.

9.3. Развитие Пра-Финского бассейна и Готланд-Сясьского поднятия в варангуско-латорпское время.

9.4. Обстановки накопления «глауконитовых песков».

9.5. Обстановки накопления «глауконитовых известняков».

9.6. Природа Готланд-Сясьского поднятия.

9.7. Основные черты развития Готланд-Сясьского поднятия в начале среднего ордовика.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Конденсированные отложения варангуского и латорпского горизонтов (нижний ордовик) российской части Балтийско-Ладожского глинта"

Маломощные платформенные отложения среднего-верхнего кембрия и нижнего- основания среднего ордовика северо-запада Восточно-Европейской платформы (Балтийская моноклиза) выходят на дневную поверхность в небольших, но многочисленных естественных и искусственных обнажениях, приуроченных к Балтийско-Ладожскому глинту. Глинт представляет собой субширотно ориентированный кайнозойский уступ, протягивающийся под водами Балтийского моря от острова Эланд (Южная Швеция) до острова Осмуссаар (Эстония) и прослеживаемый далее на восток по побережью Северной Эстонии, затем по территории Ленинградской области, от р. Нарвы на западе до р. Сясь на востоке (Kink et al., 2004).

Изучение ордовикских отложений Балтийско-Ладожского глинта и Ордовикского плато, продолжается уже почти два века. В качестве приоритетных направлений исследования ордовика традиционно выступают палеонтология и биостратиграфия. Детальные литостратиграфические исследования ордовика приглинтовой полосы силами сотрудников и студентов СПбГУ, под руководством А. В. Дронова, начались лишь в начале 1990-х гг. и позволили создать схему расчленения большей части «глауконитовых известняков» (Дронов, Федоров, 1993; Дронов и др., 1995) более дробную, чем имеющиеся зональные биостратиграфические схемы.

Автор счел интересным продолжить детальные исследования ордовикских отложений глинта и изучить так называемые «глауконптовые пески» - незначительный по мощности интервал разреза, представленный кварцевыми, глауконит-кварцевыми, кварцево-глауконитовыми песками, песчаниками, глинами, глинистыми известняками, а также нижнюю часть «глауконитовых известняков» представленную глауконитовыми известняками с редкими прослоями глин. Выбранный стратиграфический интервал в северо-западной России официально подразделяется на назиевскую и леэтсескую свиты и соответствует двум балтоскандинавским горизонтам - варангускому и латорпскому (Решения .1987) которые отвечают верхней части тремадокского яруса (варангуский и нижняя часть латорпского горизонта) и полному объему флоского яруса (латорпский горизонт) нижнего ордовика международной стратиграфической шкалы (см. табл.1). Этот интервал характеризуется минимальными мощностями, высокой степенью конденсации и практически полным отсутствием первично-осадочных текстур.

Глобальные отделы Глобальные нрусы мсш Ключевые уровни ПО 1 рамтшш гам и конолоншм Ярусы OCLII России Региональные подразделения Калтоскаидин 3 | R 5 i 3 -■ = t

Серии Горн JOH 1 ы

ВЕРХНИЙ ОРДОВИК X* N14 ч. :tlo,;;t|iUi4 Ашгялл л * I л & X ПоркувискиЙ Fit

Катский L)i р 1лся п thograpl us спи (talus Пнртуский Fic

ВорСМИСКНЙ Fib

Каралок 11;1<Х1Л.1СК|1>1 Fu у & Е CQ Ракверскин E

Оандуский DlH

Сандбий-ский Nemugruplus RTUCilis Ксйлмсай O", ,

Иичвкискии Di

ИлысрккнД С in

Кукруэескнй Cll

СРЕДНИЙ ОРДОВИК Дарри- виллий l.'ndulrigraptus austrodematus Ллаивнрн Ухакуский С It

Ласнамягннский Cih

Лчсриский CI.

Кундиекнй верхний вне средний В nb нижний BHD

Дапин-ский Baltonfodus (г!ип(1||1ягк Волховский верхний BUS средний Kllb нижний В (la

РДОВИК Флоский Лренш к л KJt g в г? 1 U a р. В « Биллингепскнй

Bib

Хумпебергскнн Bl a

ВарапгускнЙ л in

Тремадок Тремадок

Пакерортский All lapetognathus flucttvagu* (C)

Х*-Хирнантский

Таблица 1. Положение изученного интервала (выделен серой заливкой) па схеме стратиграфического расчленения ордовика Балтоскапдии.

Составлена по Bergstrom et al„ 2006; Nolvak et al„ 2006; Paskevicius, 2001

Главная черта конденсированных разрезов - номинальная полнота, присутствие всех или почти всех зональных подразделений, имеющих крайне малую мощность (Барабошкин и др., 2002), что является характерным и для исследованного интервала нижнеордовикских отложений северо-запада России. Так в наиболее стратиграфически полном разрезе Путиловского карьера, мощность изученных отложений составляет 3,5 м, а время их накопления составляет более 7 млн. лет, учитывая продолжительность флоского яруса 6,8 млн. лет (International Strati graphical

Chart 2008). К верхней части изученных разрезов приурочено первое появления карбонатно-глиняных иловых холмов, так называемых «геккеровых горбов», детально изученных П.В. Федоровым (Федоров, 2003).

