Региональная статиграфия верхнего мела и дания Северного Кавказа и Предкавказья

Смирнов, Юрий Павлович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Региональная статиграфия верхнего мела и дания Северного Кавказа и Предкавказья
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Региональная статиграфия верхнего мела и дания Северного Кавказа и Предкавказья"

Министерство общего и профессионального образования Российской Федерации

Р Ставропольский государственный университет

1 н ДМ

На правах рукописи УДК 551.763.3 (470.62/.67)

СМИРНОВ Юрий Павлович

РЕГИОНАЛЬНАЯ СТРАТИГРАФИЯ ВЕРХНЕГО МЕЛА И ДАНИЯ СЕВЕРНОГО КАВКАЗА И ПРЕДКАВКАЗЬЯ

04.00.01 — общая и региональная геология

Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогаческих наук в форме научного доклада

Ставрополь-Москва 1998

Работа выполнена в Грозненском нефтяном институте и в Ставропольском Государственном университете

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук,

профессор Д.П.Найдин доктор геолого-минералогических наук, профессор В.Т.Фролов доктор геолого-минералогических наук, профессор В.М.Цейслер

Оппонирующая организация: Северо-Кавказская региональная стратиграя-ическая комиссия (СК РМСК) при Северо-Кавказском региональном геологическом центре (г. Ессентуки).

Защита состоится 25 декабря 1998 года в_часов на заседании Специализированного Совета Д. 053. 05. 25 по защитам докторских диссертаций при Московском Государственном университете им. М.В.Ломоносова по адресу: 119899, ГСП - 3, г.Москва, Воробьевы горы, МГУ, геологический

факультет, ауд._

С комплектом публикаций автора по теме диссертации можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ, 6 этаж главного здания.

Автореферат разослан 24 ноября 1998 г.

Ученый Секретарь Специализированного Совета, доктор геолого-минералогических

наук, профессор

А.Г.Рябухин

ВВЕДЕНИЕ

Принятая на Межведомственном стратиграфическом совещании по мелу Кавказа (Цхалтубо, 1978) унифицированная корреляционная стратиграфическая схема верхнего мела Северного Кавказа и Предкавказья сопровождалась перечнем многих, оставшихся спорными, вопросов сопоставления местных (свитных) схем. Это привело к необходимости разработки региональной стратиграфической схемы (РСС), на основе которой можно было бы ликвидировать нерешенные вопросы сопоставления местных схем и корреляции конкретных разрезов.

Актуальность темы диссертации определяется вышеуказанной необходимостью в РСС, а также практической ценностью регионально единой стратиграфической системы, как базы для геологических (в т.ч. палеогеоло-гических) построений при оценке перспектив и поисках месторождений полезных ископаемых (особенно-углеводородного сырья).

Цель работы соответствует цели Стратиграфии вообще, только в конкретном региональном и возрастном диапазоне: установление пространственно-временных соотношений геологических образований любых качественных типов (геосферных, геотектонических, геоформационных, геофациаль-ных и т.д.). В работе охвачены только фациалыю-формационные и биогенные образования, анализ пространственно-временных соотношений которых, как известно, и является основным в стратиграфических разработках.

Задачи исследований и основные результаты их решения представлены в четырёх нижеследующих разделах диссертации:

1. История исследований: детальная периодизация и обоснование необходимости РСС.

2.Методы исследований: обоснование применяемого комплекса методов.

3.Региональная стратиграфическая схема (РСС): качественно-количественная характеристика и возрастное определение стратиграфических единиц; геопериодное и косвенное обоснование стратиграфических единиц РСС.

4.Типизация и механизм формирования разреза: палеотектоническое и фациалыю-формационное районирование ("по типу разреза") и общая схема формирования слоисто-пластовой толщи верхний мел -даиия региона.

Новизна основных результатов исследований, согласно решению вышеприведенных задач, следующая:

1.Впервые приводится детальная периодизация (периоды и их этапы) истории исследований и впервые обосновывается необходимость РСС верхнего мела и дания Северного Кавказа и Предкавказья.

2.Впервые в общем комплексе методов используются два ранее извест-

пых метода стратиграфических исследований и предлагается четыре новых метода.

3.Впервые разработана РСС верхнего мела и дания Северного Кавказа и Предкавказья.

4.Впервые дано структурное (геопериодное) и глобальное обоснование региональных стратиграфических единиц и их границ.

5.Уточнена и детализирована схема районирования "по типу разреза", предложенная М.М.Москвиным (1962, 1986).

Фактический материал, использованный автором, включает данные (полевые и лабораторные) примерно по ста естественным разрезам и примерно по трехстам скважинным разрезам. Помимо данных, полученных автором самостоятельно, использованы данные предоставленные ему М.М.Москвиным и М.М.Павловой, Г.А.Ткачук и А.Е.Ткачуком, Е.А.Акулининой. Использованы все публикации. Определения фауны моих сборов и сборов других исследователей проводились М.М.Москвиным, Д.П.Найдиным, М.А.-Пергаментом, М.М.Павловой, Р.А.Халафовой, Р.Марциновским, Г.В.Орел, И.Валаш|ком, К.-А.Трегером, Е.Ф.Фроловой-Багреевой, К.Г.Самьшшиной, Д.А.Агаларовой, П.В.Ботвинником, Г.А.Ткачук, Л.С.Тер-Григорянц, И.В.Шабатиаым, В.И.Коваль, З.А.Антоновой.

Апробация включает доклады о результатах исследований на многих Всесоюзных и Всероссийских совещаниях, конференциях, коллоквиумах по стратиграфии, литологии, геосистемологии, геоцикличпости: Львов (1969), Новосибирск (1971), Тбилиси (1972), Грозный (1974), Цхалтубо (1978), Бережаны (1980), Уфа (1981), Баку (1985), Нальчик (1986), Грозный (1988), Махачкала (1990) и другие - по стратиграфии и литологии; Новосибирск (1975), Грозный (1976), Таллинн (1978), Новороссийск (1980), Грозный (1982), Новосибирск (1985), Ставрополь (1995,1996,1997) и другие - по цикличности и геоцикличности; Москва (1983,1986,1989) - по системному подходу к Геологии.

Кроме того, результаты исследования обсуждались на почти ежегодных региональных рабочих стратиграфических совещаниях в период с 1965 по 1985 годы и на защитах отчетов по хоздоговорным темам в период с 1964 по 1984 годы. а

Публикации по теме диссертации, в количестве 4\единиц, включают одну авторскую (1998 г.) и три коллективных (1980, 1986, 1988 г.г.) монографии, одно авторское учебное пособие (Системный анализ в геологии и нефтегазовом производстве, 1987 г.) и 4^ научных статей и тезисов докладов.

Автор бесконечно благодарен за консультации и безвозмездные определения макрофауны, совместные полевые наблюдения и предоставленный фактический материал М.М.Москвину, Д.П.Найдииу, М.А.Пергаменту,

М.М.Павловой, В.Л.Егояну, С.Л.Афанасьеву, Е.А.Акулиной, Е.Ф.Фроловой-Багреевой, Г.А.Ткачук, А.Е.Ткачуку, Г.В.Орел.

Автор также благодарен своим соратникам, в разное время способствовавшим выполнению полевых, лабораторных и отчетных работ - Ф.Г.Ша-рафутдинову, В.Ф.Шарафутдинову, Б.Г.Васину, В.Г.Плгощенко, Г.В.Орел, Б.Г.Вобликову, Н.А.Голозубовой и многочисленным техническим исполнителям (в т.ч. бывшим студентам Грозненского нефтяного института).

Особая благодарность кафедре физической географии, деканату географического факультета и ректорату Ставропольского Государственного университета, а также руководству Ставропольского краеведческого музея за предоставленные мне возможности восстановления фондовых и литературных материалов в период 1995-1997 годов.

1. ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ

Выделяются два периода и семь этапов стратиграфических исследований верхнего мела и Дания Северного Кавказа и Предкавказья.

Первый период (окончание 18-начало 20 в.в.)-"доярусный". В конце 18 -начале 19 в.в. (этап 1) первые общие суждения о карбонатных, в том числе верхнемеловых, отложениях Кавказа (в т.ч. С.Кавказа) в трудах И.А.Гиль-денштедта, И.И.Эйхвальда, Ф.Дюбуа де Монпере (Афанасьев, 1997).

В середине 19 века (этап 2) основоположник геологии Кавказа Г.-В.Абнх в КавМинводском и Дагестанском районах выделяет туронские и сеноманс-кие отложения, а его сборы макрофауны оказываются значительными и в последующем.

На третьем этапе (окончание 19 - начало 20 в.в.) продолжается изучение разрезов КавМинвод (С.Е.Симонович и др., 1876; Л.Дрю, 1884; Н.Огиль-ви,1906) и Известнякового Дагестана (Н.Н.Барбот де Марни, 1894; В.П.Рен-гартен, 1909) и изучаются разрезы других участков северного склона Кавказа в пределах современных Кабардино-Балкарской, Северо-Осетинской и Карачаево-Черкесской Республик (В.П.Ренгартен, 1911,1915; Н.И.Каракаш, 1896). На этом этапе намечается выделение отложений сеноманского, турон-ского и коньякского ярусов.

Второй период (20 - 90 г.г.) отличается ускоренным возрастанием от этапа к этапу исследований по многим признакам (территориальному охвату, интенсивности работ, детальности расчленения).

На четвертом, "ярусном", этапе (20 - 30 г.г.) исследованиями охватывается вся полоса выходов верхний мел-дания на поверхность, выделяются все ярусы и намечаются некоторые зоны немецких схем (Дробышев, 1951; Рен-

гартен, 1926, 1933; Келлер, 1947 и др.). Остро встает вопрос о границе мела и палеогена (Д.В.Дробышев, В.Д.Голубятников, М.Ф.Глесснер, Н.Н.Субботина и др.).

Пятый, "подъярусный и зональный", этап (40 -50 г.г.) отличается специальным изучением верхний мел-датских отложений с охватом, появившихся в это время, скважинных разрезов Предкавказья. Результаты этого этапа обобщены в работах М.М.Москвина (1951, 1959, 1962) и в Атласе верхнемеловой фауны Северного Кавказа и Крыма (1959).

Шестой, "местный", этап (60 - 70 г.г.) резко отличается от всех предыдущих разработкой четырех местных (свитных и биозопальных) стратиграфических схем (МСС) на основе более детальных и комплексных исследований, обусловленных установлением в 50-е годы нефтегазоносности верхнемелового резервуара региона. К сожалению, территории, охватываемые местными схемами, производственно-адмистративные: Дагестан (Смирнов и др., 1971, 1972, 1979, 1980); Чечено-Ингушетия и Северная Осетия (Лысенков, Ботвинник, 1976): Ставропольский край (Ткачук, 1966;Шабатинидр., 1976); Краснодарский край (Егоян и др., 1975).

Практически (нефтегазогеологически) необходимые МСС привели, однако, к разобщению региональной стратиграфической системы, в частности, к различному пониманию положения ярусных, подъярусных границ. Последнее связано со слабой (часто нулевой) представительностью в регионе руководящих видов стратонов* ОСШ, а также и схем, предлагавшихся для территории СССР и Восточно-Европейской подобласти. Уже на этом этапе были попытки создания РСС (Смирнов и др., 1979,1980), оказавшиеся неудачными.

Седьмой, "региональный", этап (80 -90 г.г.) характеризуется разработкой РСС (первый вариант: Смирнов и др., 1986), которая представляется в данной работе. В дополнение к вышеизложенным мотивам, обосновывающим необходимость РСС, приведем следующее.

В зональные биостратиграфические схемы верхнего мела и дания Северного Кавказа (Дробышев, 1951; Ренгартен, 1956; Москвин, 1959, 1962**; Смирнов и др., 1980; Москвин, 1986***; Смирнов и др., 1986) и все зональные местные биостратиграфические схемы (Дагестанские: Ренгартен, 1965; Фролова-Багреева, Смирнов, 1969; Смирнов, 1971****; Пергамент, Смир-

* Термин предложил В.Л.Егоян вместо "стратиграфическая единица".

** В 1967 и 1970 годах М.М.Москвин скорректировал свою схему 1962 года на основе наших детальных сборов макрофауны по разрезам Известнякового Дагестана.

*** Эта схема представлена в тексте без табличного оформления и без выделения зон и руководящих видов.

**** Схема в кандидатской диссертации.

нов, 1972; Самышкина, 1982. Северо-Восточного Кавказа: Захарова, 1957; Лысенков, Ботвинник, 1972,1976. Центральной части региона: Ткачук, 1970*; Шабатинидр., 1976. Западной части региона: Егоянидр., 1975 и др.) в сущности региональные и местные, хотя в них и используются ярусные и подъя-русные интервалы.

Дело в том, что границы ярусов и подъярусов в регионе или недостаточно обоснованы, или почти совсем не обоснованы: руководящие виды (аммонитов, белемнитов и др.) встречаются спорадически, очень редко или вообще не встречаются. Отсюда, кстати, разное понимание авторами положения границ этих стратонов ОСШ. Прав В.Л.Егоян, утверждая принципиальную невозможность точного установления положения в регионах границ стратонов ОСШ: при наличии руководящих или сопутствующих им видов устанавливается только наличие отложений соответствующих единиц ОСШ. Добавим к этому общеизвестный факт постоянных пересмотров обоснований границ стратонов ОСШ и существование одновременно нескольких вариантов их обоснования.

Регионалыюсть и местность зональных схем выражаются и в использовании их авторами в качестве видов-индексов, наиболее в количественном отношении представленных видов иноцерамов, морских ежей и форамини-фер, иногда видов - эндемиков, новых видов.

Хотя, и общие, и региональные, и местные стратоны отражают этапы геологического развития (СК, 199ф, но совершенно очевидно, и это зафиксировано в Кодексе 199Агода, что общие стратоны фанерозоя имеют в основном биостратиграфическое обоснование, а местные стратоны - в основном лито-стратиграфическое обоснование. Там же сказано, что горизонты и лоны фанерозоя устанавливаются, как правило, на биостратиграфической основе (статьи 1У.4 и IV. 6), но ранее (статья IV. 2) перечисляется множество как биотических, так и абиотических признаков.

Совершенствованию ОСШ мешает правило приоритета, т.к. при выделении собственно биостратонов первоначально не задумывались о геологической этапности. Этапность литологическая, для обоснования местных стратонов, часто не ясная из-за фациалыюй изменчивости и (или) слишком территориально ограничена.

При региональных стратиграфических построениях ничто (ни правило приоритета, ни территориальная ограниченность) не мешает выделению региональных этапов и использованию комплекса самых различных (по признакам) методов, которые и представляются в следующем разделе.

* Схема представлена в отчете.

2. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Верхний мел - датская толща (150-1200м) региона отличается преимущественно мергелыю-известняковым составом хемогенно-биогенного происхождения. Только местами в центральной и западной частях региона преобладают терригенные известковистые породы (алевролиты, песчаники). Так же местами в отдельных интервалах разрезов известняки обогащены алевролитовым, псаммитовым материалом в основном органогенного происхождения.

При описании большинства разрезов применялась традиционная методика выделения в качестве "единиц описания " литологических пачек (первые единицы метров - первые десятки метров): "чистых известняков", "мергелей с пластами известняков" и тому подобных (указывались колебания мощности пластов в пачках). Особо фиксировались прослои и слои (0,0050,5 м) "кила" (монтмориллонитовой глины) и "с зернами глауионита"; выделялись пачки, подпачки с кремневыми стяжениями, частыми конкрециями сульфидов железа, с пластами битуминозных мергельных сланцев; отмечались мелоподобность и мраморовидность известняков, цвет и оттенок; тип слоистости (ровнослоистая, волнистослоистая и т.д.), трещиноватость (частая, средняя и т.д.), тип стилолитовых и глинистых (см. ниже) образований -текстур выщелачивания (Смирнов, Васин, 1964, 1975).

С1967 года, вслед за С.Л. Афанасьевым, использовалась дробная градация карбонатных пород, применявшаяся издавна на Новороссийских цементных заводах: чистый известняк (Ч - чистый; >97% СаСОЗ); слабоглинистый известняк (Ц - цемесский; 97-90%); среднеглинистый известняк (В - высокий; 9082%); глинистый извесп шк (Н -1 гатурал; 82-75%); силы юглш шстый извесп шк (Р - романчик; 75-68°%); мергель (<68% СаСОЗ). Визуальному распознаванию этих типов пород способствовало установление зависимости типа слоистости (в т. ч. по мощности), типа текстур выщелачивания (стилолитовых и др.), цвета и оттенка пород от карбонатности (табл. 2.1.; рис. 2.1.)

Особое внимание обращалось на палеооползневые деформации (олисто-стромы) и оползневые глыбовые внедрения (олистолиты) (рис. 2.2.).