Целью настоящей работы является выявление закономерностей в распределении отложений варангуского и латорпского горизонтов вдоль российской части Балтийско-Ладожского глинта и реконструкция палеогеографических условий образования этих отложений.

Для достижения цели были поставлены следующие задачи:

• поиски, детальное описание и послойное опробование разрезов варангуского и латорпского горизонтов вдоль всей российской части Балтийско-Ладожского глинта;

• изучение литологических свойств пород, слагающих исследуемый интервал, с использованием различных лабораторных методов;

• литостратиграфическое расчленение и корреляция отложений варангуского и латорпского горизонтов;

• исследование распределения зональных видов конодонтов и биостратиграфическая корреляция разрезов;

• палеогеографическая и седиментологическая интерпретация полученных данных.

Спутниками автора на различных этапах полевых работ были: Федоров П.В. (СПбГУ), Рожнов С.В. (ПИН РАН), Кушлина В.Б. (ПИН РАН), студенты геологического факультета СПбГУ - Середа Е., Петренко А., Егоров Е., Стеганцев А., Степченков В., Разумкова Е., Грундан Е., Литвинов Е., Ли А., Боярская В., Яковлева А., Ляшенко Д., Брыскова И., Четверикова К., аспирантка геологического факультета МГУ Коромыслова А. Всем им автор выражает глубокую благодарностью. Большая часть фактического материала была собрана автором в ходе прохождения, а затем проведения Ордовикской стратиграфической практики геологического факультета СПбГУ.

Отдельную благодарность автор хочет выразить профессору Э.А. Гойло (СПбГУ) за консультации при выполнении рентгеновских исследований глинистых минералов, С.Н. Лессовой и Э.А. Гойло за помощь в получении стипендии DAAD и возможности стажировки в Грейфсвальдском университете (Германия). Огромную помощь в исследовании глауконита на трансмиссионном микроскопе оказал автору доктор Иорн Касбом (Грейфсвальдский университет, Германия). Отдельную благодарность хочется выразить сотрудникам лаборатории им. Отто Шмидта (АНИИ), а особенно В.В. Ивановой за предоставления возможности работы со шлифами и их фотографирования на современных микроскопах. Т.Ю. Толмачеву благодарю за консультации по определению конодонтов, а также за помощь в фотографировании конодонтовых элементов.

Особую благодарность автор выражает сотрудникам кафедры исторической геологии геологического факультета СПбГУ за помощь, поддержку и консультации на всех этапах работы; особенно доценту П.В. Федорову, который на протяжении 6 лет помогал в проведении полевых работ и консультировал по все вопросам, связанным с диссертацией, а также руководителю работы, профессору Г.С. Бискэ за безотказность в обсуждении хода работы и конструктивную критику.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Ершова, Виктория Бэртовна

Выводы указанного автора основываются только на систематическом составе ассоциации скелетной фауны, встречающейся в нижне-среднеордовикских известняках Ленинградской области и Эстонии. Эта ассоциация с доминированием карбонатных брахиопод и членистоногих, а также присутствием остракод, иглокожих и мшанок должна быть отнесена к так называемой «гетерозойной ассоциации».

Гетерозонная ассоциация бентосных карбона гообразователей не содержит из-вестьвыделяющих водорослей и герматипных кораллов. Она типична для нескольких обстановок карбонатопакопления: 1) для холодноводных нормально-морских шельфов и банок; 2) для опресненных участков шельфов умеренных широт и субтропиков; 3) для погруженных ниже фотической зоны участков шельфов и банок умеренных широт и субтропиков; 4) для участков повышенной биологической продуктивности на шельфах умеренных широт и субтропиков (James, 1997; Rivers, 2008).

Хорошо изученные к настоящему времени во всем мире кайнозойские холод-новодные биокластические известняки характерны для шельфов и мелководных банок со среднегодовыми температурами воды ниже 18°. Они содержат мизерные количества или вообще не содержат карбонатного ила. отличаясь именно этим признаком от всех остальных известняков гстерозойной ассоциации (James, 1997). Накоплению ила препятствует высокая растворимость известняка в холодных водах.

Следовательно, «глауконитовые известняки» латорпского горизонта, главным компонентом которых является карбонатный ил, не могут быть отнесены к холод-новодным карбонатам (табл. 9.3).

Из всех типичных для развития гетерозойной ассоциации обстановок, с учетом выводов, сделанных в предыдущем разделе, для объяснения происхождения «глауконитовых известняков» ордовика Балтийского палеобассейна в наибольшей степени подходящими представляются обстановки опресненного шельфа, вернее мелководной банки.

Судя по данным бурения (Мокриенко и др., 1966; Недригайлова и др., 1965; Селиванова и др. 1960,1963, 1971; Шмаснок и др., 1961,1967; Ульет и др. 1981; Raukas &Teedumae, 1997), «глауконитовые известняки» латорпского горизонта накапливались на востоке, юго-восточном склоне, на северном склоне, и на вершине Готланд-Сясьского поднятия в пределах Эстонии и России. Выше уровня моря оставались лишь отдельные небольшие острова на вершине поднятия и один крупный остров в районе современных островов Готланд и Готска-Сандён. На западе, в северной части острова Эланд, и на южном склоне, в пределах Латвии и Псковской области «глауконитовые известняки» латорпского горизонта фациально замещают

Табл. 9.3. Известняки с различной структурой из изученных отложений:

1. Известняк со структурой пак-вакстоуна (увел. 25), р. Сясь (обр. 1-8);

2. Известняк со структурой вакстоуна (увел. 25), карьер Путилово (обр. Путв- Bg);

3. Известняк со структурой вакстоуна (увел. 25), карьер Путилово (обр. Путв- 21);

4. Песчанистый глауконитовый известняк, карбонатное вещество почти полностью представлено микритом, карьер Путилово {обр. Путв 2-2 J);

5. Известняк со структурой вакстоуна, р. Сясь (обр. 1-9);

6. Песчанистый известняк с глауконитом, карбонатное вещество полностью представлено микритом (обр. Путв 2- 20) ся красно-коричневыми известняками с прослоями и пятнами серых известняков. Эти известняки местами содержат небольшое количество глауконитовых зерен.

Внешние границы области накопления латорпских «глауконитовых известняков» и их красноцветных аналогов совпадают с внешними границами распространения «глауконитовых песков» на периферии Готланд-Сясьского поднятия.

В направлении бассейна Московской синеклизы, Елгавского прогиба и Скандинавского шельфа (о. Эланд), глауконитовые и красноцветные известняки рассматриваемого интервала, также как и «глауконитовые пески», фациально замещаются глинами с примесью известкового ила.

Образование «глауконитовых известняков» латорпского горизонта, происходило в специфических условиях с низким поступлением терригенного материала и частыми приостановками карбонатной седиментации, в ходе которых формировались многочисленные поверхности уплотненного и твердого дна, нередко маркированные полосками железистой импрегнации. В нижней части латорпских «глауконитовых известняков» поверх этих поверхностей нередко залегают тонкие прослои глинистых глауконитовых песков и песчанистых глин, а в верхней части, между пластами плотных известняков - «дикарей» глины отсутствуют. К поверхностям твердого и уплотненного дна в нижней части «глауконитовых известняков» (и их красноцветных аналогов на о. Эланд) приурочены также многочисленные мелкие карбонатно-глиняные иловые холмы, изученные П.В. Федоровым (2003).

Иногда в пласте мощностью 15-20 см можно насчитать до 8-10 поверхностей ненакопления (табл. 9.4). Зачастую степень амальгамации слоев настолько велика, что на срезе одного маломощного пласта видно наложение и слияние нескольких поверхностей твердого дна, при котором происходит частичное уничтожение биоэрозией нескольких маломощных слоев известняка (табл. 9.4). Многие харак1ерные поверхности уплотненного и твердого дна могут быть прослежены на десятки и сотни километров вдоль Глинта.

Причины приостановок седиментации при образовании «глауконитовых известняков» не до конца понятны из-за того, что первичные седиментационные текстуры осадка уничтожены биотурбацией. В геологической литературе приводится немало универсальных теоретических схем образования твердого дна (напр. Бара-бошкин и др., 2002; Lindstrom, 1979; Rivers, 2008), но вероятно, в каждом конкрет

Табл. 9.4. Амальгамированные пласты известняков с различными по морфологии поверхностями твердого и уплотненного дна. Номера образцов : 1- р. Назия (Нав 2-32); 2- р. Юга (Юг-28); 3 - р .Лава (Лав I -bh); 4 - р. Юга ( юг-29); 5 - р. Сясь (1-10-1) ном случае, при расшифровке происхождения подобных поверхностей следует в первую очередь руководствоваться палеогеографическими данными и здравым смыслом.

В нашем случае образование самих «глауконитовых известняков» латорпского горизонта и поверхностей твердого дна в них может быть объяснено последовательностью абиотических и биотических процессов, приуроченных к определенной палеогеографической обстановке.

Образование «глауконитовых известняков» происходило на северном и восточном склонах Готланд-Сясьского поднятия и, частично, на вершине, в условиях мелководья и некоторого опреснения. При этом соленость воды из-за вариаций стока, нередко изменялась в сторону еще большего опреснения. В пользу мелко-водности говорит обилие поверхностей ненакоплеиия, быстрые изменения мощностей известняков на коротком расстоянии, общее уменьшение мощностей и числа поверхностей ненакопления в направлении осевой части поднятия (см. гл. 5). Упомянутая выше возможность прослеживания поверхностей ненакопления на большие расстояния свидетельствует об идентичности условий, в которых формировались эти однородные поверхности.