При описании скважинных разрезов (по керну) выделение "единиц описания" производилось с использованием электрокаротажных данных, главным образом кривых "кажущегося сопротивления" (КС), в которых четко отражается изменение по разрезу средней величины карбонатности - с увеличением % СаСОЗ увеличиваются средние значения КС, и наоборот. Эта зависимость (рис. 2.3.) объясняется тем, что с повышением карбонатности возрастает трещинноватость пород и, соответственно, возрастает КС.

С1967 года была также принята методика собственно прослойного опи-

сания разрезов, применявшаяся С.Л. Афанасьевым на флишевых разрезах, а затем и на разрезах Известнякового Дагестана. Это методика фиксации горнопородного состава и мощности, начиная с полусантиметровых слоев (С.Л. Афанасьев фиксировал и миллиметровые слои). Ее применение не исключает, а, наоборот, способствует параллельному выделению литологичес-ких пачек и установлению средней их карбонатности, а также фиксации тонких, но важных слоев, прослоев (кила и др.), часто пропускаемых при традиционном выделении "единиц описания". По методике собственно прослойного описания были вторично (иногда в третий раз) описаны все стратотипические (для горизонтов и лон) и некоторые опорные естесфтвенные разрезы.

В конце 60-х годов была установлена зависимость мощности одновозра-стных интервалов разрезов от их средней карбонатности (Смирнов, 1971 -кандидатская диссертация; Пергамент, Смирнов, 1972). Кривые этой зависимости построены по интервалам подлом, лон и горизонтов (Смирнов, 1998).

Зависимость мощности от литологического состава объясняется изменением скорости формирования разреза: с увеличением терригенности скорость формирования разреза возрастает. Нарушения этой зависимости объясняются перекомпенсацией прогибания осадками (при осадконакоплении ниже уровня эрозии) или перерывами в осадконакоплении (стратиграфически явными и диастемными). В первом случае следует отклонение вверх от средней кривой (или принятой за среднюю максимально высокой кривой); во втором - отклонение вниз. Первый случай, например, обычен при аномальном увеличении мощности за счет внутриформационпых палеооползневых явлений.

Установление зависимости мощности от литологического состава позволило разработать два взаимосвязанных метода: метод совместного анализа литофаций и мощностей для установления режима формирования (РФ) разреза; метод установления длительности региональных стратонов (Смирнов, 1971,1972,1998; Пергамент, Смирнов, 1972). Вначале о последнем.

По средним или принятым за средние (квазинормальным, нулевым) кривым зависимости "мощность - фация" определялась мощность подлон, лон и горизонтов при условно принятой средней их карбонатности 82-75% (известняк - пату-рал). Естесственно предположить,что при условно одинаковой карбонатности средняя скорость формирования всех стратонов одшаковая, а время сформирования прямо пропорционально условным их мощностям. Взяв за основу датировки рубежей интервала верхний мел -даний по шкале Л.С. Афанасьева (1994) пропорционально определяем длительности, например, горизонтов (в Ма*): аварский - 4,4; бетлинский - 5,8; басский -11,0; урминский - 8,0; охлинский - 3,6.

* Ма - Меза аппиш - 10' лет (по предолжению Д.П. Найдина)

Чо/и

\\лА/

рис. 2.1. текстуры выщелачивания и слоистость. 1-6 стило литовые-. 1 - столбчатые i до 15 см/;

2 - сложнозубчатые /7-5 см/;

3 - осггозубчатые /крупные - 7-5; средни _ 5-3; мелкие - 3-1 см/;

4 - сутуровые /<1 см/; 5 - пологозубчатые /<5 см/;

6 - парас1ил0литы /до 3 см/; 7-9 "глинистые образования":

7 - слабо волнистые /до 1,5 см/; 8 - волнистые /1-0,1 см/; 9 — "волосные** /<0,1 см/.

тип слоистости: 1 - 3 - ровная толстая /0,64,4 м/;

4 - плитчатая /0,2-0,02 м/;

5 - 7 - слабо волнистая средняя /0,4-0,1 м/; 8 - волнистая средняя и тонкая /0,2-0,05 м/; 9 - "неясная" тонкая /<0,05 м/.

визуальная характеристика основных типов горных пород ___таблица 1.1.

ТИП ГОРНОЙ погоды, ИНДЕКС ОКРАСКА СЛОИСТОСТЬ /РИС 2.и ТЕКСТУРЫ ВЫЩЕЛАЧИВАНИЯ /РИС. 2.17

ЦВЕТ ОТТЕНОК 11111 МЕТРЫ

чистый ИЗВЕСТНЯК, ч ОЧЕНЬ БЕЛЫЙ, СВЕТЛЫЙ РОЗОВАТЫЙ РОВНАЯ 0,6 -0,4 ДО - 1,0 СТИЛОЛИТОВЫЕ КРУПНО-ОСГГОЗУБЧАТЫЕ

СЛАБОГЛИИН- стый ИЗВЕСТНЯК, Ц БЕЛЫЙ, СВЕТЛЫЙ РОЗОВЫЙ РОВНАЯ 0,5-М СТИЛОЛИТОВЫЕ СРЕДНЕ -ОСГГОЗУБЧАТЫЕ

ИЗВЕСТНЯК СРЕДНЕЙ ГЛИНИСТОСТИ,В БЕЛЫЙ, СВЕТЛЫЙ КРАСНОВАТЫЙ РОВНАЯ 0,4 - ОД СТИЛОЛИТОВЫЕ МЬЛКООСГРОЗУБЧАТЫЕ И ИОЛОГОЗУБЧАТЫЕ

глинистый ИЗВЕСТНЯК, II СВЕТЛОСЕРЫЙ КРАСНОВАТЫЙ ЗЕЛЕНОВАТЫЙ СЛАБОВОЛНИСТАЯ 0,3-0,1 СТИЛОЛИТОВЫЕ ПОЛОГОЗУБЧАТЫЕ И ГЛИНИСТЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ

СИЛЬНОГЛИ- вистый ИЗВЕСТНЯК, р СЕРЫЙ КРАСНО-БУРЫЙ, ЗЕЛЕНЫЙ ВОЛНИСТАЯ, ЛИНЗОВАЯ ОД-0,05 ГЛИНИСТЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ ТИПА 7,8/РИС. 2. и

МЕРГЕЛЬ, М СЕРЫЙ, ТЕМНО-СЕРЫЙ БУРЫЙ, ЗЕЛЕНЫЙ "НЕЯСНАЯ" ЛИНЗОВНДНАЯ 0,1 - 0,01 ГЛИНИСТЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ ТИПА 8,9 /РИС. 2.и

ПР

то

вк

сс

рис. 2.2. оползневые текстуры

ГД - ГРАНУЛЯРНАЯ ДИФФЕРЕНЦИРОВАННОСТЪ /ПЕСЧАНИСТЫЕ

пласты до : м/. пс - пластовая "складчатость», пр -

пластовая разрывность. ТО - тестоонразность /ПАЧКИ до 15 м/. рк - "рулеты", "колобки" /пачки до 20 мл кб -конгломерат, брекчия /в то пачках/. вк "выклинивания", срезания, "перерывы" /в пачках до 30 м/. сс - сложная складчатость /в толщах до 50 м/. гв -глыбовые внедрения /в толщах до 100 м; глыбы до 20150/.

■ АЛЕКСЕЕВСКАЯ -1. © СТЕПНАЯ - 6.

Но так как уже качественная оценка режимов формирования различных горизонтов (см. раздел 5) различна, для определения длительности лон принимаются датировки рубежей интервалов горизонтов (по той же шкале в Ма) (рис. 2.4).

Существенные различия в длительности различных горизонтов и их лон (рис. 2.9), с одной стороны, видимо действительные, а с другой - вероятно связаны с различиями режимов формирования.

Определение длительности лон и горизонтов позволило перейти от графиков зависимости "мощность - фации" к графикам зависимости "фации -скорость формирования" (рис. 2.5). Эти последние и использовались для определения режимов формирования разрезов.

В большинстве разрезов отбор макрофоссилий производился без определенной системы - по мере их встречаемости, иногда (при хорошей доступности разрезов) с усиленными их поисками. В стратотипических и опорных разрезах было принято за правило усиленно искать макрофоссилии в каждом 2-5 метровом интервале разреза. Особенно "охотились" за остатками аммонитов и белемнитов, так как остатки иноцерамов и морских ежей (особенно первых) встречаются почти по всей толще в сравнительно больших количествах экземпляров. Отбор образцов на микрофаунистический анализ в стратотипических и опорных разрезах также был детализирован, причем,

66,2

062.2;

| 66,2

1 Г3.5

1-1.0^-

011 3.0

1 1 2 3

?3,5

1.'Ь ——

VI - ЦГ

1,4____.—

го 60 50 55

1 2 ъ 4 5

82,8 32,8 з

2.4--- 105 '

----- 95

1 1 2 3 к 5

пЛ

49 50

1 1 2 'з 4 5

0.8.

МОЩНОСТЬ ЛОН в МЕТРАХ

ЛОНЫ: МОЩНОСТЬ ПРИ ФАЦИИ "Н"

РИС гл. ДЛИТЕЛЬНОСТЬ ЛОН /МА ПО СЛЛФАНАСЬЕВУ, 1*М/

размеры н формы литологическнх периодотем разных порядков

таблица IX

специально отбирались образцы из пластов известняков и отдельно образцы из тонких межпластовых глинисто-мергельных прослоек.

В стратотипичес-ких, опорных и некоторых других (хороших по условиям описания) разрезах при отборе макро-фоссилий фиксировалось количество экземпляров видов в градации: обильно (встречаются в плоскости обнажения через 0,1 - 0,5 м); часто (через 0,5 - 2 м); сред-не(через2-10м); редко (через 10-20 м); очень редко или единично (через 20 и более метров); спорадически (иногда единичные находки в отдельных разрезах).Стратоны большинства местных литостратиграфичес-ких и биостратиграфических схем 60 - 70-х и начала 80-х годов (см. раздел 1) имеют соответствующие качественные обоснования. Вышеприведенные качественно-количественные признаки использу!мйе только в некоторых из схем этого этапа исследований (Пергамент, Смирнов, 1972; Смирнов, Пергамент, 1972; Смирнов, Ткачук, Вобликов, 1979; Смирнов, Пергамент, Тка-чук, 1980). В схеме представленной в первой из указанных (в скобках) публикаций впервые выделены макрофаунистически условно "немые слои" - интервалы разреза практически лишенные макрофауны (не считая редчайших мелких фрагментов раковин). Большинство из этих "белых пятен" было позже охарактеризовано редкой макрофауной (Смирнов и др., 1980; Алиев и др., 1982; Смирнов и др., 1986).

В 80 - 90 годы региональные стратиграфические построения основывались как на качественных и качественно-количественных, так и на структур-

ПОРЯДКИ /РАНГИ/ РАЗМЕРЫ ОСНОВНЫЕ

МЕТРЫ МА ФОРМЫ

1. СЛОЙКОВЫЕ /в ПЕСЧАНИСТЫХ ИЗВЕСТНЯКАХ/ >0,001-0,1)1 ЦЭ-ЭЦ-Ц

2. ОДНОПЛАСГОВЫЕ /ЭЛЕМЕНТАРНЫЕ/ 0,01-1,0 0,05-0,1 ЦЭ-Э

3. МНОГОШ1АСТОВЫЕ В ПОДДОНАХ, ЛОПАХ /ПАЧКОВЫЕ/ 5-50В СРЕДНЕМ 0,1-1,0 цэ-эц-ц

4. ЛОП, ПОДГОРНЗОВТОВ 10-100 В СРЕДНЕМ 1,0-5 ЦЭ-Э

5. ПОДГОРШОНТОВ, ГОРИЗОНТОВ, ОТДЕЛОВ 50 - 5000 3-50 цэ-эц-ц

6. НАДОТДЕЛОВ: 6.1-ЮРА ДО 10000 70 пэ

6.2 - НЕОКОМ ДО 1000 20 ОЭ

б.Э-ГОЛЬТ-К1 Д0 2000 60 пэ

6.4-КАЙНОЗОЙ ДО 5000 63 ОЭ

7. ГЕОФОРМАЦПОШГОГО РЯДА АЛЬПИЙСКОГО ГЕОТЕКТОНИЧЕСКОГО ЦИКЛА ДО 20000 215 пд

ных методах - методах, использующих абстрагированные от качественности чисто структурные признаки. Имеются ввиду признаки геопериоднос-ти, больше известные под названиями - геоцикличности, георитмичности и т.д. Значение "фациаль-но- циклического", по существу- фациалыю-фор-мационного, анализа для региональных стратиграфических построений подчеркнуто Г.П. Леоновым (1973,1975).

Теория седиментаци-онной цикличности у нас в стране "поднята на щит" в 1975 году созданием секции "Цикличность осадконакопления и горючие полезные ископаемые" АН СССР. Но до сих пор общая теория се-диментационной цикличности, тем более геоцикличности в целом, не разработана. Думается, что причина этого в преимущественно эмпирическом индуктивном подходе к решению данной проблемы. Между тем, с 1990 года разрабатывается "ббщая теория' цикла" (Соколов, 1995; Смирнов, 1996). Ниже представляются предложения обосновывающие необходимость новой отрасли Геологии - Геопериодологии, базирующейся, как на эмпирических обобщениях, так и на дедуктивных общесистемных и геосистемных положениях (Смирнов, 1983, 1986, 1987, 1989, 1997, 1998) (на примерах только по седиментационной периодности).

Объекты Геопериодологии те же, что и у Геологии, но в их структурном (в широком смысле) значении. Крупнеишие объекты Геологии - подсистемы или уровни качественной организации (УКачО) природной системы "Земля": 1 -

•Ю 100

скорость л/м а рис. 2.5. графики режимов осадконакопления. скорость по горизонтам:©- при фации п □ ■ конкретных разрезов

1000

геосферный; 2 - геотектонический; 3 - геоформацион-ный; 4 - геофациальный; 5 -геоминеральный; 6 - геохимический; 7 - геофизический.

На каждом из этих УКа-чО выделяются подсистемы меньшего ранга, подчиняющиеся уровням структурной организации (УСтрО) системы "Земля" и имеющие как качественную, так и структурную сущность.

Общая для любых систем сущность УСтрО: 7 - структурные элементы (подсистемы неделимые на каждом из УКа-чО); 6 - элементарные структурные ячейки - однократные (этапные) или однократно-повторные (цикличные) сочетания разных структурных элементов; 5 - структурные "поля" ("решетки") - многократно-повторные (ритмичные) сочетания одинаковых или приблизительно одинаковых (что более обычно) структурных ячеек; 4 - основные подсистемы - результаты пересечения разных структурных "полей" и сложные элементы для далы гейших УСтрО; 3 - временные комплексы - однократные (этапные) или однократно- повторные (циклич-I гые) сочетания основных подсистем; 2 - простра1 гственные комплексы - многократно-повторные (ритмичные) сочетания одинаковых или приблизительно одинаковых временных комплексов; 1 - полные (конечные) комплексы (УКачО в полном объеме) - результаты пересечешш разных пространственных комплексов.

Самое общее предметное понятие Геопериодологии - геологический период (геопериод - ГП) относится к подсистемам всех УСтрО на всех УКачО. Очевидно, следует различа'/ть геопериодный процесс (ГПП) и геопериодное тело (ГПТ) - результат ГПП. ГПП - процесс, у которого события в начале и конце интенсивнее событий в его течение.ГПТ-тело, границы которого резче внутренних его границ.

Основные геопериодные (в т.ч. седиментационные-) формы. Цикличный ГПП (Ц) - почти замкнутый (однократно-повторный) процесс; цикличное

тппы подтипы

прямые -и смешанные обратные-о

цикличные ц 5 пцт оцт

этапо-циклпчлые э-ц пэ-пцт оэ-п1гг оэ-оцт

— 1 ПЭ - опт _

цпкло- этапные ц-э 1 пц-пэт 1 пц-оэт I оц-оэт

— 1 оц-пэт -

этапные э 1 пэт X оэт

рис. 2.6. формы однопластовых /рис. 2.7. /, мпогопластовых /рис. 2.8. / и более крупных гео^юрмадиопиых периодотем /г-тема/.

--- увеличение карбопатности и уменьшение

терригенвости « уменьшение карбопатности и увеличение

терригенностн

пцт, оцт, пэт, оэт, - прямые и обратные циклотемы и этапотемы

нэ - пцт, оэ - оцт- прямо-этапные прямые и обратно-этапные обратные циклотемы

пц-пэт.оц - оэт - прямо-циыичпые прямые и обратно-цикличные обратные этапотемы

оэ- пцт, пэ - оцт- обратно-этапные прямые и прямо-этапные обратные циклотемы

пц - оэт, оц- пэт - прямо-цикличпые обратные и оьратно-цикличные прямые этапотемы

ГПТ (циклотема - ЦТ) - тело почти симметричной формы. Этапный ГПТ (Э) почти однонаправленный процесс; этапное ГПТ (этапотема - ЭТ) - почти полностью асимметричное тело. "Почти" означает принципиальное отсутствие идеально цикличных и идеально этапных процессов и тел (Смирнов, 1996). Обычны этапно-цикпичные (Э-Ц) и циклично-этапные (Ц-Э) формы. Итак, выделяются геопериодные формы: цикличные (при резком преобладании симметричности); этапные (при резком преобладании асимметричности); этапо - цикличные (при значительном преобладании симметричности); цикло-этапные (при значительном преобладании асимметричности).

Большинство исследователей для обозначения любых по форме седимен-тационных ГПП и ГПТ применяют термины с основой "цикл", например: "цикл", "циклосома" или "циклома" (Вассоевич,1977); "циклокомплекс" (Трофимук, Карогодин, 1974); "циклит" (С.Л. Афанасьев, 1976); "циклотем" (Дж. Уэллер, 1930). Н.Б. Вассоевич (1977) обосновывает это тем, что любой геологический процесс соответствует "витку спирали развития", т.е. относительно цикличен, а результат такого процесса, тело, может быть по форме и цикличным, и как угодно этапным. Однако, широко известны сугубо этапные процессы: формирование флишевого многослоя; формирование этажного тектонического комплекса и другие. Циклическая составляющая, хотя и очень небольшая, есть, конечно, и в этих процессах (и в их результатах).-Например, при формировании флишевого многослоя события в начале и в конце процесса одинаковой интенсивности (границы многослоя одинаковы по резкости). Н.Б. Вассоевич для различия этапных и цикличных форм первые называет - "гемициклы", а вторые - "апоциклы". Но лучше применять вышеприведенные термины в которых отражается форма.

Классификация основных геопериодных форм может быть детализирована по степени симметричности (Вассоевич, 1948) или по почти аналогичным признакам - "коэффициенту симметричности" (Смирнов, 1977,1997) или "коэффициенту прогрессивности" (Карогодин, 1985).

Многократно-повторные (ритмичные) геопериоды (УСтрО - 2 и 5) не могут считаться основными, так как они только приблизительно риумйчны и состоят из различных по форме основных геопериодов (см. ниже).

В слоисто-пластовой (фациалыю-формационной) осадочной толще верхнего мела -дания Северного Кавказа и Предкавказья выделяются следующие периодотемы (табл. 2.2.; рис. 2.6).

Слойковые. Наблюдаются только в пластах алевритистых, песчанистых известняков и имеют преимущественно цикличную форму.

Пластовые (рис. 2.7). Среди них выделяются монопородные (однослое-вые) элементные (УСтрО - 7) и полипородные (двух-, трех, редко более, сло-

рис. 2.7 двух- и трехслоевые пластовые llfl - 0,1 м/ прямые этапотемы /"циклитьг7 и явные признаки перерывов/нулевых "цикиггов"/

" 1 - резкая граница; 2 - не резкая граница! 3 - меньше глинистости; 4 - польше глинистости; 5 - прослои кила; 6 - прослои кремня; 7 - битуминозные мергельные сланцы; 8 - песчанист ость,-9 _ биогурбидпты; 10 - "нало сиапч!)-; 11 - зерна глауконита; 12 - бпоглифы.

рис 2.8. схемы многопластовых периодотем литологических пачек внутри лоп и подлой /метры -первые десятки метров/

1 лачка пластов однотипных пород: 1.1. - пцт; 1.2. - оц-оэт; 2. пачка чередования пластов разноглинистых известняков: 2.1. -оэ-пцт; IX - оцт; 3. пачка чередования пластов известняка и мергеля: 3.1. - пц-гот; зх - оц-оэт; 4. пачка мергелей с пластами известняков: оцт. /см. рис. 2.11/.

евые) элементарные (УСтрО - 6). Первые выделены В.А. Богдашевым (1976). Здесь следует пояснить применяемые понятия "слой" и "пласт", которые определяются очень сходно (Геологический словарь, ГС, 1973) или разными исследователями по-разному.

Слой (обычно - линза) - геофациалыюе монопородное тело со сравнительно плавными (постепенными) границами, отделяющими его от других, слоевых же, тел. Пласт - элементное (УСтрО - 7) или элементарное (УСтрО -6) геоформационное тело (однослоевое или многослоевое) со сравнительно резкими границами. Соотношение слоевых и пластовых тел подчиняется закону Головкинского (в "чечевице" Головкинского).

Пачковые (рис. 2.8). Это многопластовые периодотемы внутри подлон и лон, соответствующие УСтрО - 5 и 4. По происхождению они более геофа-циальны, чем геоформацнонны и, соответственно (см. ниже), более циклич-ны, чем пластовые периодотемы. Последнее было установлено давно (Смирнов, 1967,1968) и принято В.Е. Хаиным: "Другая закономерность подмечена Ю.П. Смирновым (1947 - здесь ошибка в годе, прим. Ю.П.С.) на примере верхнего мела Дагеста1 и: чем крупнее ритмы, тем симметричнее они построены ........" (выд. автором; Хаин, 1973, с. 164).

Лон и горизонтов (УСтрО - 3). Это в основном этапные периодотемы, элементами которых являются подлоны и лоны, соответственно. В тоже время, это сложные фациалыю-формационные и наиболее стратиграфические (относительно-времеш 1ые) периодотемы.

Вся верхний мел - датская толща является преимущественно цикличной периодотемой (см. гл. 3). Закономерность чередования (с увеличением длительности и мощности) преимущественно цикличных и преимущественно этапных седиментационных периодотем отмечается и дальше (табл. 2.3) (Смирнов, 1995).

Возможно, такая закономерность обусловлена чередованием влияния на формирование слоисто-пластовой осадочной толщи преимущественно цикличных геофациальных процессов осадконакопления и преимущественно этапных геоформационных процессов.

Геофациальные процессы (процессы собственно'осадконакопления) доминантно (Круть, 1973,1978; Смирнов, 1987) вещественные преимущественно цикличны.

Без вмешательства процессов других уровней качественной организации (геоформационных, геотектонических и др.) процесс осадконакопления непрерывен и фациальные периодотемы образуются в результате плавных цикличных изменений условий осадконакопления: глубины, режима придонных вод, удаленности от областей сноса терригенного материала, климата и других.

Геоформационные процессы доминантно временные. Поэтому они наи-

более важны для стратиграфии (Леонов, 1973,1975,1977). Поэтому они преимущественно этапны. Геоформациоаные процессы образуют в осадочной толще пернодотемы, обусловленные изменением отношения скорости поступления в бассейн осадконакопления осадочного материала (аллохтонного-терригенного и автохтонпого-хемогенного и биогенного происхождения) и скорости осаждения этого материала. В обстановке некомпенсированного тектонического прогибания, если это отношение больше единицы, то осад-конакопление непрерывное, то есть фациалыюе (см. выше); если это отношение, при тех же тектонических условиях, меньше единицы, образуются перерывы в осадконакоплении (главным образом диастемные - межпластовые, определяющие сравнительную резкость межпластовых границ).

На геофациальные и геоформационные процессы накладываются доминантно пространственные геотектонические процессы. Они образуют в слоисто-пластовой осадочной толще периодотемы, обусловленные изменением отношения объема бассейна осадконакопления к объему поступающего в него осадочного материала. Пока это отношение больше единицы (некомпенсированное прогибание) механизм формирования осадочной толщи геофор-мационный и (или) геофациальный. При значениях этого отношения равном и меньше единицы образуются стратиграфически явные "гиатусовые" (Найдин,1995) перерывы, сопровождающиеся иногда размывами.

Д.П. Найдин интервалы разрезов между такими несоглассиями называет секвенциями. Секвенция (обычно -флишевый многослой; ГС, 1973) "...седи-ментационный комплекс генетически связанных слоев, пачек, толщ, ограниченных поверхностями несогласий и соответствующих им границами согласного залегания" (Найдин, 1995, с. 33). Очевидно, "генетическая связанность"-по существу геопериодная.

Гиатусовые несогласия являются максимально редуцированными нулевыми седиментационными периодотемами; они более цикличны при небольшом различии пород ниже и выше поверхности несогласия и более этапны при большом их различии.

Для корреляции разрезов большое значение имеет направленность изменений литологических признаков седиментационных периодотем. Для классификации периодотем по направленности условно принимается, что увеличение карбонатности (уменьшение терригенности) пород вверх по разрезу и в среднем элементе циклотемы соответствует прямой направленности (по Ю.Н. Карогодипу, 1985- прогрессивной), а уменьшение карбонатности (увеличение терригенности) пород - обратной (по Ю.Н. Карогодипу, 1985 - регрессивной). Подавляющее большинство исследователей седиментационной периодности придерживаются именно такой условности.

Здесь (рис. 2.6., 2.7., 2.8.,) дана более детальная классификация седимента-ционных периодотем, сравнительно с классификацией Ю.Н. Карогодина (1985 и др.).

Наряду с собственно седиментационными (фациально-формационными) вьщеляются еще более значимые для стратиграфических построений филогенетические и биоформационные периодотемы. Первые сугубо качественно-структурные, основаны на известных филогенетических схемах и исключительно прямо-этапные (однонаправленная смена видов).

Признаки биоформационных периодотем количественно-структурные: смена видов (сумма исчезнувших и появившихся видов); число видов (всех или отдельных групп макрофауны); количество экземпляров наиболее представительных (чаще встречающихся) видов. Направленность биоформационных периодотем определяется по увеличению (прямая) или уменьшению (обратная) значений этих признаков.

До сих пор говорилось о выделении седиментационных и биоседимента-циошгых периодотем по фациалыю-формационным и палеонтологическим в той или иной степени качественным признакам."При всей их значимости для корреляции разрезов и других стратиграфических построений, они, являясь исходно необходимыми, все же недостаточны. Первые - ввиду территориальной фациалыюй изменчивости; вторые - из-за разных условий обнаружения макрофауны и извлечения ее из обнажений.

В совокупности с вышеназванными признаками выделения периодотем был использован наиболее абстрагированный от качественности признак "изменение - событие" (ИС - любое изменение есть результат какого-то события) (Смирнов, 1977, 1980, 1989, 1997).

ИС - это процент изменения любого качественного или количественного признака (на границе этого изменения) по отношению к принятому максимальному значению этого признака (табл. 2.3.). Принцип ИС заключается в следующем: в осадочной толще ("геологической летописи") разными "руками" (различными фациальными, формационными) "записаны" какие-то общие (геотектонические, геосферные, климатические) события; в одном месте эта "запись" в виде перерыва или обратной циклотемы, а в другом - в виде прямой циклотё-мы или обратной этапотемы; в любом случае ИС фиксирует общее событие.

Таким образом, периодотемы, выделенные по изменению признака ИС, коррелируются независимо от качественно-структурных и количественно-структурных территориальных периодотемных изменений.

Процентные значения ИС, определенные по разным качественным и качественно-количественным признакам, суммируются в новые суммарные кривые ИС и более полно отражают периодотемное строение (рис. 2.9.).

_6_ н

литологические ис

рАЗреэ 1

п г н ч

СП

% 10 40

м I I

РАЗРБЗ а

п г н ч

АЛ7Г

10 40

|,(_|„|

ИС

10 40

I 1-й

1 1

Биологические ис

виды

1 ОБИЛЬНО ЧАСТО

средне »редко

!: <! • • 11

I I

I ' I I

I I

г I

1 !

11 11 ч

щ!'

чв

КЭБ 1030

т т

ХИС 1050,50

1ИС

(ЭШТО+ЕИО)

10 30 50 70 90

11 ■

СЧ

РИС 2.9

ПРИНЯТЫЕ МАКСИМАЛЬНЫЕ ПРОЦЕНТНЫЕ ЗНАЧЕНИЯ

ПРИЗНАКОВ ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ИС _ТАБЛИЦА г.ъ.

.ЦИТОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ

КАРБОНАТНОСГЬ ПОРОД ТЕРРИГЕННОСТЬ ПОРОД КИЛ, Г АУКОНИТ.КРЕМЕНЬ, БИТУМ, МЕЛ, ПЕРЕРЫВ

100% КАРБОНАТНОСТИ 30% ПЕСЧАНИСТОСТЬ ПО 10%

БИОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ

СМЕНА ВИДОВ /-И + /-СВ числовидов-чв КОЛИЧЕСТВО ЭКЗЕМПЛЯРОВ ВИДОВ -КЭВ

В СУММЕ 20 ВИДОВ -100% 20 ВИДОВ-100% ОБИЛЬНО-50%

Для обоснования размерной классификации выделенных седиментаци-онных периодотем использована методика гармонического анализа, заключающаяся в разложении сложных полиамплитудных и полипериодных кривых на синусоидальные кривые со значениями периода Т от 3 до п/2, где п -число амплитудных значений X, снимаемых через выбранный периодный интервал (ОХ - шаг: 3,4,5.....п/2) с анализируемой кривой. Расчет производился с применением ЭВМ (Смирнов, 1974, 1989).

Выделение синусоид, наиболее соответствующих периодотемным единицам осуществляется построением периодограмм - кривых зависимости амплитуды (А) от периода (Т) и представляющих собой в некотором роде частотные кривые, где значения периодов играют роль интервалов группирования, а значения амплитуд - частот встречаемости синусоид данных периодов в анализируемой кривой.

Первоначально анализировались кривые изменения средней карбонат-ности наиболее стратиграфически полных,естественных разрезов и^ кривые КС (отражающие измё1Шние карбонатностиУскважиннь1х разрезов в шкале мощности. На почти всех периодограммах разрезов наблюдалось; общее (трендовое) возрастание амплитуды по мере увеличения периода, нарушаемое несколькими (до четырех) аномальными "пиками" основных синусоид.

Использование шкалы мощности, весьма неточно соответствующей шкале времени, давало большие расхождения в размерном порядке основных синусоид и, соответственно, основных периодотем. Вместо шкалы мощности была использована шкала времени, что сразу же уменьшило расхождения в размерном порядке основных синусоид. И, наконец, использование признака

,'изменение-событие" как по отдельным разрезам, так и ,особенно, по суммарному верхний мел -датскому разрезу региона в целом, позволило стати-Л'ически обосновать четыре порядка периодотемных единиц в Ма: пачко-вых и подлонных (0,2-0,9, среднее - 0,5); лонных (1,0-2,4, среднее - 1,8); под-горизонтных (4,0 - 5,0); горизонтных (среднее - 7,0). Из них подгоризонтный порядок промежуточный. Следующий (пятый) порядок - позднемеловой (30).

3. РЕГИОНАЛЬНАЯ СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ СХЕМА (РСО.

В пределах Северного Кавказа и Предкавказья три стратиграфических схемы названы региональными: схема "Северо-Восточного Кавказа" (Лы-сенков, Ботвинник, 1976); схема "Северо-Восточного Кавказа и Предкавказья" (Смирнов, ТкачукА.Е., В обликов, 1979; Смирнов, Пергамент, Г.А.Тка-чук, 1980); схема ("шкала") "Северного Кавказа и Предкавказья" (Смирнов, „Москвин, Г.А.Ткачук, 1986). Первая и вторая из этих схем субрегиональны, так как охватывают только часть территории региона'(первая - Чеч^юкой, Ингушской и Северо-Осетинской Республик; вторая - от Дагестанской Республики до Ставропольского края и Карачаево-Черкесской Республики включительно). В обеих этих схемах свитные, подсвитные, пачковые стратоны.

Особое мерто занимает стратиграфическая схема С.Л.Афанасьева (1993 и др.) распространяющаяся на всю территорию флишевого верхнего мела южного склона и на территорию Известнякового Дагестана, то есть охватывающая два палеобассейна седиментации (второй - частично) резко отличающиеся по режиму формирования слоисто-пластовых толщ, по литологи-ческому составу, и по палеобиогеографической обстановке.

Собственно региональной стратиграфической схемой, охватывающей весь ■регион, действительно единый в плане условий седиментации и палеобиогеографических условий, предлагается считать схему 1986 года. Ниже эта схема воспроизводится с некоторыми корректировками и с более детальным обоснованием составляющих ее стратонов.

Предлагаемая РСС включает пять горизонтов, восемь подгоризонтов, 23 лоны и 37 поддон (табл. 3 Л). Возрастное определение горизонтов и подгоризонтов условное, соответствует представлениям, сложившимся в 70 - 80-х годах (Пергамент, Смирнов, 1972; Смирнов, Пергамент, 1972; Смирнов и др., 1980; Смирнов и др., 1986). Стратотипы всех горизонтов и лок расположены в пределах Известнякового Дагестана (горные территории Дагестанской и Чеченской Республик).