Известняки формировались за счет накопления карбонатных скелетов представителей гетерозойной ассоциации и продуктов их биологической деструкции, включающих разного размера биокласты и карбонатный ил. Обилие иловой компоненты в известняках говорит о том, что воды над нашей огромной отмелью были достаточно теплыми. Вероятно, особенно они прогревались летом. Вместе со скелетами и продуктами их разрушения на дно поступало немалое количество органического вещества, в поисках которого осадок перерабатывали илоеды. Тем не менее, в глубине осадка еще сохранялись условия для развития зерен глауконита по пеллетам и биокластам. Карбонатный ил перевеивался животными и волнением, выносился с отмели поверхностными течениями и рассеивался на обширных акваториях, окружавших Готланд-Сясьское поднятие, которое служило, таким образом, карбонатной фабрикой для значительной части Балтийского палеобассейна. Биопродуктивность над поднятием, вероятно, была высокой, развивавшийся здесь микропланктон обеспечивал пищей не только скелетный бентос, но и множество мягкотелых беспозвоночных, конодонтоносителей и планктонных граптолитов.

Биогенные компоненты поступали на мелководье, главным образом, с севера и востока. Они выносились из глубоких частей Пра-Финского бассейна и бассейна Московской синеклизы слабыми сгонными ветрами господствующего восток-юго-восточного (в современных координатах) направления. Эти же ветра обеспечивали нагоны поверхностных, бедных биогенными компонентами, но насыщенных кислородом вод на южном и западном склонах Готлапд-Сясьского поднятия. Нагонные ветра приносили воду со стороны Скандинавского шельфа и Елгавского прогиба. Богатые кислородом нагонные воды погружались у берега под действием своей избыточной массы и стекали вниз вдоль склонов поднятия, окисляя содержащиеся в осадках соединения железа. Тем самым они обеспечивали красную окраску известняков южного склона Готланд-Сясьского поднятия и Скандинавского шельфа - возрастных аналогов «глауконитовых известняков», а также глин Елгавского прогиба. На Скандинавском шельфе эти воды достигали поверхности галок-лина и растекались по ней. не проникая глубже. Именно по этой причине в разрезах Южной Швеции наблюдается чередование красноцветных и битуминозных пород.

Местами, при отсутствии естественных барьеров (островов или крайнего мелководья) на вершине Готланд-Сясьского поднятия, нагонные воды проникали севернее отмели в акваторию Пра-Финского бассейна и обеспечивали красную окраску отдельных уровней «глауконитовых известняков», которая особенно часто встречается на востоке российской части глинта (см. гл. 5).

Формирование поверхностей твердого и уплотненного дна в латорпских «глауконитовых известняках», несомненно, связано с относительно длительными эпизодами опреснения, в ходе которых развитие биоты на поднятии, в том числе карбонатной, прерывалось или сильно сокращалось. Поверхность осадка могла при отсутствии консументов беспрепятственно заселяться ковром сверлящих водорослей и фотосинтезирующих бактерий, которые приступали к механическому и химическому преобразованию поверхности, обеспечивая ее цементацию, эрозию и пиритизацию. В ходе последующего восстановления солености вод над поднятием происходило новое его освоение морской биотой, ковер деструкторов элиминировался, а дисперсный пирит под поверхностью твердого или уплотненного дна окислялся до лимонита, определяющего желтую окраску известняков под поверхностью ненакопления.

9.6. Природа Готланд-Сясьского поднятия

Готланд-Сясьское поднятие является очень крупной структурой влиявшей на палеогеографическую обстановку в раннем ордовике северо-запада Русской платформы. Природа крупных платформенных структур, как правило, тектоническая. История поднятия понятна не до конца. Детальных карт фундамента, этой части платформы, не существует, только небольшое количество опорных скважин достигли фундамента. На территории Эстонии в ее южной части в пределах Готланд-Сясьского поднятия выделяется положительная гравитационная аномалия. Существование тектонического поднятия (Новгородский массив) фундамента в конце кембрии- начале ордовике к западу от Московской синеклизы отмечали Т. Н. Хераскова с соавторами (Kheraskova et al., 2005).

9.7. Основные черты развития Готланд-Сясьского поднятия в начале среднего ордовика

Модель накопления ордовикских известняков Балтийского палеобассейна на поверхности гомоклинального рампа, простирающегося от северного берега палеобассейна к Елгавскому прогибу и осевой части Московской синеклизы, обычно аргументируется профилями, составленными вдоль Глинта для отдельных горизонтов ордовика, по результатам сравнения мощностей одновозрастных отложений в обнажениях Глинта. На профилях, в частности на профиле, составленном при корреляции отложений волховского горизонта (Dronov et al., 2000) видно постепенное увеличение мощностей карбонатных пород горизонта с запада на восток (рис.9.14). Сторонники модели гомоклинального рампа рассматривают подобные профили, как части клиноформ, и не сомневаются, что аналогичные профили могут быть построены в южном направлении от Глинта. Однако, подобная точка зрения не подтверждается скважинными данными. По ним, напротив, к югу от Глинта происходит сначала значительное сокращение мощностей волховского горизонта вплоть до вершины Готланд-Сясьского поднятия, а затем - постепенное увеличение мощностей к Елгавскому прогибу и Московской синеклизе (Селиванова, 1971; Raukas &

Teedumae, 1997). Скважинные данные, таким образом, свидетельствуют о продолжении существования Готланд-Сясьского поднятия в волховское время.