При нижеследующем описании региональных стратонов указываются только руководящие (в региональном отношении) виды макрофауны; распространение

других видов макрофауны представлено в монографиях 1986 hJ998 годов. Мк рофаунистическая характеристика дана s-первом-раздела и в тем-же мопографш

Возрастное определение региональных стратонов производится неполно, та как, охват всех вариантов ярусных, подъярусных зональных границ не пресле довался, да и практически почти невозможен, а принимать какой-то один и этих вариантов для региональных стратиграфических построений не целесооб разно. Поэтому, приведены сопоставления схем распределения макрофауш только с некоторыми такими же схемами других регионов, причем в осповно? для показа возможностей установления возраста региональных стратонов и не возможности однозначного установления возрастного положения их границ.

Аварский горизонт (av). Сеноман - нижний турон (cm - ti)

Стратотипическая местность - бассейн рек Аварское Койсу и Апдийско< Койсу. Название происходит от названия одной из многочисленных народ ностей (аварцы), издавно заселяющей большую часть Известнякового Дагестана. Стратотипический разрез - Аймакинский, расположенный на юп Урминского плато вдоль тропы между селениями Аймаки (на юге) и Охли (на севере); тектонически - в пределах южного борта Урминской синклинали. Мощность в этом разрезе -117 метров, но в нем отсутствуют самые нижние слои первой лоны и самая верхняя лона. Эти пробелы восполняются в Гергебильском (с. Гергебиль) и в Каранайском (с. В. Каранай) разрезах.

Нижнеаварский подгорнзонт (n.av). Сеноман (cm). Мощность в Аймакинском разрезе самая большая - 80 метров (здесь и далее мощность и литологическая характеристика по стратотипическим и опорным разрезам). Аймакинский разрез.

Первая лона. Нижний сеноман (cml) Inoceramus cf. crippsi - Neohiboliíus ultimas.

Нижняя подлона - пачка (12 м) сильноглинистых и глинистых известняков; с единичными Inoceramus cf. crippsi Maní.

В Аймакинском разрезе, как и во многих других разрезах, известняки подлоны (и следующих подпон и лон) граничат с глинами средней части

г -г* • ■--^..f:....... : ;;¡>¿\ р/лП tUi^iío ч i ми \in¡.

верхнего альба. В основании пачки обычен прослои кила (0,05 м), над которым пласт известняка (0,1 м) с "зернами глауконита". Вероятно, в подавляющем большинстве разрезов стратотипичёской местности отсутствуют самые нижние пласты подлоны и отложения верхней часта верхнего ¿льба. Последние установлены (зона Síolizkaia dispar) только в немногих разрезах Известнякового Дагестана (Акушинском, Гергебильском и др.). В этих разрезах граница сеномана и альба литологически почти не обозначена: на пачке ров-нослоистого чередования светлых известняков и мергелей альба залегает пачка слабо волнисто-слоистых светлых зеленоватых известняков сеномана.

Средняя поддона - пачка (12 м) мергелеподобных и силыюглинистых известняков; с редк ими ¡noce mi i и is cf. crippsi Mant. и частыми Neohibolites ultimus (Orb.).

Верхняя подлопа - пачка (8 м) мергелеподобных известняков с отдельными пластами силыюглшшстых извесп гяков; с обильными Inocercinnts cf. crippsi Mant.

Вторая лона. Нижний сеномап (cml) Inoceramus crippsi - Inocercinnts scalprunr, редко встречаются нижнесеноманские аммониты.

Нижняя подлона - пачка (12 м) силыюглинистых и глинистых известняков; с обильными Inoceramus crippsi Mant. и сравнительно редкими Inoceramus scalp rum Boehm.

Верхняя подлоиа - пачка (16 м) силыюглинистых, глинистых и слабоглинистых известняков (последние два типа несколько преобладают по мощности пластов); с частыми Inoceramus crippsi Mant. и обильными Inoceramus scalprum Boehm.

Третья лона. Верхний ссноман (cm2) Holaster subglobosus, Inoceramuspictus (последний встречается не часто).

Нижняя подлона - пачка (12 м) глинистых и силыюглинистых известняков; с обильными Holaster subglobosus Leske.

Верхняя подлона - пачка (8 м) глинистых и силыюглинистых известняков, с некоторым преобладанием первых; с редкими аммонитами позднесе-номанского возраста.

Вся толща нижнеаварского подгоризонта характеризуется волнистой слоистостью и зеленоватым оттенком пород. Породы верхней подлоны первой лоны и нижней подлоны третьей лоны алевропелитовые; мергелеподобные и силыюглинистые известняки всей толщи также алевропелитовые.

Верхнеаварский подгоризонт. Нижний турон (ti). Мощность в Аймакинс-ком разрезе 37 метров; в более стратиграфически полном Каранайском разрезе - 40 метров. Аймакинский и Каранайский разрезы

Четвертая лона, Inoceramus labiatus.

Нижняя подлона - пачка (15 - 7 м)* силыюглинистых и мергелеподобных алевропелитовых известняков, волнисто-слоистых зеленоватых и ровнос-лоистых черноватых, с частыми прослоями (до 0,01 м) кила; с частыми ино-церамамй из группы вида-индекса (Mitiloides).

Средняя подлона - пачка (13 - 12 м) белых и светло-серых глинистых, слабоглинистых и почти чистых ровнослоистых известняков, с прослоями (0,05 - 0,1 м) темно-серого и черного сланцеватого битуминозного мергеля, с частыми послойными линзовидными стяжениями черного кремня и конкреция-

* Здесь и далее два значения мощности по двум вышеуказанным разрезам.

Региональная стратиграфическая схема н её бностратнграфнческое обоснование.

_ _'__Таблица 3.1.

и ^ о. 01- й о р горизонт | подгоризонт | лона подлона Бностратоны четырёх порядков: филогенетические (I, П) и биофпрманпонпые (Ш, IV) периодотемы

1 горнзонтиыс II подгормзонтные III лонные IV подлопные

1 2 3 4 5

й охлинский - оЬ 1 3 Сус1ав1ег: (1ап!си5^£ш1ге1. СогаЯсг: йрЬаепсиз-апзаИепзЬ Сога$1ег а|геа1(еп!»и, Ас.мсоп^ап* .

2 В пэ Сус1а$(ег рЫге! Сус1^1|к1т-чаета

Н Сус1^1^ге|- редко

1 В ОЭ ЕсЫпосогув edhemi ЕсЫп.сйЬет'ь редко

н ЕсМшеЛкт!- часто

пи ь. а ■ )х £ И и К 5 £ в. В 5 в ■посегапнв: ге£и)аги-"саисхзкш" ((егиЫт)-" (ейиЫи«" (<1оЬгоу|). Нор1о»:ар№(е$ соп5(г1сИи. 1посегашп5:1е£иЫи$ (<1оЬгоу0. ПЭ [ппсегапнк йоЬгоу! Гпосег.йоЬкш- часто

н 1посег.йоЬгоуь редко

4 РьсшМГаЯег renngaгleni (в.з), Яенпа^ег 1атЬегП ($.$).

Ш1 Н 3 1посегати5: ¿ес1р1еп&- а^еСогт^? Ог(Ьа$1ег а1арПеш1: НаиеИсегаз 5и1са(иш 1посег. 5р .поу (Регц), 8сипа5(ег а1(и$ (я.ь).

2 в ОЭ 1посег. ЬиЕипГаепь^ ($.5.). [посег.Ь^игЛасп,- редко

н 1посег. Ьи£ип(аеп.- часто

1 в ОЭ 1посегати5 а!ае1оггти5 1посег.а1ае1Ьпш- редко

II 1ппсег. а1ае{оггШ5- часто

ср2 басский -1» В 5 , 1посегяпш5: ЬаШси*— геци!аш. Р$еидоГГа5(ег саисаэки* (Ч)- 1.«^пег1 (5.5,), М.Ьгопйп1аП(, Р$.саисв$1си5-редко

4 РэеийоГ^ег саисаБкив (ел) \1.coravium

СР1 II 3 1посегапш5: агегЬау(1]алеп$18-ти11ег1. \1icraster зсЬгоейеп. 1посегапнк баг^'аепхЫ,1п.ЬагаЫш (8.8).

2 в ОЭ 1посег. агегЬау4{апеп$1$ 1п. azeгbaydjaпen.- редко

II 1п. агсгЬа)^]'апеп.- часто

I в ОЭ |посегати5 ¿амегга^ 1п. daгiensis-peлкo

н 1п. сЫгкчЫ*- часто

Продолжение таблицы 3.1.

1 2 3 4 5

Sil 5 В Inoceramus: lamarcki-percostatus-cordiformis-haenleini. Inoceramus: cordiformis-haenleini; cardissoides-lingua. ПЭ Inoceramus haenleinl Inoceramus dagestanensis

в Н "немые слои", Inoc.sp.

Stl 4 В Mlcraster: cortestudinarium-curanguinum. ОЭ Inoceramus undulalo-plicatus Inoceramus cordiformis (s.s.)

н Inoceramus undulato-plicatus (s.s.)

в Inoceramus:" lamarcki-costellatus-klelni-subqudratus; ПЦ Inoceramus involulus Inoceramus subqudratus (s.s.)

СП] i X 3 с Inoceramus involutus (s.s.)

w s н lamarcki-deformis, wandereri-koeneni-involutus. Inoceramus mantelli (s.s.)

г в ПЦЭ Inoceramus wandereri Inoceramus lamarcki Park.

etil £ н 2 с Inoceramus deformis (s.s.)

н Inoceramus schloenbachi (s.s.)

в ПЦЭ Inoceramus lamarcki Woods (поп Park) (s.l.) Inoceramus wooJsi (s.s.)

12 I с Inoceramus lamarcki Woods (s.s.)

н Inoceramus apicalis

5 Inoceramus: crippsi-scalprum-pictus-labiatus-Iatus. Inoceramus; pictus-labiatus-latus. "немые слон", Inoceramus latus-?

Ii в в ПЭЦ Inoceramus labiatus Inoceramus labiatus-редко

4 с Inoceramus Ubiatus-часто

н Inoceramus labiatus-редко

cm « 1 >s 3 в Inoceramus: crippsi-scalprum-pictus; crippsi-ginterensis- ОЭ Hol.subglobosus Inoceramus pictus Acanthoceras rhotomagense

a ä я 0 н Holaster subglabosus-часто

2 в reduneus. ОЭ Inoceramus crippsi ПЭ Inoceramus scalprum Inoceramus scalprum-чаето

н 11 Inoceramus crippsi-часто

cm в ПЭ Inoceramus cf.cripps Neohibolitus ultimus Inoceramus cf.crippsi-часто

1 с Neohibolites ultimus-часто

н Auccllina griphaenides

ПЭ - примни JiaiioieMa; OD - ыпришаи jiuiiuicmu; ПЦ - прямая iuikvioivmu; ОЦЭ - обращая hhkmu- j laiiulcMa; ПЦЭ - примам iiiik.iii-этапотема; ПЭЦ - прямая итапо-инклотема

ми сульфидов железа; с обильными иноцерамами (в пластах мергеля) из группы вида-индекса. Пачка состоит из трех подпачек почти равной мощности, отличающихся увеличением средней карбонатности вверх по разрезу.

Верхняя поддона (9 -12 м) состоит из трех пачек: в нижней (3 м) - сильноглинистые алевропелитовые волнисто-слоистые зеленоватые известняки и мергели, местами (Аймакинский, Ансалтинский и др. разрезы) с пластом (до 0,7 м) сильно ожелезненного черного сланцеватого битуминозного мергеля ("рудный пласт"); в средней (6 м) - сильноглинистые, алевритистые и песчанистые известняки, переходящие в верхней части в известковый песчаник (на этом заканчивается аварский горизонт в Аймакинском разрезе); в третьей (3 м) - глинистые зеленоватые слабо волнисто-слоистые известняки. Иноцера-мы группы вида-индекса встречаются гораздо реже, чем в средней поддоне.

Пятая лона, условно - Inoceramus latus (9 м), состоит из трех пачек: в нижней (3 м) - слабоглинистые среднеслоистые известняки; в средней (3 м) - глинистые известняки; в верхней (3 м) - почти чистые и чистые толстослоистые известняки. В Басском разрезе максимальная мощность лоны (26 м) и также три пачки, но другого типа: в нижней (1,5м)- слабоглинистые известняки; в средней (22,5 м) -чистые известняки с прослоями (до 0,02 м) - кила; в верхней (2 м) - слабоглинистые известняки. Пятая лона аварского горизонта до сих пор остается макрофа-унистически "немой" и очень слабо охарактеризована микрофаунисгически.

Сеноманский возраст большей части (без нижней поддоны первой лоны) нижнеаварского подгоризонта обосновывается редкими аммонитами (рнс.ЗЛ.пЗДО. Нижняя и верхняя его границы обеспечены аммонитовой фауной односторонне: со стороны альба и со стороны, предположительно, верхнего сеномана. ■Распространенно аммонитов d схемах I, II и в схеме IV рисунка 3.2. весьма различное.

Нижнетуронский возраст верхнеаварского подгоризонта обоснован слабо: только комплексов иноцерамов "группы labiatus" (гр. Mitiloides) в лоне 4 и появлением выше лоны 5 многочисленных иноцерамов и редких морских ежей среднего и верхнего турона. Эти иноцерамы появляются в верхней части нижнего турона,делает возрастное определение лоны 5 весьма условным. Недостаточно определена в регионе и граница сеноман - нижний турон (лона 3 - лона 4), так как некоторые иноцерамы группы Mitiloides появляются в верхней части верхнего сеномана. (Walaszczyk, 1992).

Новые фораминиферовые зоны для Известнякового Дагестана предложены H.A. Тур (1996а, 1996в): Rotalipora globotruncanoides (нижняя и средняя поддоны лоны 1); Rotalipora reicheli (верхняя поддона лоны 1 и нижняя под-лона лоны 2); Rotalipora cushmani (верхняя подлона лоны 2, вся лона 3, лона 4 - без верхней подлоны). Все эти три зоны, по мнению их автора, имеют сеноманский возраст, что слишком завышает (на две подлоны лоны 4) границу

сеноман - турон и пачка (подлона 2 лоны 4) с обильными иноцерамами группы Mitiloides (тоже и в Польше) попадает в сеноман. К сожалению, иноцера-мы группы Mitiloides из кавказских разрезов недостаточно изучены.

Туронские зоны H.A. Typ: Dicarinella hagni (верхняя подлона лоны 4 - без нижней ^охарактеризованной фораминиферами пачки и нижняя половина лоны 5); Helvetoglobotruncana helvetica (верхняя половина лоны 5; находки только из приподошвепиых пластов).

Бетлинский горизонт (bt). Верхний турон - коньяк - сантон (t2 - cn - st).

Стратотипическая местность та же, что и для аварского горизонта. Название дано по одному из разрезов, расположенному вдоль троп и проселочных дорог на северных склонах плато Бетли (вблизи от слияния Андийского и Аварского Койсу); тектонически - в пределах северного борта Бетлинской синклинали. Мощности стратонов при нижеследующем описании по Аймакинс-кому, наиболее мощному и наиболее стратиграфически полному, разрезу.

Нижнебетлинский подгоризонт. Верхний турон — коньяк (t2 - cn). Мощность -172 метра.

Первая лона. Верхний турон (t2). Inoceramus lamarcki Woods (поп Park.)

Нижняя поддона -пачка (20 м) глинистых, слабоглинистых и почти чистых изве-сгняков; с частыми Inoceramus apicalis Woods и редкими Inocerarmts lamarcki Woods.

В Аймакинском разрезе и в других разрезах, особенно при отсутствии в них лоны 5 аварского горизонта и нижних пластов нижней поддоны первой лоны бетлинского горизонта, в основании, поддоны обычен прослой кила (до 0,2 м) и известняк (ОД м) "с зернами" глауконита выше этого прослоя.

Средняя подлона - пачка (22 м) сильноглинистых, глинистых и слабоглинистых известняков; с редкими Inoceramus apicalis Woods и частыми, обильными Inoceramus lamarcki Woods.

Верхняя подлона- пачка (13 м) сильноглинистых, местами мергелеподоб-ных, и глинистых известняков; с частыми Inoceramus woodsi Boehm, менее частыми Inoceramus lamarcki Woods и единичными Inoceramus apicalis Woods.

Вторая лона. Нижний коньяк (cnl). Inoceramus wandereri.

Нижняя подлона - пачка (Юм) глинистых и слабоглинистых известняков; с частыми Inoceramus schloenbachi Boehm. и Inoceramus wandereri And. Последние представлены некрупными, но наиболее типичными разновидностями.

Средняя подлона - пачка (27 м) сильноглинистых и глинистых известняков; с частыми Inoceramus deformis Meek, и обильными крупными Inoceramus wandereri And.

Верхняя подлона - пачка (15 м) глинистых и слабоглинистых известня-

ков; с редкими Inoceramus ex. gr. lamarcki lamarcki Park, и единичными другими иноцерамами нижнего коньяка.

Третья лона. Верхний коньяк (cn2). Jnoceramus involulus.

Нижняя подлона-пачка (20 м) аналогичных предыдущей подлоне известняков; с обильными Inoceramus mantelli Mercey и частыми не крупными Inoceramus involutus Sow.

Средняя подлона - пачка (25 м) слабоглинистых и почти чистых известняков, с обильными крупными Inoceramus involutus Sow. и редкими Inoceramus mantelli Mercey (в основном в нижней части).

Верхняя подлона - пачка (20 м) чистых белых толстослоистых известняков, с единичными и редкими Inoceramus subquadratus Schlut. и иноцерамами (ex.gr.) более развитыми выше.

Всрхнебстлинский подгоризонт. Сайгон (st). Мощность - 73 метра.

Четвертая лона. Нижний саитон (stl). Inoceramus undulato -plicatus.

Нижяя подлона состоит из двух пачек приблизительно одинаковой мощности: нижняя пачка (2,5 м) почти чистых известняков; с обильными Inoceramus undulato - plicatus Roem. и редкими, единичными другими нижне-сантонскими иноцерамами: верхняя пачка (2,5 м) слабоглинистых и глинистых известняков, такой же макрофаунистической характеристики.

Верхняя подлона - пачка (19 м) глинистых и слабоглинистых известняков; с редкими Inoceramus cordiformis Sow. и другими нижнесаотонскими иноцерамами.

Пятая лона. Верхний саитон (st2). Inoceramus haenleini.

Нижняя подлона - пачка (27 м) чистых белых толстослоисгых известняков. В основании пачки встречаются крупные плоские иноцерамы, определенные В.П. Ренгартеном как Inoceramus mantelli Mercey (?). Макрофаунис-тически эта подлона до сих пор остается "немой".

Верхняя подлона - пачка аналогичных известняков, с довольно частыми Inoceramus dagestanensis Pavl, единичными Inoceramus haenleini Mull, и спорадическими (вне стратотипической местности) Marsupites testudinarius Schloth. Последние - по данным М.М.Москвина (1959,1962).

Местами (разрезы рек Рубас-чай, Басс, у с. Дженгутай и др.) в известняках 5 лоны прослои кила и редкие кремневые стяжения.

По изменению величины средней карбонатности, цвету и оттенку пород, типу слоистости и другим признакам бетлинский горизонт очень сходен с аварским горизонтом. Так, в первой и второй лонах (частично и в нижних подоонах третьих лон) развита волнистая слоистость, силыюглинистые известняки алевропелитовые, глинистые и сильноглинистые известняки имеют зеленоватый оттенок (все это в большей степени в трех первых лонах авар-

ского горизонта). Как и в аварском горизонте, четвертая лона сравнительно более терригеииая (глинистая, но не алевритистая и не песчанистая), а пятая лона состоит из белых чистых толстослоистых известняков и частично (в аварском горизонте полностью) лишена макрофауны.

В бетлинском горизонте аммониты и белемниты полностью отсутствуют и возрастная характеристика основана на наиболе представительной фауне иноцерамов, в меньшей степени - на фауне иглокожих.

О возрастной неопределенности границы с аварским горизонтом (tl -12) говорилось выше. Но все же со стороны бетлинского горизонта эта граница весьма обоснована - появляются сред1 гетуронские иноцерамы, а также Cohans subrotundus Mant. - зональный вид Г. Эрнста (Emst, 1970а, в, 1972).

Первая и вторая подгоны первой лоны, как-будто имеют среднетуронский возраст, тогда как возраст третьей поддоны этой лоны весьма неопределенный (верхний турон - нижне - нижнеконьякский). Опускание турон - коньякской границы, сравнительно с принятым здесь ее положением, на границу второй и третьей подпои первой лоны было предложено И. Валашиком (при совместном описании Дженгутайского разреза в 1989 году) на основании определенйя им в этом разрезе Inocercimus walterdorfensis (And.) и других иноцерамов, устанавливающих в настоящее время эту границу в Польше (Walaszczyk, 1992).

Обоснование положения в регионе турон-коньякской границы по морским ежам, например, появлением в верхней подпачке первой лоны Micraster cortestudinarium Gold/, и во второй лоне - Infulaster hagenovi Orb. проблематично, из-за единичной встречаемости в регионе этих видов.

Примерно такие же разногласия в обосновании по иноцерамам границ подъярусов коньяка (рш—3-4-) Например, только по преимущественному, но не единому, распространению иноцерамов относительно друг друга можно предположить, что вторая лона бетлинского горизонта имеет примерно нижне-среднеконьякский возраст, а третья лона - средне-верхнеконьякский возраст. То же самое можно сказать и о приблизительно нижний сантон -среднесантонском возрасте четвертой лоны и о приблизительно средний сан-тон - верхнесантонском возрасте пятой лоны. Верхнесантонский возраст пятой лоны подтверждается спорадическими находками (данные М.М. Москвина) Marsupites testudinarius Schloth. (разрез по р. Б. Лаба)

H.A. Тур (1996а, в) выделяет в бетлинском горизонте микробиозоны: Marginotruncana coronala (первая лона, первые две подлоны второй лоны); Marginotruncana tarfayaensis (верхняя подлона второй лоны, третья лона); Dicarinella concavata (без верхней границы; нижняя часть четвертой лоны). Границу турон - коньяк она проводит (с вопросом) между двумя последними зонами, то есть по принятой нами границе коньяк - сантон.

Басскип горизонт (Ьэ). Кампа» (ср).

Стратотипическая местность - северо-запад Известнякового Дагестана; северо-запад внешней зоны одноименного тектонического района. Стратотип расположен в разрезе по долине реки Басс; тектонически - на северном крыле Варандийской антиклинали. Опорные разрезы: Аймакинский, Бетлинский, Ру-басчайский. Мощность в Басском разрезе максимальная-490 метров. В связи со значительной фациалыюй изменчивостью описание стратонов по Басскому разрезу дополняется их описанием по опорным разрезам Известнякового Дагестана.

Нижнсбасский подгоргаонт. Нижний кампан (ср1). Мощность в Басском разрезе - 220 метров.

Первая лона, [посегатш с1апет15.

Нижняя нодлона - пачка (10 м) сильноглинистых алевропелитовых известняков, с отдельными пластами глинистых и слабоглинистых известняков, с редкими линзами серого кремня и с интервалами (1 - 2 м) внутриформаци-онных палеооползневых деформаций. Вид-индекс встречается не часто.

Верхняя поддона -пачка (25 м) аналогичных известняков. Вид-индекс редок.

В Аймакинском и Рубасчайском разрезах лона представлена чистыми (в первом) и слабоглинистыми (во втором) толстослоистыми известняками (27 и 30 м) с частым (в первой подлоне) и редким (во второй подлоне) видом-индексом. В Рубасчайском разрезе много пластов (до 0,2 м) мергеля, переходящего к подошве в кил; вид-индекс в приподошвенной части встречается обильно. В Бетлинском разрезе лона (43 м) представлена глинистыми известняками с частыми послойными стяжениями серого кремня. Бетлинский облик лоны является переходным от Рубасчайского и Аймакинского (юг и центр Известнякового Дагестана) к Басскому ее облику.

Вторая лона, ¡посегапшх а~егЪауй]апспБ1$.

Нижняя подлона - толща (110 м) глинистых известняков, с частыми интервалами (до 5 м) внутриформационных палеооползневых деформаций, с редким видом-индексом.

Верхняя подлона - пачка (40 м) аналогичных известняков, но без палеооползневых деформаций.

В Аймакинском разрезе лона представлена белыми чистыми толстослоистыми известняками (47 м); в Рубасчайском - двумя пачками, соответствующими поддонам - слабоглинистых известняков (29 м) и среднеглинистых известняков (30 м) (в приподошвенной части первой частый вид-индекс). В Бетлинском разрезе лона представлена пачкой (53 м) белых чистых известняков, что сближает этот разрез с Аймакинским разрезом.

Третья лона, ¡посегатш gandjaensis - 1посегатш ЬагаЫт. Пачка (35 м) че-

редования сильноглинистых, глинистых известняков и мергелеподобных алевропелитовых известняков, с редкими видами-индексами.

В Аймакинском, Рубасчайском и Бетлинском разрезах это пачки (25,90 и 37 м) чистых белых мелоподобных ("марающих руки") известняков. В Рубасчайском разрезе верхняя часть лоны в сложноскладчатых и глыбовых палеооползневых деформациях. ■

Верхнебасский подгоризонт. Верхний кампан (срг). Мощность - 260 метров.

Четвертая лона. Pseudoffaster caucasicus- Micraster coravium. Толща (160 м) мергелей с отдельными пластами (0,05 - 0,4 м) глинистых известняков через 5-10 метров (в нижней части), 15-20 метров (в верхней части); с иноцера-мами кампан - маастрихтского возраста и редкими видами-индексами.

В Рубасчайском разрезе четвертая лона представлена толщей (80 м) зеленовато-серых алевришстых известняков с интервалами (2-5 м) палеооползневых деформаций в верхней части и сплошь палеооползневой сложноскладчатой и глыбовой в" нижней части (50 м); в Аймакинском - пачкой (42 м) слабоглинистых и среднеглшшстых извесп гаков (глинистость увеличивается вверх по разрезу) с прослоем кила (0,05 м) в основании; в Бетлинском разрезе-пачкой (45 м) слабоглинистых известняков с интервалами (до 15 м) палеорпрлзневых деформаций.

Пятая лона. Inoceramiis wegneri-Belemnitella langet-Bostrychoceraspolyplociun. Толща (110 м) глинистых и среднеглинистых известняков (ггашистость вверх по разрезу уменьшается). В Рубасчайском разрезе - пачка (50 м) глинистых известняков; в Аймакинском - толща (87 м) среднеглшшстых и глинистых известняков (глинистость вверх по разрезу увеличивается) с частыми пластами (до 0,2 м) кила; в Бетлинском разрезе пачка (67 м) аналогичная по составу пород толще Басского разреза. Виды-индексы встречаются редко и единично.

Представленная выше фациальная изменчивость Басского горизонта в пределах территории Известнякового Дагестана распространяется и на весь регион, особенно - на его южную (северокавказскую) часть. Фациальная изменчивость наблюдается и в интервалах аварского и бетлинского горизонтов, но в них она однонаправленна: глинистость и карбонатность изменяются вверх или вниз по различным разрезам в различной степени, но всегда в одинаковых направлениях (или увеличения или уменьшения). В Басеком горизонте фациальная изменчивость более резкая и местами также однонаправленная, но чаще разнонаправленная: в одних разрезах глинистость и карбонатность увеличивается (или уменьшается) вверх по разрезу, в других - наоборот.

Басский горизонт отличается от первых двух большими мощностями в целом и почти всех своих подразделений и большей стратиграфической полнотой, а также преобладающей ровной слоистостью.

В басском горизонте вновь появляется аммонитовая и белемнитовая фауна, но ее представители встречаются очень редко (единично, спорадически). Поэтому возрастное определение границ подгоризонтов и лон по этой фауне весьма приблизительное. Так, первые три лоны по аммонитам, как-будго, соответствуют нижнему кампану (сравнение со схемами Jeletzky, 1968 и др). Но, например, зональный вцд Ю.А. Елецкого Hauericeras pseudogardeni (Schlut) (нижняя зона нижнего кампана) встречается в регионе только во второй лоне. Граница нижнего и верхнего подгоризонтов, условно принятая за границу подьярусов кампана, фауной аммонитов (белемнитов нет) фактически не обусловлена. Более определенное возрастное положение верхней границы горизонта: встречаемость в пятой лоне Bostrichoceras polyplocum (Roemer), Belenuiitella langei (Schatsk.) и появление выше типичных маастрихских аммонитов (см. ниже).

Сопутствующая аммонитам иноцерамовая фауна во Франции представлена слабо. Нижний кампан этой фауной почти не охарактеризован. Нижний подго-ризонт хорошо охарактеризован эндемиками, из которых особенно важен вид Inoceramus azerbaydjanensis М. A liev, прослеже! шый во ш югих других регионах ЕПО (Алиев, 1979) в пределах нижнего кампана этих регионов. Большинство видов иноцерамов "сквозного" кампан-маастрихтсткого распространения, но есть виды, распространенные только или преимущественно в "наших" кампанском, или в маастрихтстком интервалах разреза; есть группа видов начинающихся с "нашего" верхнего кампана и распространяющаяся выше. То есть, имеются данные для косвенного обоснования (по иноцерамам) принятого нами положения границ нижний - верхний кампан, кампан - Маастрихт. Границы иноцерамовых лон, как и сами лоны, исключительно региональны. К сожалению, кампан - маастрихтские иноцерамы Северного Кавказа изучены все еще недостаточно по сравнению, например, с сеноманскими и верхний турон - коньякскими ш юцерамами региона.

Возрастное положение нижней границы басского горизонта частично обосновано появлением редких видов морских ежей - Micrasler schroederi Stoll. и Offasterpilula Lam. (последний-зональный вид Г. Эрнста); а положение верхней его границы - редким Micrasler brongniarti Hebert.

Урминский горизонт (иг). Маастрихт (т),

Стратотипический разрез Аймакинский (Урминское плато - см. выше); опорные разрезы - Рубасчайский, Левашинский, Дженгутайский, Басский. Мощность в Аймакинском разрезе 320 метров.

Нижнеурминский подгоризонт. Нижний Маастрихт (mi).

Мощность в Аймакинском разрезе 190 метров.

Первая лона, lnoceramus alaeformis.

Нижняя подгона - пачка (25 м) чередования силыюглинистых и алевро-лелитовых известняков (пласты последних несколько меньшей мощности); с частыми (обильными) Inoceramus alaeformis Zek.

Верхняя подлона - пачка (35м) аналогичных известняков; со сравнительно редким (средним) видом-индексом.

Вторая лона, Inoceramus buguntaensis.

Нижняя подлона - пачка (40 м) глинистых известняков, местами переходящих в известняки средней глинистости; с частым Inoceramus buguntaensis Dobr.

Верхняя подлона - пачка (30 м) аналогичных известняков; с менее частым (средним) видом-индексом.

Третья лона. Seunaster alius - Inoceramus sp. nov. Пачка (60 м) аналогичных известняков; со сравнительно частыми Seunaster altus Seim, и обильными неопределенными до вида иноцерамами и иноцерамами группы balticus и другими.

В этой лоне были установлены новые виды иноцерамов и на их основе выделены две иноцерамовые зоны (Алиев, Павлова, Харитонов, 1982), но, к сожалению, монографическое описание этих новых видов до сих пор не опубликовано.

Фациалы информационный облик нижнеурминского подгоризонта в основном выдерживается в пределах почти всей территории Извесп 1якового Дагестана и местами далеко за его пределами. Но уже в стратотипической местности он на отдельных участках резко меняется. Так, в Рубасчайском разрезе подгоризонт представлен толщей (205 м) глинистых и силыюглинистых, иногда алевропелито-вых, алевритовых и песчанистых известняков (терригенность пород увеличивается вверх по разрезу), с частыми внугриформационными палеооползневыми интервалами (0,5-5 м) "рулетного", "колобкового", "конгломерато-брекчиевого" и "сложноскладчатого" (см. раздел 2) типов. Еще более высокая терригенность подгоризонта (без палеооползней) наблюдается в других южных разрезах Известнякового Дагестана (Цмурчайском, Акушинском, Салтинском и др.).

Верхнеурминский подгоризонт. Верхний Маастрихт (тг). Мощность в Ай-макинском разрезе 130 м.

Четвертая лона. Pseudoffaster renngarteni-Seunaster lamberti. Толща (80 м) глинистых известняков, с отдельными пластами (до 0,15 м) алевролито-пес-чанистых известняков и с редкими интервалами (до 5,0 м) палеооползневых деформаций. Пласты песчанистых известняков особенно развиты на северо-западе Известнякового Дагестана, где они более частые (через 1,0-5 м) и более мощные (до 2,0 м). Виды-индексы встречаются довольно часто (рис. 3.5.).

Пятая лона. Inoceramus dobrovi.

Нижняя подлона - пачка (30 м) глинистых известняков, с редким видом-индексом.