Разрезы, использованные при построении профиля в Эстонии: 1- о. Вяйке-Пакри, 2 - гор. Палдиски, 3 - дер. Харку, 4 - дер. Мяэкалда, 5 - пос. Сака, 6 - пос. Тойла; в России: 7 - р. Нарва, 8 - р. Сума, 9 - пос. Саблино (р. Тосна), 10 - карьер Путилове.

Рис.9.14. Схематический профиль, охватывающий интервал от подошвы известняков -«дикарей» латорпского горизонта до кровли известняков волховского горизонта по А. В. Дронову с соавторами (Dronov et al., 2000)

Что могло привести к превращению восточной части поднятия в склон, заглубляющийся к востоку? Конечно лее, не глобальный эвстатический подъем уровня моря, а перестройка тектонического режима, начавшаяся в латорпское время и заметно усилившаяся в волховское. В начале среднего ордовика (волховское время) усилилось опускание Елгавского прогиба (Ульет и др., 1981) и прогибание Московской синеклизы (Kheraskova et al., 2005), что привело к вовлечению в тектоническое погружение западного, южного и восточного склонов Гогланд-Сясьского поднятия. В волховское время накопление конденсированных разрезов мелководных известняков продолжалось у вершины Готланд-Сясьского поднятия (на территории современной Эстонии и Ленинградской области). Тектонические движения в пределах Балтийского палеобассейна в начале среднего ордовика оставили свои следы и на территории современной Литвы, где на склоне, соединяющим Елгав-ский прогиб и Белорусскую сушу произошло заложение Средне-Литовского прогиба (Pashkevicus,1997).

На этом история Пра-Финского бассейна и Готланд-Сясьского поднятия очевидно не заканчивается, поскольку присутствие поднятия ощущается в последующей геологической летописи палеобассейна на протяжении всего ордовика.

Заключение

Итогом проделанной работы являются следующие основные выводы и результаты:

1. Изучение вещественного состава и структурно-текстурных особенностей отложений варангуского и латорпского горизонтов на российской части Балтийско-Ладожского глинта позволило обособить пять литофациальных зон.

2. Впервые в изученных отложениях обнаружено несколько коррелируемых уровней пластовых и конкреционных фосфоритов и установлена их связь с мелководными апвеллингами.

3. Удалось установить существование относительно глубоководного Пра-Финского бассейна к северу от Глинта и оконтурить Готланд-Сясьское поднятие отделявшее в раннем ордовике Пра-Финский бассейн от Елгавского прогиба и Московской синеклизы.

4. Составлены новые палеогеографические схемы для варангуского и латорпского времени.

5. Дана новая палеогеографическая интерпретация условий образования «глауконитовых песков» и нижней части «глауконитовых известняков».

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Ершова, Виктория Бэртовна, Санкт-Петербург

1. Алихова Т.Н. К вопросу о расчленении ордовикской системы. Сов. геология. 55, стр.93-113, 1957.

2. Балашова Е.А., Балашов З.Г. К стратиграфии глауконитовых и ортоцератитовых слоев ордовика Северо-Запада Русской платформы.//Ученые записки ЛГУ. № 268, стр.127-154, 1959.

3. Барабошкин и др. Изучение стратиграфических перерывов при производстве геологической съемки (методические рекомендации). Изд-во МГУ, стр. 1-135, 2005.

4. Бок И. Геогностическое описание нижпесилурийской и девонской системы. С.Петербург, стр. 103-188, 1869.

5. Вишняков С.Г. Генетические типы доломитовых пород СЗ окраины Русской платформы// В сб. Типы доломитовых пород и их генезис, Труды ГИН, вып.4. стр. 209-255, 1956.

6. Воробьев В.Н., Смирнов Н.П. Общая океанология. Часть II. Динамические процессы. С-Пб, Из-во РГГМУ, 230 е., 1999. Геологический словарь. М. "Недра", стр. 170, 1978.

7. Диденко А.Н. и др. Тектоническая история Полярного Урала. М.Наука, с. 1-191, 2001.

8. Дронов А.В. и др. Карбонатный ордовик окрестностей Санкт-Петербурга: стратиграфия "дикарей'7/Вестник СПбГУ, сер: геология, география, вып.З, № 21, стр. 23-30, 1993.

9. Дронов А.В. и др. Методика событийной стратиграфии в обосновании корреляции региональных стратонов на примере нижнего ордовика Северо-Запада России. СПб, изд-во ВСЕГЕИ, стр. 1-87, 1998.

10. Дронов А.В., Фёдоров П.В. Карбонатный ордовик окрестностей Санкт-Петербурга: Стратиграфия желтяков и фризов. Вестник СПбГУ. Сер. 7: Геология, география. Вып. 2, № 14, стр. 9-16, 1995.