Верхняя поддона - пачка (20 м) среднеглинистых, частично (интервалы 1,0-3,0 м) палеооползневых, известняков; с частым видом-индексом (I. "tegulatus " Hag. =/. dobrovi Jel.)

Фациалыю-формационный облик верхнеурминского подгоризоита территориально сравнительно весьма однообразный. Местами выделение подпон по литоло-гическому признаку невозможно (разрезы Дженгугайский, Рубасчайский и др.) В Рубасчайском разрезе подгоризонт- это пачка (59 м) слабоглинисшх известняков сплошь палеооползневых. В Басском разрезе частично палеооползневая нижняя поддона (45 м) пятой лоны (интервалы до 5,0 м). Местами (Буртунайский разрез) в пятой лоне отдельные пласты (до ОД 5 м) алевритисгых, песчанистых известняков.

Нижняя граница урминского горизонта как-будто соответствует границе кампан - Маастрихт: появление Hoploscaphites constrictus Sow. Но, Pachidiscus neubergicus Hauer., появлением которого, в основном, определяется эта граница, в регионе встречается очень редко (спорадически), причем только в верхней части "нашего" нижнего Маастрихта.

Во французских разрезах Inoceramts alaeformis Zek. встречается с верхней части нижнего кампана, но в Польше, как и в Известняковом Дагестане, этот вид встречается только с основания нижнего Маастрихта (Walasczyk, Smimov, Troger, 1996).

Ю.А.Елецкий установил (1962,1965), что вид определенный С.А.Добро-вым, как Inoceramus tegulatus Hag., в действительности является новым видом (l.dobrovi Jel.), а собственно Inoceramus tegulatus Hag. определен С.А.-Добровым, как новый вид - Inoceramus caucasicus Dobr. Первый из этих видов в регионе встречается только в пятой лоне, а в Германии (по Ю.А.Елецкому) в верхнем Маастрихте.

Косвенным обоснованием положения границы подъярусов Маастрихта в регионе служит резкое уменьшение числа видов ииоцерамов, особенно группы balticus, что зафиксировано и в Западно - Европейских разрезах.

Несмотря на указанные возможности возрастного определения, границы всех сгратонов урминского горизонта, особенно лон и, тем более, подлон, как и в других горизонтах, сугубо региональные.

Сравнивая фациально-формационные особенности описанных четырех горизонтов, видим их различия и сходства. Наиболее отличается от всех других басский горизонт. Если в аварском, бетлинском и урминском горизонтах нижние подгоризонты более терригенные, то в басском горизонте более терригенный верхний подгоризонт. Исключение составляют северо-западные разрезы Известнякового Дагестана (Басский и др.), где терригенность всего басского горизонта примерно одинаковая. Но даже в басском горизонте (исключая Аймакинский подтип разреза) наблюдается общая для всех горизонтов закономерность: карбонатность 3-х и 5-х лон или их верхних

подлон, сравнительно с подстилающими и перекрывающими интервалами разреза, существенно выше.

Все четыре горизонта примерно сходны и по признаку "число видов": относительно наибольшее число видов макрофауны приходится, как правило, на вторые лоны, а наименьшее - на верхние подгоризонты. На те же стра-тоны (вторые лоны) всех горизонтов чаще приходится относительно наибольшее количество экземпляров наиболее представительных видов.

Охлинский горизонт (oh). Данин (d).

Стратотипический разрез Аймакинский. Название происходит от селения Охли, расположенного севернее этого разреза. Опорные разрезы - Ру-басчайский и Ансалтинский. Мощность в Аймакинском разрезе 280 метров; в Рубасчайском - 119 метров; в Ансалтинском - 277 метров.

Первая лона. Cyclaster danicus.

Нижняя подлона- пачка (12 м) глинистых слабо волнисто-слоистых известняков; с частым Echinocorys edhemi Boehm. В основании пачки пласт (0,05 м) известняка с палеооползневой галькой.

Верхняя подлона - пачка (33 м) чередования (через 0,1-1,0 м) силыюгли-нистых неяснослоистых известняков и мергелей, с отдельными пластами (до 0,2 м) глинистых известняков; со сравнительно редким видом-индексом, но с многочисленными другими видами морских ежей (рис. 3.7.).

Вторая лона. Cyclaster glndrei.

Нижняя подлона- пачка (34 м) глинистых слабо волнисто-слоистых известняков, постепенно в верхней части сменяющихся слабоглинистыми известняками, с редкими стяжениями кремня и с отдельными интервалами (до 4 м) палеооползневых деформаций; с редкими Cyclaster gindrei (Seun.).

Верхняя подлона - толща (106 м) слабоглинистых известняков, со стяжениями кремня, обильными в нижней половине и редкими в верхней, с частыми интервалами палеооползневых деформаций, в сумме охватывающих 60% мощности; с частым видом-индексом.

Третья лона. Coraster ansaltensis. Толща (115 м), состоящая из нижней под-толщи (94 м) глинистых и сильноглииистых известняков в основном деформированных палеооползнями (70% мощности) и верхней пачки (21 м) глинистых известняков. Вид-индекс встречается очень редко, как и другие сравнительно немногочисленные виды морских ежей.

Выше залегает толща (250 м) мергелей пестроцветио-сероцветной свиты фораминиферовой серии в сероцветной фации. В ее основании - пачка (10 м) деформированных палеооползнями силыгоглинистых известняков и мергелей с переотложенными фоссилиями-датскими морскими ежами, причем не

из третьей лоны, а в основном из первой лоны охлинското горизонта. Выше в сероцветных мергелях (в 30 и 50 м от подошвы) наблюдаются глыбовые внедрения (10-50 м) слабоглинистых известняков, со стяжениями кремня и морскими ежами второй лоны охлинского горизонта.

Фациально-формационный облик охлинского горизонта, представленный в Аймакинском разрезе, если не брать во внимание палеооползневые деформации, сохраняется в пределах всего Известнякового Дагестана, а также в пределах восточной части Северного Кавказа и в Восточном Предкавказье. Изменения связаны в основном только с распространением палеоопол-зневых деформаций и стратиграфически фиксируемых перерывов, а также с изменением мощности горизонта в целом и его лон.

Внутриформационными палеооползневыми деформациями в отличие от Аймакинского разреза, например, охвачена нижняя подлона первой лоны в Рубасчайском разрезе. В Дженгутайском разрезе ими охвачена верхняя подлона первой лоны. Особенно интенсивны палеооползневые явления в Ансалтин-ском разрезе. В этом разрезе две крупные палеооползневые пачки, приходящиеся на нижнюю подлону первой лоны (68 м) и на всю вторую лону (78 м).

В нижних частях этих пачек, среди внутриформационных сложноскладчатых палеооползневых деформаций, встречаются глыбовые внедрения (10-15 м) известняков многих интервалов верхнемелового разреза (Маастрихта, кампана, коньяка, верхнего турона); в верхних частях пачек внутриформационные деформации, по мере приближения к кровле, становятся все менее интенсивными: "слож-носкладчатые" - "выклинивания" - "колобковые" - "конгломерато-брекчиевые".

Значительные литологические изменения, не считая изменений величины средней карбонатности одинаковых лон в пределах одного-двух шагов (по пятизначной градации известняков - см. гл. 2), отмечаются лишь местами. Так, в Буртунайском разрезе и в разрезе по реке Ярык-су во всем горизонте частые пласты (до 0,15 м) алевритистых, песчанистых известняков, таких же как и в пятой лоне урминского горизонта. В разрезах Каранайском и хребта Сала-Тау песчанистые пласты только в первых и третьих лонах.

Почти во всех разрезах Известнякового Дагестана и восточной части Северного Кавказа в основании горизонта прослой (до 0,01 м) кила (Айма-кинский и Рубасчайский разрезы - исключения). Не во всех разрезах развиты во второй лоне кремневые стяжения.

Местами перерывы охватывают первую лону (или только ее нижнюю подлону) и (или) третью лону. Чаще это наблюдается в маломощных разрезах (Бетли, Гамри-озень, Кака-Шура, Ярык-су и др.). В разрезах по рекам Гамри-озень и Ярык-су на известняках дания (второй лоны) лежат глины майкопской серии (олигоцена).

Возрастное определение охлинского горизонта в целом не вызывает сомнений, так как на его границах резко изменяется фаупистический состав: на нижней

- исчезают все маастрихтские виды и появляются датские виды; на верхней- исчезают почти все датские вцды и появляются новые виды морских ежей. Правда, у верхней границы все виды макрофауны встречаются очень редко, единично, спорадически. В установлении этой границы большую роль играют фораминифе-ры: третья лона - слои с Асагтиш тсонманч; выше - слои с аоЬогошИа ащиШа. Подтверждению определения границ горизонта косвенно служат резкие смены литологического состава и частые стратиграфически явные и неявные перерывы.

При взгляде на предлагаемую РСС (табл. 3.1.) "бросается в глаза" ее равномерность: каждый горизонт (за исключением охлинского) содержит два подгоризонта и пять лон. Равномерность региональных стратиграфических подразделений нарушается на уровне подлон: лона без подразделения на подлоны; лона с двумя поддонами; лона с тремя поддонами.

Анализ исходного материала, обобщённого в значениях ИС (рис. 3.1) показывает, что равномерность предлагаемой РСС имеет определенные региональные основания.

Цикличность, этапность и, связанная с ними, повторность (ритмичность) любых процессов и их статических результатов обусловлены тремя основными законами диалектики, особенно законом "отрицание отрицания" (Смирнов, 1987). Цикличность, этапность и ритмичность - конкретные выражения последнего.

Цикличность, этапность (периодность), то есть равномерность, геологических процессов и их статических (тельных) результатов (периодотем) особенно четко проявляются на геоформационном доминантно временном (см. раздел 2) и, следовательно, наиболее стратиграфическом (Круть, 1973, 1978; Смирнов, 1987) уровне организации системы "Земля". С эмпирически-индуктивных позиций это подчеркнуто Г.П.Леоновым (1973,1975,1977). Региональная геоформационная периодность так или иначе связана с глобальной пери-одностыо геосферных, геотектонических и биологических процессов.

Позднемеловой максимум уровня океана на Северном Кавказе и в Предкавказье выразился в наиболее широкой морской трансгрессии, а ограничение этого максимума- кратковременными резкими понижениями уровня океана на рубежах ранний - поздний мел и мел - палеоген (Харлеид и др., 1985)

- в сравнительно кратковременных регрессиях моря в раннеаварском (сено-манском) и охлинском (датском) интервалах времени. Максимальная трансгрессия моря в регионе приходится на басс-урминский (кампан-маастрихтс-кий) интервал. С вышеуказанными кратковременными регрессиями моря

, t. s я

âo

pь

J Ф1ИС

МАКРОФАУНА.

to 30 50 70 х-

2 ЛИС ФАЦгФОРМ. 10 30 50

2ИС

10 30 50 70 90 НО 1 1 1 I ' I M I I ■

-I

-1 r\

- I I

-I I

- i

- I

-тт

I I

I I I

-111

РИС. 3.1. СУММАРНЫЕ ЗНАЧЕНИЯ ПРИЗНАКА ИС

1-макрофаунистичсские; 2-фациально-формационные; 3-суммарные

отчасти видимо связаны местные перерывы в осадконакоплении (выпадения из разрезов низов аварского и охлинского горизонтов), а также волнистая слоистость нижнеаварского и охлинского интервалов разреза, свидетельству-ящая об активном режиме придонных вод. Постепенное восстановление максимального уровня океана в течение сеноман-туроиского и датского интервалов времени (Харленд и др., 1985) выражается в регионе в постепенном уменьшении волнистой слоистости вверх по этим интервалам разреза. Максимальная региональная морская трансгрессия видимо сопровождается относительно спокойным режимом придонных вод и, вследствие этого, приоб-ладанием ровной слоистости над слабой волнистой слоистостью.

Рубеж сантон-кампан (в регионе приблизительно бетли-басс) это рубеж суперхрон полярности магнитного поля Земли. Не исключено, что с этим рубежом как-то опосредованно связано увеличение в регионе разнообразия макрофауны и изменение режима осадконакопления (см. гл. 2). Другие рубежи изменения полярности магнитного поля также приблизительно приурочены к границам региональных стратонов.

В рассматриваемом регионе достаточно четко проявляются позднемело-вые фазы складчатости - австрийская (ранний - поздний мел), субгерцинская (турон), Севье (сантон - кампан) и ларамийская (Маастрихт- даний). Прямое проявление этих фаз в регионе выражается в сравнительно большей территориальной изменчивости мощностей первых лон аварского, бетлинского,бас-ского и охлинского горизонтов. Косвенное их проявление -в резком усилении сноса терригенного материала в начале интервалов времени этих горизонтов (в начале басса не повсеместно) и в местных перерывах в осадконакоплении, особенно крупных в аварском и в охлинском интервалах времени. На рубеже бетли-басс (приблизительно - сантон-кампан) почти во всем регионе предполагаются стратиграфически неявные перерывы, а в некоторых местах региона (северо-запад и юго-восток Северного Кавказа, Центральное Предкавказье) явные перерывы- отсутствие отложений аварского и бетлинского горизонтов (интервалы селоман-сантон), отсутствие охлинского (даний) горизонта.

Изменения подобные вышеописанным, хотя и в меньшей степени, наблюдаются на рубеже басс-урма (приблизительно кампан-маастрихт). На этом рубеже стратиграфически явные перерывы зафиксированы в основном только в центральной (Кав.Минводской) части Северного Кавказа (выпадение из разрезов отложений урминского горизонта).

Австрийская, субгерцинская и ларамийская фазы складчатости в регионе сопровождались активизацией вулканизма, о чем свидетельствуют почти повсеместные прослои (местами слои) кила (монтморилонита) - продукта переработки вулканического пепла. Местами в регионе эти фазы складчато-

сти, а также и фаза складчатости Севье, видимо проявляются в усилении сейсмичности, результатом чего являются палеооползневые деформации.

В рассматриваемом регионе проявляется "бескислородное событие 2 в океане" (Харленд и др., 1985), приуроченное к интервалу четвертой лоны аварского горизонта (ранний турон, возможно - поздний сеноман-ранний турон). Совершенно четко в регионе проявляется глобальное событие, выражающееся в исчезновении на рубеже урма-охли (маасгрихт-даний) иноцерамов, аммонитов многих родов иглокожих. Кстати заметить, что вряд ли это глобальное событие (плюс исчезновение динозавров и проч.) объясняется импактной теорией. Например, в рассматриваемом регионе четко выражено резкое сокращение числа видов и количества экземпляров иноцерамов уже на границе подгоризонтов урминскогогоризонта (предположительно нижнего-верхнего Маастрихта).

М.А.Пергамент (1978) для северного полушария выделяет три основных интервала филогенеза иноцерамов: сеноман-раннегуронский; поздний турон-сан-тонский; кампан - маастрихтский. В рассматриваемом регионе первые два интервала соответствуют аварскому и бетлинскому горизонтам, а третий'интервал - совместно басскому и урминскому горизонтам. Существенно, что "ответвления" от основного филогенетического "ствола" (Пергамент, 1978, рис. 39 на с.170) приблизительно подтверждают границы подгоризонтов и некоторых лон.

Косвенному обоснованию региональных стратонов служит сопоставление их длительности в Ма, установленных пропорционально скорости седиментации при условной (приведенной) фации Н (известняк - натурал, см. раздел 2) и с использованием только двух датировок - 62,2 и 96,2 (даний-средний палеоцен и альб-сеноман по Афанасьеву, 1994) с длительностями стратонов верхнего мела, определяемых различными исследователями (табл. З.2.). Из этого сопоставления видно, что длительности одновозраст-ных региональных и международных стратонов приблизительно одинаковы (однопорядковые), что обосновывает естественную составляющую региональных стратонов глобального происхождения.

4. ТИПИЗАЦИЯ И МЕХАНИЗМ ФОРМИРОВАНИЯ РАЗРЕЗА

Детальная корреляция разрезов верхний мел-датской толщи Северного Кавказа и Предкавказья приведена в монографиях 1986 и 1998 годов. Примеры корреляции некоторых основных разрезов представлены здесь на рисунках $.2., УЗ.,НА.,5. За основу при районировании региона по типу разреза была принята "Карта распространения типов разрезов верхнего мела Кавказа и Предкавказья" (Москвин, 1986, с. 192-193, рис. 27).

М.М.Москвин (1962,1986) не указывает принципы своего районирования, но

очевидно, что он использует комплекс признаков: мощность, стратиграфическая полнота, литологический состав. Здесь этот комплекс дополняется признаками "фациально-формациошшяпериодиость" и "режим формирования" (см. раздел 2).