11. Зандер В.Н., Саломон А.П. Тектоника// В кн. Геология СССР. Т. 1, Ленинградская, Псковская и Новгородская области. М.:Недра, стр. 361-407, 1971. Зональная стратиграфия фанерозоя России. Санкт-Петрбург, изд-во ВСЕГЕИ, стр. 31-47, 2006.

12. Иванцов А.Ю. Кундаский и азерийский горизонты (ордовик) на р.Волхов //Фауна и экосистемы геологического прошлого. М., стр. 90-99, 1993.

13. Иванцов А.Ю. Определитель ордовикских трилобитов азафидного облика окрестностей Санкт-Петербурга. М., стр. 1 -59, 2004.

14. Иванцов А.Ю. Трилобиты подсемейства Asaphinae Ладожского глинта. Автореферат дисс. канд. геол-минерал. наук. М. стр. 1-16, 1997.

15. Искюль Н.В., Кузнецов С.С. Геологический очерк долины реки Лавы (Ленинградская область). М.-Л., стр. 1-54, 1962.

16. Коромыслова А.В. Мшанки латорпского и волховского горизонтов (нижний средний ордовик) Ленинградской области. Автореферат дисс. на соиск. степ, канд. геол. мин. наук, МГУ, стр. 1-16, 2008.

17. Ламанский В.В. Древнейшие слои силурийских отложений России. Труды Геол. Ком. Нов. Серия. Вып. 20, стр. 1-157,1905.

18. Мянниль P.M. История развития Балтийского бассейна в ордовике. Таллин, стр. 1-200,1966.

19. Мянниль P.M., Рыымусокс А.К. Ревизия литостратиграфической схемы расчленения ордовика Северной Эстонии // в кн. Стратиграфия древнепалеозойских отложений Прибалтики. Таллин, стр. 52-61, 1984.

20. Попов JI.E. и др. Опорные разрезы и стратиграфия кембро-ордовикской фосфо-ритоносной оболовой толщи на северо-западе Русской платформы. Л., изд-во -Наука, стр. 1-222, 1989.

21. Раевская Е.Г. Акритархи и биостратиграфия верхов кембрия-среднего ордовика северо-запада Восточно-Европейской платформы. Автореферат дисс. на соиск. степ. канд. геол. мин. наук, СПбГУ, стр. 1-18, 2000.

22. Решения Межведомственного стратиграфического совещания по ордовику и силуру Восточно-Европейской платформы 1984г. с региональными стратиграфическими схемами. Л., 1987.

23. Рыымусокс А.К. Биостратиграфическое расчленение ордовика Эстонской ССР// Труды ин-та геологии АНЭССР, №1. стр. 9-29, 1956.

24. Селиванова В.А. Основные черты геологического строения//в кн. Геология СССР. Т. 1, Ленинградская, Псковская и Новгородская области, Москва, изд-во Недра, стр. 127-173, 1971.

25. Сергеева С.П. Биостратиграфическое распространение конодонтов в тремадок-ском ярусе (ордовик) Ленинградской области// Доклады РАН, том 167, № 3, стр. 672-674, 1966.

26. Сергеева С.П. Нижнеордовикские конодонты Ленинградской области и их стратиграфическое значение. Автореферант дисс. на соискание уч. степени канд. геол.-мин. наук, Л., стр. 1-15, 1963.

27. Соколов Б.С. Стратиграфическая схема пижнепалеозойских (додевонских) отложений северо-запада Русской платформы//в кн. Девон Русской платформы. ВНИГРИ., стр.16-38, 1951.

28. Стратиграфический кодекс. Издание второе, дополненное. С.-Петербург, стр. 1120, 1992.

29. Стратиграфический кодекс. Издание первое. Л., стр. 26, 1977. Стратиграфический словарь СССР. Кембрий, ордовик, силур, девон. Л., стр. 118, 1975.

30. Ульет и др. Ордовик Латвии. Рига, изд-во Зинатне, стр. 1- 294, 1981. Федоров П.В. Карбонатно-глиняные иловые холмы нижнего-среднего ордовика Балтоскапдии. Дисс. на соиск. степ. канд. геол. мин. наук, СПбГУ, стр. 1-16, 2003.

31. Шванов В.Н. и др. Систематика и классификация осадочных пород и их аналогов. СПб, Недра, стр. 1-350, 1998.

32. Anneli U. Proterozoic and early Palaeozoic microfossils in the Karikkoselka impact crater, central Finland. Bulletin of the Geological Society of Finland, vol. 73, parts 12, pp. 75-85,2001.

33. Artyushkov E.V. et al. Relative sea-level changes in Baltoscandia in the Cambrian andearly Ordovician: the predominance of tectonic factors and absence of large scaleeutatic fluctations// Tectonophysics, vol. 320, pp.375-407, 2000.

34. Bagnoli G. & Stouge S. Lower Ordovician (Billingenian-Kinda) conodont zonationand provinces based on sections from Horns Udde, North Oland, Sweden// Bolletinodella Societa Paleontologica Italiana, vol. 35, № 2, pp. 109-163, 1997.

35. Bagnoli G. et al. Acritarchs and conodonts from cambro-ordovician Furuhall

36. Kopingsklint) sections (Oland, Sweden)// Rivista Italiana di Paleontologia e

37. Stratigrafia, vol.94, № 2, pp. 163-248, 1988

38. Bergstrom S.M. et al. The GSSP of the Second (upper) Stage of the Lower Ordovician Series: Diabasbrottet at Hunneberg, Province of Vastergotland, southwestern Sweden// Episodes, vol. 27, pp. 265-272, 2004.

39. Bergstrom S.M. et al. Three new Ordovician global stage names// Lethaia, vol. 39, pp. 287-288, 2006.

40. Bergstroin S.M. On Pander's Ordovieian eonodonts: distribution and significance of the Prioniodus elegans fauna in Baltoscandian// Senckenbergiana Lethaea, vol. 69, pp. 217-251, 1988.

41. Bornhold B.D. & Giresse P. Glauconitic sediments on the continental shelf off Vancouver Island, British Columbia, Canada.// Journal of Sedimentary Petrology, vol. 55, pp.653-664, 1985.

42. Bremner J.M. & Willis J.P. Mineralogy and geochemistry of the clay fraction of sediments from the Namibian continental margin and the adjacent hinterland// Marine Geology, vol. 115, pp. 85-116, 1993.

43. Chafetz H.S. & Reid A. Syndepositional shallow-water precipitation of glauconitic minerals// Sedimentary geology, vol. 136, pp. 29-42, 2000.

44. Diaz J. et al. Marine polyphosphate: a key player in geologic phosphorus sequestration// Science, vol.320, pp. 652-655, 2008.

45. Dronov A.V. et al. The Billingen and Volkhov stages in the northern east Baltic: detailed startigraphy and lithofacies zonation// Proceedings of Estonian Academy of Science , geology, vol 49, № 1, pp. 1-15, 2000.

46. Dronov A.V. et al. Trace fossils and ichnofabrics across the Volkhov depositional sequence (Ordovieian, Arenigian of St.Petersburg region, Russia)// Journal of Chech Geological Society, vol.47, № 3-4, pp.133-146, 2002.

47. Emelyanov E.M. The Barrier zones in the ocean. Springer. Springer, pp. 1-250, 2005.

48. Helsinki commission (Baltic Marine environment Protection Commission)// http://www.helcom.fi

49. Study of Upper Riphean Al-glauconites, Kil'din Group, Srednii Peninsula// Lithologyand Mineral Resources, Vol. 38,№5, pp.447-457., 2003 glauconite

50. Jaanusson V. Confacies differentition and upper Middle Ordovician correlation in the

51. Baltoscandian Basin.//Proceedings of the Estonian Academy of Sciences, Geology,vol. 44, No.2, pp. 73-86. 1995.

52. Jaanusson V. Introduction to the Ordovician of Sweden. -In: Bruton, D.L., and Williams, S.H. (eds.) Field excursion guide IV International Sympozium Ordovician System. // Paleontological contribunion from the University of Oslo, № 279, pp. 1-10, 1982.

53. James N.P. The cool-water carbonate depositional realm// Cool-Water Carbonates, SEPM, vol. 56, pp. 1-20, 1997.

54. Kelly J. et al. Isotopic constraints on genesis and age of autochtonous glaucony in the Oligo-Miocene Torquay Group, south-eastern Australia// Sedimentology, vol. 48, pp. 325-338, 2001.

55. Kheraskova et al. Evolution of the Moscow Sedimentary Basin in the Early Paleozoic// Litology and Mineral Resources, vol. 40, №2, pp. 150-166, 2005. Kink H. et al. Baltic Klint. Tallinn, pp. 1-25, 2004.

56. Kornicker L.S.&Purdy E.G. A Bahamian fecal-pellet sediment. Journal of Sedimentary Petrology, vol. 27, pp. 126-128, 1957.

57. Maletz J. et al. The base of Tetragraptus approximates Zone at Mt. Hunneberg, S. W.

58. Sweden: A proposed Global Stratotype for the base of Second Series of the Ordovician

59. System//Newsletter on Stratigraphy, vol. 34, № 3, pp. 129-159, 1996

60. Meunier A. & Albani A. The glauconite-Fc-illite-Fe-smectite problem: a criticalreview// Terra Nova, vol. 19, pp. 95-104, 2006.

61. Nolvak J. et al. Ordovician timescale in Estonia: recent developments// Proceedings of

62. Estonian Academy of Science , Geology, vol. 55, pp.95-108, 2006.

63. O'Brien, G.W. et al. Sedimentation dynamics and redox iron-cycling: controllingfactors for the apatite-glauconite association on the West Australian continentalmargin// Geological Society Special Publication, vol. 52, pp. 61-86, 1990.