Равноправное использование всех этих пяти признаков ведет, однако, к неопределенности границ единиц районирования, так как часто по разным признакам положение границ разное. Целесообразно разделить признаки по степени их значимости. Наиболее значимым предлагается считать признак "мощность верхнего мела и дания", который в общем кошролирует мощности региональных стратонов, стратиграфическую полноту (не всегда) и литологический состав (зависимость мощности от фаций, см.раздел 2). Фациалыю-формационпая периодотемность лучше проявляется в более мощных и стратиграфически полных разрезах, а режим формирования зависит от полноты разреза.

Вторым по значимости является "литологический состав", так как он часто не коррелируется с мощностью (отступления вверх и вниз от средней кривой зависимости "мощность-фации"). Мощность и литологический состав наиболее наглядные и повсеместные признаки. Стратиграфическая полнота, фациалыю-формационная (литологическая) периодотемность и режим формирования - признаки, стоящие на третьем месте по значимости, так как установить их удается далеко не во всех разрезах.

Распределение мощностей верхний мел - дания (рис. #.6) региона указывает на полосу палеопрогибов кавказского простирания в южной его части и расположенную севернее полосу сложного сочетания палеопрогибов и па-леоподпятий кавказского и антикавказского простираний. Южнее южной полосы палеопрогибов кавказского простирания намечается сравнительно узкая полоса малых мощностей и весьма неполных разрезов в пределах современных Главного, Бокового и Скалистого хребтов Северного Кавказа. Основанием для выделения последней служат юго-восточные и северо-западные участки, где весьма стратиграфически неполные разрезы перемежаются с местами полного отсутствия отложений верхний мел-даиия. На большей части территории Главного, Бокового хребтов (и соседних с ними территорий) можно также предположить изначальное чередование мест полного отсутствия отложений и мест стратиграфически неполных разрезов небольшой мощности. Основанием для такого предположения служит необходимость в барьере, отделявшим северный бассейн "нормалыюморского" осад-конакопления от южного бассейна флишевого осадконакопления.

Районирование юго-восточных и северо-западных участков, с разрезами переходных типов, от северо-кавказских к закавказским, здесь не рассматривается, так как эти участки уже не входят в рассматриваемый регион. Их районирование было представлено раньше (Москвин, 1986; Смирнов и др., 1986).

ДЛИТЕЛЬНОСТЬ СТРАТОНОВ К: В Ма (МИЛЛИОНАХ ЛЕТ) ПО ОПОРНЫМ ТОЧКАМ (2,3,4,5,6) И С УЧЕТОМ СЕДИМЕНТАЦИИ (1,2,7).

ТАБЛИЦА 3.2.

ПОДЪЯРУС ГОРИЗОНТ ПОДГОРИЗОПТ ЛОНА Смирнов, 1971 Пергамент, Смирнов, 1972 Афанасьев н др., 1972 ГЦ 00 1 4» « X •п еа о. 5. Я о г X в о ч « о. § Афанасьев, 1994 Смирнов, 1998

1 2 3 4 5 6 7

вц иг2 5 4 3,5 2,0 1,5 1,2 2,4 1,6 03

иг 3 9,0 м 6,7 8,0 8,0 5,9 4,0 8,0 1,6

ш1 ип 2 1 5,5 1,7 2,0 2,8 5,6 1,8 2,2

срз Ъя 5 4 4,0 1,7 2,3 5,7 5,5 2,8 2,7

ы 3 7,0 10,7 10,0 10,0 12,2 12,6 10,7 1,6

ср1 Ьи 2 1 3,0 - 6,9 5,2 2,2 1,4

№ ьп 5 2,1 1,3 1,7 3,0 4,5 2,8 3,4 1,9 2,6 13

9(1 4 0,8 1,5 0,8

сп2 Ы 3 5,4 1,5 1,8 1,6 • 1,0 2,4 2,0 0,9 5,8 1,4

сш ЬП 2 33 0,7 1,1 3,2 1,0

12 1 1,1 ■ и 2,0' ) 1 1 * ¡'};) Ь',8

(1 а«1 5 4 2,6 1,2 1,4 1,8 3,0 14! 4,6 за 1,2 23 1,4 1,4

схш iv 3 10,6 2,1 3,0 4,4 03

гш1 «vi 2 1 8,0 2,1 3,8 6,1 4,5 6,5 5,2 43 1,8 1,6 0,7 0,6

Вышеуказанные две полосы региона (палеопрогибов кавказского простирания и сложного сочетания палеопрогибов и палеоподнятий) осложняются зонами антикавказских поднятий: Осетино-Калмыцкой на востоке и Майкоп-ско-Ставропольской на западе. Последнее более выраженное. Слабее выражено еще одно антикавказское осложнение - зона Минераловодско-Арзгирских палеоподнятий, расположенная в центре региона. Эта зона является осью симметрии региона для тектоники поздний мел-датского времени.

По полосе южных прогибов симметрия выражается в аналогии самого восточного Чеченско-Дагестанского и самого западного Чебургольско-Ти-машевского палеопрогибов, а также в разделении центрального (Черек-Уруп-ский) палеопрогиба на восточную (Минераловодско-Осетинскую) и западную (Минераловодско-Адыгейскую) части.

По северной полосе сложного сочетания палеоподнятий и палеопрогибов (сложность в основном из-за антикавказских палеоподнятий) симметрия выражается: в аналогии Осетинско-Калмыцкой и Майкопско-Ставро-польской антикавказских зон поднятий; в аналогии западной Бейсугско-Ладожской зоны палеоподнятий и восточной Терско-Сулакской предполагаемой зоны поднятий; в аналогии восточного Кочубеевско-Александрийс-кого и западного Моревско-Песчанокопского палеопрогибов.

Вышеописанная палеотектоническая симметричность интересна сама по себе, но, кроме того, отчасти сопоставляется и с симметричностью по типам разрезов: по их стратиграфической полноте, мощности стратонов РСС и фациально-формационной их периодотемности.

Полоса южных палеопрогибов в общем отличается наибольшими мощностями и наибольшей стратиграфической полнотой разрезов.

Восточный, Чеченско-Дагестанский, палеопрогиб наиболее выраженный. По его оси наибольшие по мощности и наиболее стратиграфически полные в регионе разрезы (Рубас-чай, Аймаки, Леваши, Хулхулау, Басс и др.). Разрезы этого прогиба наиболее соответствуют Дагестанскому типу разреза М.М.Москвина. В отличие от его районирования к Дагестанскому типу разреза следует отнести не только предгорно-приморские скважинные разрезы южного Дагестана (Рубас, Хош-Мензил, Каякент, Дузлак, Балхас-Хунук, Седли, Гаша, Ачи-су, Избербаш, Махачкала и др.), но и разрезы Дагестанского клина (Эльдама, Талги, Чубар-Арка, Заузанбаш, Аркас, Чиркей, Ху-бар, Буртунай и др.) и его предгорного обрамления (Ленин-аул, Шамхал-Булак, Миатлы, Беной и др.), а также разрезы Терско-Сунжинских предгорий (Гудермесе, Октябрская, Брагунская, Старогрозненская, Серноводская, Карабулакская, Малгобекская, Заманкульская и др.).

Литологически разрезы Чеченско-Дагестанского палеопрогиба характе-

■К

о\

РИС: 4.1. КАРТА ФАКТИЧЕСКОГО МАТЕРИАЛА ПО Ю И <1 СЕВЕРНОГО КАВКАЗА И ПРЕДКАВКАЗЬЯ.

ризуются самой высокой в регионе средней карбонатностыо, наиболее четкой фациалыю-формационной периодотемностыо (рис. 4.2.1, 4.3.1, 4.4.1., 4.5.1) и наличием среди них разрезов среднего (нулевого) и плюсового режима формирования (РФ) (см. рис. 2.5). Чеченско-Дагестанский тип разреза по литологическому и периодотемному признакам делится на четыре подтипа: Рубасчайский, Аймакинский, Басский и Аргунский.

Аймакинский подтип (центр Известнякового Дагестана, север приморс-ко-предгорного Дагестана, Эльдамо-Кукурттауский выступ и его предгорное обрамление) являются как бы ядром Дагестанского типа разреза М.М.Москвина. Он отличается большой (почти максимальной) стратиграфической полнотой разрезов, большой мощностью и литологической диф-ференцированностыо бетлинского горизонта (рис. 4.3.1), самой высокой в регионе карбонатностыо (в основном - чистые известняки) басского горизонта, средней глинистостью урминского горизонта, большой мощностью (не повсеместно) охлинского горизонта (см. описание в разделе 3).

Все эти признаки Аймакинского подтипа в основном сохраняются даже при значительном уменьшении мощности разрезов (с 1000 до 400-200 метров). Местами из разреза выпадают лоны 1 и 3 охлинского горизонта (Гамри-озень, Дур-гели, Кака-Шура, скважинные разрезы). Палеооползневые внутриформацион-ные деформации (местами) сравнительно слабые (отдельные пачки) наблюдаются в урминском горизонте и более интенсивные в охлинском горизонте.

Рубасчайский подтип (юг Известнякового Дагестана, южная часть при-морско-предгорного Дагестана) отличается полным или почти полным отсутствием верхпеаварских (нежнетуронских) отложений, высокой карбонатностыо лоны 2 бетлинского горизонта, несколько повышенной глинистостью лоны 2 басского горизонта (сравнительно с Аймакинским подтипом), алевролито-востью и песчанитостыо нежнеурминского подгоризонта.

Последнее характерно для почти всего южного борта Чеченско-Дагестанского палеопрогиба (разрезы: Цмур-чай, Акуша, Салта, Ансалта и др.).

Местами (Рубас-чай, Уллу-чай и др.) наблюдаются интенсивные палеооползневые деформации в лонах 3 (особенно, с глыбовыми внедрениями - Рубас-чай) и 4 басского шризо1гга и во всем урмшгском горизонте. В скважинных разрезах юга приморско-предгорного Дагестана эти деформации как-будго не прослеживаются.

Басский подтип (Сулакский выступ и его предгорное обрамление) отличается частич! [ым или полным выпадением из разрезов лоны 1 аварского горизонта, стратиграфической полнотой верхнеаварского подгоризонта, высокой карбонатностыо (подобной Рубасскому подтипу) бетлинского горизонта, высокой (сравнительно с Аймакинским и Рубасским подтипами) глинистостью басского горизонта. Особенно глшшстой является лона 4 басского горизонта (пачка мер-

рис.4.2.1. основные разрезы аварского горизонта

условные обозначения к рис. 7гв ЧЛ, V V.¿Г

II _ песчаник, а - алевролит, г - глина, м - мергель известняки: н - глинистый, ц - слабоглинистый, ч - чистый

—глауконит, кил, — битуминозность, к - кремень, ж - сульфиды железа, > ! мелоподобпость, палеооползневые деформации

рис.4.2.2. основные разрезы аварского горизонта /продолжение 1/

гелей с отдельными пластами известняков). Урминский и охлинский горизонты по стратиграфической полноте и пе-риодотем1 юму строению в общем Дагестанского типа. Особый случай в разрезе Ансалта, где охлинский горизонт содержит две толщи (до 70 м) палеоопол-зпевых деформаций, в основании которых глыбовые внедрения турона, коньяка, кампана.

рпс.4.2.3. основные разрезы аварского гогнзонта /продолжение 2/

Аргунский подтип (северо-запад Известнякового Дагестана, Терско-Сун-жепские предгорья) отличается повышенной неполнотой нижнеаварского (се-иоман) подгоризонта, гораздо более высокой глинистостью басского горизонта (чередование пачек мергелей с пластами известняков и чередования пластов известняков и мергелей).

Чеченско-Дагестанский палеопрогиб отделяется от следующего западнее Центрального палеопрогиба Осетинским палеовыступом Осетинско-Кал-мыцкой зоны антикавказских палеоподнятий. Разрезы участка Осетинского палеовыступа (Сунжа, Майрамадаг, Фиагдон, Ардон, Савердон, Урух, Хаз-нидон и др.) сравнительно маломощные и неполные. Цитологически они близки к Аргунскому подтипу разреза, но резко отличаются от него стратиграфической неполнотой (отсутствие нижнеаварского подгоризонта, местами и всего аварского горизонта, часто нижнебасского подгоризонта) и резко отрицательными значениями признака "режим формирования".

Разрезы Осетинского палеовыступа еще относятся М.М.Москвиным к Дагестанскому типу разреза. Основанием для этого, вероятно, служит общее литологическое сходство и, в частности, сходство по карбонатности и стратиграфической полноте (несмотря на резкое уменьшение мощности) охлинс-кого (дашш) горизонта (Савердон и др.).

Центральный палеопрогиб охватывает естественные разрезы междуре-

чья Черек-Уруп и скважинные разрезы центральных предгорий (площади Советская, Марьинская, Отказненская, Георгиевская, Кавминводские, На-гутская, Веселовская, Черкесская, Беломечетская, Янкульская, Отраднепс-кая и др.). Всю эту территорию М.М.Москвин обозначает уже Предкавказс-ким типом разреза. По сравнительно большим мощностям (до 500 м) и другим признакам предлагается выделение на этой территории Черек-Урупско-го типа разреза, подразделяющего на восточный Джинал-Черекский, центральный Кавминводский и западный Кубань-Урупский подтипы.

Черек-Урупский тип разреза отличается от Дагестанского типа сравнительной стратиграфической неполнотой и высокой песчанистостыо аварского горизонта, большей карбонатностыо и меньшей мощностью бетлинс-кого горизонта, еще более повышенной (сравнительно с Аргунским подтипом) глинистостью басского и местами урминского горизонтов (кампан, Маастрихт) и, особенно, мергельным составом охлинского горизонта (даний).

На большей части территории Джинал-Черекского подтипа охлинские отложения еще мергельно-известняковые и известняково-мергельные. На территории Кавминводского и Кубань-Урупского подтипов эти отложения в основном мергельныейльбурганская свита палеоцена). Мергели эльбурган-ской свиты подстилаются пачкой (0,5 - 7,0 м) известняков и мергелей с датскими морскими ежами (кубанский "горизонт").

Джинал-Черекский подтип наиболее сходен с Аргунским подтипом. Кавминводский подтип резко выделяется сравнительно сокращенными мощностями, выпадением из разреза урминских (Маастрихт) отложений (Подкумок и др.), песчанистостыо этих отложений (Бугунта и др.; сравни с Рубасчайским подтипом) Кубань-Урупский подтип отличается неповсеместными перерывами в бет-линском и басском горизонтах (Большой Тегинь и др.) и мелоподобностыо чистых известняков урминского горизонта. Это последнее характерно для разрезов Центрального и Восточного Предкавказья.

Центральный (Черек-Урупский) прогиб отделяется от следующего западнее Ти-машевского прогиба (на месте современной Тимашевской ступени) Майкопским палеовысгупом Майкопско-Сгавропольской зоны поднятий поперечных кавказскому простиранию. Разрезы этого выступа крайне небольшие по мощности (до первых десятков метров) и веема стратиграфически I юполшле (присутствуют только интервалы басского и урминского горизонтов - кампана и Маастрихта) (Лаба, Ходзь, Фарс, г.Самурская, Майкопские, Кошехабельская, Кузнецовская и др.).

Западный, Тимашевский, палеопрогиб, являющийся симметричным (см. выше) аналогом Чеченско-Дагестанского палеопрогиба, выражен значительно меньше, чем последний, но достаточно четко (мощности до 600 м) и, главное, характеризуется почти такой же стратиграфической полнотой разрезов и сходной фациалыю-формационной периодотемностыо.

pi1c.4j.2. основные разрезы бятлиыского горизонта /продолжение 1/

ЛАБА-Ходзь

п г к ч

ср

СР

5аг

м ц .ш.

п г н ч

а|М|Ч

Б. Игмнь

Е.БУГУНДШЬ

Кавказская

л Г н ч д|м|ц|

11 VII I

110

п г н ч

106

м|ч

I 1,1 1

«V

II I и. ■

гт

ТТГ

Литологичес-кий облик разрезов Тимашевского палеопрогиба особый: очень большая терриген-ность аварского (сеноман-нижний турон), несколько меньшая терриге-ность бетлинского (верхний турон-сантон)и большая терригенность (с возрастанием вверх по разрезу) басского, урминс-кого и охлинского горизонтов (обратные этапотемы).

Несмотря на значительную стратиграфическую полноту Тимашевский подтип (площади: Брюховецая, Выселковская, Прибрежная, Чебургольская, Платнировская и др.) сильно отличается от Дагестанского типа высокими отрицательными значениями признака "режим формирования". Это объясняется сравнительно высокой терригенностыо отложений, при которой мощность должна бы быть в два раза большей (см. раздел 2 - зависимость "мощность-фации").