64. Odin G.S. & Morton A.C. Authigenic green particles from marine environments// In:

65. Chilingarian, G.V., Wolf, K.H. (eds.). Diagenesis, vol. II. Elsevier, Amsterdam, pp.213.264, 1988.

66. Odin G.S. Green marine clays// Developments in sedimentology vol. 45 p.1-443, 1988.N

67. Pryor W.A. Biogenic sedimentation and alteration of argillaceous sediments in shallow marine environments// Geological Society of America Bulletin, vol. 86, pp. 12441254, 1975.

68. Rao V.P. et al. Verdine and other associated authigenic (glaucony, phosphate) facies from the surficial sediments of southwestern continental margin of India// Marine Geolology, vol. 11, pp. 133-158, 1993.

69. Raukas A. & Teedumae A Geology and mineral resources of Estonia. Tallinn Estonian Academy Publishers, .pp.1-192, 1997.

70. Raymond P. The Correlation of the Ordovician Strata of the Baltic Basin with those of Eastern North America. Bull. Museum Compar. Zool. Harv. Coll., vol. 56, № 3, pp.43-48, 1916.

71. Robinson R.A. (ed.). Treatise on invertebrate paleontology, part W Miscellanea, supplement 2 Conodonta, pp. 1-196, 1981.

72. Schmidt F. Revision der ostbaltischen silurischen Trilobiten nebst geognostischen Ubersicht des ostbaltischen Silurgebiets. Abt.I. Mem. De lAcad. Imp. des Sciences de St. Petersburg. VII Serie. T.XXX, №1. St. Petersburg, 1881.

73. Scotese C.R. Paleomap project Section: Climate history. // http://www.scotese.com/climate.htm). 2000.

74. Specht R.W. & Brenner R.L. Storm-wave genesis of bioclastic carbonates in Upper Jurassic epicontinental mudstones, east-central Wyoming// Journal of Sedimentary Petrology, vol. 49, № 4, pp. 1307-1322, 1981.

75. Tjernvik Т.Е. & Johansson J.V. Description of the upper portion of drill-core from Finngrundet in the South Bothnian Bay// Bulletin of the Geological Institutions of Universitry of Uppsala, new series,vol.8, pp. 173-204, 1980.

76. Tjernvik Т.Е. On the Early Ordovician of Sweden (Stratigraphy and Fauna)// Bulletin of the Geological Institutions of Universitry of Uppsala, vol.XXXVI, parts 2-3, pp. 107-284, 1956.

77. Tolmacheva T. & Fedorov P. The Ordovician Billingen/Volkhov boundary interval (Arenig) at Lava River, northwestern Russia// Norwegian journal of geology, vol.81, pp. 161-168, 2001.

78. Tolmacheva Т. & Lofgren A. Morpology and paleogeogrephy of the Ordoviciaan conodont Paracordylodus gracilis Lindstrom, 1955: comparison of two populations// Journal of paleontology, vol. 74, №3, pp. 1114-1121, 2000

79. Tolmacheva T. Ju. Conodont biostratigraphy and diversity in the Lower-Middle Ordovician of Eastern Baltoscandia (St. Petersburg region, Russia) and Kazakhstan. PhD dissertation, Uppsala, pp. 1-40, 2001.

80. Tolmacheva T. Ju. et al. The Hunneberg (Ordovician) in the area east of St. Petersburg, north-western Russian. Palaontologische Zeitschrift, vol. 174, № 4, pp. 543-561,2001.

81. Фондовые материалы: Мокриенко З.М. и др. Геологическое строение и гидрологические условия района Малая Вишера-Будогощь. Л,, 1966.

82. Недригайлова И.С. и др. Отчет о геолого-гидрогеологической съемки листа О-36-II, в масштабе 1:200000 (мгинская геолого-съемочная партия). Л., 1965. Селиванова В.А. Отчет о геологогеологической съемки листа 035-VI, в масштабе 1:200000. Л., 1960.

83. Селиванова В.А. и др. Геологическое строение и гидрогеологические условия среднего течения р. Волхов (район г. Чудово). Л., 1963.

84. Шмаенок А.И. и др. Отчет о геологической съемки листа О-35-IX г. Сланцы, масштаба 1:200000 (сланцевская геолого-съемочная партия). Л., 1961.

85. Шмаенок А.И. Отчет о геолого-гидрогеологических работах масштаба 1:200000 проведенных в районе нижнего течения р. Шелони и верхнего течения р. Луги в 1954-1966 гг. Л., 1967.

Информация о работе
  • Ершова, Виктория Бэртовна
  • кандидата геолого-минералогических наук
  • Санкт-Петербург, 2008
  • ВАК 25.00.01
Диссертация
Конденсированные отложения варангуского и латорпского горизонтов (нижний ордовик) российской части Балтийско-Ладожского глинта - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно
Автореферат
Конденсированные отложения варангуского и латорпского горизонтов (нижний ордовик) российской части Балтийско-Ладожского глинта - тема автореферата по наукам о земле, скачайте бесплатно автореферат диссертации
Похожие работы