Северная собственно Предкавказская (палеопредкавказская) полоса сложного сочетания палеопрогибов и палеоподнятий (Предкавказский тип М.М.Москвина) отчасти повторяет полосу описанных палеопрогибов по всем признакам (мощность, литологический состав, стратиграфическая полнота и т.д.).

Так, в Восточном палеопредкавказье на территории (современных) восточного окончания системы Прикумских поднятий и Ногайской ступени (Кочубе-евско-Александрийский палеопрогиб) выделяется Восгочно-Предкавказский подтип Предкавказского типа М.М.Москвина (площади: Орта-Тюбинская, Соляная, Дагестанская, Кочубеевская, Александрийская, Бурунная и др.). В этом подтипе разрезы, мощностью от200до 400 метров, для северной полосы, наибо-

РИС.из. ОСНОВНЫЕ РАЗРЕЗЫ БЕТЛИНСКОГО ГОРИЗОНТА /ПРОДОЛЖЕНИЕ 21

лее карбонатные и отличаются срав-1 пггелы юй стратиграфической полнотой, наиболее яркой выраженностью высококарбонатного репера ТК (турои-коньяк), глинистостью бас-ского (кампан) горизонта (сравни с Аргунским подтипом), мелоподоб-ностыо известняков урминского горизонта (Маастрихт) и известняковым составом ох-линского (даний) горизонта.

В Центральном палеопредкавказье, охватывающим

территорию от Осетинско-Калмыцкой до Майкопско-Ставропольской зон антикавказских поднятий (включительно), разрез верхний мел-дания постепенно (с востока на запад) становится все более терригенным, все менее стратиграфически полным и все менее мощным. На этой территории по мощностям выделяются три крупных зоны: Бажигап-Прасковейская (относительного прогибания, продолжающегося и Кочубеевско-Александрийском и Центральном палеопрогибах); Зимняя Ставка-Арзгир-Журавская (отиоаггельных поднятий, продолжающихся севернее за пределами региона); Ставропольского палеоподнятия субмериди-бнальногб простирага1я;(северное продолжение Майкопского палеовыступа).

Литологичеекое деление Центральной палеопредкавказской территории несколько иное. В Бажиган-Прасковейской зоне и в восточной Зимняя Ставка-Левокумской подзоне Зимняя Ставка-Арзгир-Журавской зоны (площади: Зимняя Ставка, Русский Хутор, Бажигап, Урожайненская, Мектебская, Прасковей-ская, Чкаловская, Леваневская и многие другие), разрезы мощностью 150-250 метров, литологически и по. стратиграфической полноте переходные от разре-

£ о ч £ о С! «1 о п Аймаки Р^БАС-ЧАЙ дженгутай бас с

п 1 а | | М | ч ч ?| 0« ^ и 2 П i а | 1 Г Н м ц О. ч £ 1 н 1 5 п 1А н м 1 ч л С* н м п 1? 1 м [ ч VI »д а Ь ы 2

юн 1

5 ъ н ] 20 30 58 53 30 45

4 80 137 54 53

3 60 60 40 60

2 В Н 30 ад 93 25 56

1 В ~н 35 25 €2 90 23 27 80 юо

5-в$ -* 87 50 —^ [ ¥

4 42 80 30 160

3 1.1.1.1 25 К 1111 1 1 1 90 1,1,1 У 1 £ 35 35

2 в 47 30 — 10

н 29 .к -к -к НО

1 в и 27 20 25

10 <0

5« рзч- ■X х |

РИС.4.4.1. ОСПОВПЫЕ РАЗРЕЗЫ БАССКОГО И УРМИНСКОГО ГОРШОЦТОВ

зов Восточного па-леопредкавказья к разрезам Центрального палеопредкав-казья. В Арзгир-Журавской подзоне зоны относительных палеоподнятий (площади: Арзгирс-кие, Кучерлинская, Мирненская, Садовская, Журавс-кая, Гороховская и др.), в разрезах мощностью 100-200 метров, часто выпадают верхнебасские (верхний кампан), нижнеурминские (нижний Маастрихт), первая и третья нижнеаварские (сеноман) лоны (местами весь нижнеаварский подгоризонт), охлинский (даний) интервалы.

По литологическому и фациально-формационному признакам разрезы этих двух палеозой можно объединить в один Центрально-Предкавказский (Прас-ковейско-Арзгирский) подтип Предкавказского типа М.М.Москвина. Этот подтип и литологически и по фациалыю-формационной периодотемности в восточной части сходен с Аргунским и Кочубей-Александрийским подтипами, а в западной - с Черек-Урупским типом. В тоже время он отличается от этих подтипов высокими отрицательными значениями признака "режим формирования" (все более высокими с востока на запад). Цитологические изменения с востока на запад заключаются в повышении терригенности (в основном глинистости, алевропелитовости и в меньшей степени - алевролитовос-ти) нижнеаварского (сеноман) подгоризонта и басского (кампан) горизонта.

В пределах Ставропольского палеоподнятия (центральной его части), являющегося северным продолжением Майкопского палеовыступа, М.М.Москвин выделяет Ставропольский тип разреза. Предлагается распро-

рис.4.4.2. основные разрезы басского и урминского горизонтов (продолжение 11

странять этот тип разреза, но в качестве Петровско-Ставро-польского подтипа на все Ставропольское палеоподнятие(площади: Петровская, Северо-Ставропольс-кая, Казинская, Пела-гиадинская, Николаевская, Сенгилеевс-кая, Надзорненская, Армавирская, Успенская, Чапаевская и др.). Разрезы этого подтипа (10-150 м; юго-западнее г.Ставрополя 0 м) по стратиграфической полноте подобны разрезам Майкопского палеовыступа (сохраняются отдельные интервалы басского и урминского, иногда

только урминского горизонтов), но отличаются мощной толщей охлинских (даний) мергелей эльбурганской свиты. Цитологически Петровско-Ставрополь-ский подтип Предкавказского типа М.М.Москвина более террнгенный и в этом отношении сходен с Кропоткинским (по М.М.Москвину) подтипом Западного палеопредкавказья.

В Западном палеопредкавказье, севернее Тимашевского палеопрогиба выделяются две палеотектонические зоны: Бейсугско-Березанско-Ладожская относительных поднятий (на Бейсугской площади полное отсутствие отложений и тоже самое местами западнее в пределах Азовского моря); Моревс-ко-Песчанокопская относительных прогибов (мощность до 700 м).

В первой зоне из разрезов выпадают отложения урминского (Маастрихт) и охлинского (даний) горизонтов, а восточнее (в Ладожской части) и отложения басского (кампан) горизонта (площади: Бейсугская, Приморско-Ахтарская, Челбасская, Березанская, Половская, Ладожская и др.). Моревско-Песчано-копская палеозона продолжается восточнее (площади: Дивненская, Белая Глина

рисл.4.3. основные разрезы басского ii урминского горизонтов /продолжение V

- за пределами региона), охватывает восток самого севера Центральной па-леопредкавказской акватории. Разрезы этой палеотектонической зоны, мощностью 400-700 метров, характеризуются относительной стратиграфической полнотой (площади: Моревская, Щербиновская, Новодеревянковская, Су-хобалковская, Незамаевская, Песчанокопская и др.).

Литологически разрезы Бейсугско-Березанско-Ладожской и Моревско-Песчанокопской палеотектонических зон сходны по самой высокой терриген-ности (глинистость, алевролитистость и песчанистость) с ее увеличением к северу. Предлагается выделять на территории этих зон Западно-Предкавказс-кий подтип Предкавказского типа разреза М.М.Москвииа (Кропоткинский подтип этого автора охватывает и часть Центрального Предкавказья.

По фациально-формациошой периодотемносга Заладно-Предкавказский подтип очень сходен с подтипом Тимашевского палеопрогиба. Для территорий этих подтипов до сихпор не установлены многие ярусные, подьярусные границы. Например, выделяются интервалы разрезов: "Маастрихт" и "верхний мааслрихт-даний" (Егоян и др., 1961; Егоян идр., 1975). По фациально-формационнойпериодотемности удается проследить горизонты и подгоризонты предлагаемой РСС и в этом случае.

Разрезы всей палеопредкавказской (северной) полосы отличаются повышенной отрицательной значимостью признака "режим формирования", но особенно это характерно для Бейсугской подзоны Бейсугско-Березанско-Ладожской зоны и для Ставропольской зоны палеоподнятий.

Общий механизм формирования верхний мел-датской слоисто-пластовой мергельно-известняковой толщи Северного Кавказа и Предкавказья представляется следующим.

Осадконакопление происходило во внутреннем теплом неглубоком (около 200 м) морском бассейне, ограниченном со всех сторон подводными хребтами и островами. С юга бассейн был ограничен подводным хребтом и островами инверсирую-щей геосинклинальной области Большого Кавказа; с севера -осгровамиюгатерри-тории Русской платформы; с запада и востока - островами, раотологавшимися в

ОСНОВНЫЕ РАЗРЕЗЫ ОХЛИНСКОГО ГОРИЗОНТА

еделах современ-гх Азовского и спипского (после-ее предположить™) морей. Основной извес-овистый автох-нный микробио-нный (кокколи-вый и форамини-:ровьгй) и хемо-нный осадочный ггериал накапли-

РПГ.4Л2. ОСНОВНЫЕ РАЗРЕЗЫ ОХЛИИСКОГО ГОРИЗОНТА /ПРОДОЛЖЕНИЕ 1/

лея, по-видимому, сравнительно равномерно в течение всего верхний мел-1Тского интервала времени. Периодические климатические изменения ве-)ятно были незначительными и мало влияли на накопление автохтонного здочного материала. Кроме того, эти изменения, очевидно, происходили шхронно с более сильными тектоническими периодическими изменениями.

Автохтонный осадочный материал периодически разбавлялся терриген-лм материалом, приносимым с окружающих морской бассейн островных суш с подводных склонов этих суш. Последнее сопровождалось и переотложени-\ микробиогенного материала со склонов на большую глубину. Периоди-;ский снос терригенного материала и переотложение микробиогенного ма-:риала происходило и с островов, возникавших в отдельные интервалы вре-ени верхний мел-дания, в пределах самого морского бассейна, например, в естах Осетинского и Майкопского палеовыступов, Арзгирско-Журавской, ейсугско-Ладожс-ой и Петровско-тапропольской зон алеоподнятий.

Снос терригенно-о материала конт-олировался перио-ическими усиления-ги и ослаблениями оложительных тек-онических движе-:ий. Временами эти вижения охватыва-

нальчик

я г и ч

м ц I.

р,

7,7

подк2шок

п г н ч

м ц

11.11

-=:к

Б.Тегмнь

п г н |а

и|ц|

1,8

2,8

Кавказская Я

п т н ч

«Ч |1|.1

5 ис

рис.4.53. основные разрезы охлннского горизонта

/ПРОДОЛЖЕНИЕ 2/

ли сразу всю акваторию бассейна осадконакопления или большую его часть, но чаще они ограничивались отдельными местами или отличались в разных местах разной интенсивностью. Очевидно также, что местами рядом с участками положителы гых движений распологались участки таких же по интенсивности отрицательных тектонических движений.

В конце альба и в самом начале сеномана (раннеаварского времени) регион Северного Кавказа и Предкавказья испытал эвстатическое понижение уровня моря (см. раздел 3) и эпейрогеническое поднятие, что выразилось в почти повсеместном полном или частичном отсутствии отложений верхнего альба. Эти преобразования, но с меньшей интенсивностью продолжались все ранне-аварское (сеноманское) время, что привело к сравнительно мелководным условиям осадконакопления и к повышенной подвижности придонных вод, о чем свидетельствует ярко выраженная волнистая слоистость отложений.

На эпейрогеническое поднятие акватории региона в раннеаварское время наложились складчатые движения, особенно интенсивные в полосе южного подводного хребта и его островов, а также в прилегающей к ней полосе южных палеопрогибов. В первой из них были преимуществешю положительные, во второй - преимуществешю отрицательные складчатые движения. В результате последних уже в раннеаварское (сеноманское) время заложились Чеченско-Дагестанский, Центральный (Черек-Урупский) и Тимашевский палеопрогибы.

Положительные складчатые движения раннеаварского времени наименее проявились южнее Чеченско-Дагестанского палеопрогиба (глинистость, только местами алевропцлитовость; отсутствие местами только нижних лон нижнеаварского подгоризонта), наиболее интенсивно - в пределах Осетинского и Майкопского палеовыступов и Петровско-Ставропольской зоны палеопод-нятий. На остальной акватории интенсивность положительных складчатых движений средняя: местами отсутствие отложений в пределах Арзгирско-Жу-равской зоны палеоподнятий и на юге Центрального палеопрогиба; повышенная терригенность отложений в Центральном и Тимашевском палеопрогибах и в пределах Западного Предкавказья; почти повсеместно в регионе наблюдается маломощность и большая стратиграфическая неполнота разрезов.

Снос терригенного материала происходил в основном с южных островов, а также с западных островов полосы Вала Карпинского (юг Русской платформы).

Отрицательные складчатые движения были наиболее интенсивные в Чеченско-Дагестанском палеопрогибе (мощность до 80 м); на втором, третьем местах по этому признаку Тимашевский, Центральный палеопрогибы и Моревско-Песчанокопская зона палеопрогибов.

В позднеаварское время (ранний турон) обстановка формирования разреза существенно изменяется. В пределах распространения Рубасчайского и Ай-

/- Область подводного хребта инверсриружщей

г&осянхлкнали Большого Кавказа 11- Область палеопроягябов кавказского

простирания

7.1

7.2

7.3 3. 3.1

Центральное палеопредкааказье. Важяган-Левохумсхо-Црасховейсххй л< Арзгярсхо-Хуравсхяя подтип; Петровеко-Ставрспольския подтип. Западное палеопредкавкалье. Завадно-Предхавказскяя подтип; Бейсугско-Березаясхо-Ладожсхая зона палеоподнятяя;

9.2 Иоревско-Песчанохопсхая зона палеопрогибов.

-600«

линии равных мощностей участки отсутствия отложений

111- Область сложного со отношения палеопрогибов и палео-

лодиятжй. Предхавхазсхяя тяп

разреза.

1. Чеченсхо-Дагестансхяя па-леопрогхб.

Дагестанских тяп разреза

1.1 Рубасчаясхяя подтип;

1.2 Аямакинския подткп;

1.3 Бассхий подтип.

2. Осетински* виступ Осетин-ско-Калмицкой зоии пале-поднятж»

3. Центральная палвпрогяб. Черех-Урупскяя тяп разреза:

3.1 Джхнал-Черехсхяй подтип;

3.2 Кавмянводсхяя подтип;

3.3 Кубань-Урупсхях подтип;

4.Млххопсхям лист у и Маякоп-схо-Ставроподьсхоя зени палеоподнятяя.

5. Тяыашевсххх палеопрогжб. Ткмгивевсхия тяп разреза.

6. Восточное палеопредкавха-зье.

6.1 восточяо-цредкавхазехяя подтип

6.2 Кочубея-Аяехсаидряяскяя ПОДТИП.

1.4. Аргунский подтип.

Рис. 4.6 Карта мощностей итнпон разреза К2 и О Северного Кавказа и Предкавказья.

макинского подтипов разреза Чеченско-Дагестанского иалеопрогиба отложе ния полностью или частично отсутствуют (усиление положительных складна тых движений). Полное отсутствие отложений по-прежнему в пределах Май копского палеовыступа и Петровско-Ставропольской зоны палеоподнятий На остальной територии региона отложения позднеаварского подгоризонтг литологически "сливаются" с отложениями нижнеаварского подгоризонп (Тимашевский палеопрогиб, север Западного Предкавказья-повышенная тер-ригенность) или с отложениями нижнебетлинского (верхний турон - коньяк -репер ТК) подгоризонта (Центральное и Восточное Предкавказье).

Для верхнеаварского подгоризо}гта Центрального и Восточного Предкавказья характерно почти повсеместное литологическое однообразие: в основное слабоглинистые или чистые известняки с пластами битуминозных мергельнь» сланцев и стяжениями сульфидов железа ("бескислородное событие 2 в океане' - см. раздел 3). По почти повсеместности распространения и выдсржапносп литологического состава время верхнеаварского подгоризонта, это время сравнительного затишья тектонических, климатических и других процессов.

Наиболее выдержанными (однотипными) условиями формирования разрезг отличается бетлинское (поздний турон-коньяк-сантон) время. Только в предела? Чеченско-Дагестанского прогиба, в центральной (Аймакинской) его части, отмечается повышенная терригенность (глинистость) и повышенная волнистослоис-тость в основном лоны 2 бетлшюкого горизонта. В пределах Осетинского палеовыступа нижнебетлинский подгоризонт местами отсутствует или в палеоополз-невых деформациях (усиление меспп>1х положительных складчатых движений) На остальной территории региона отложения бетлинского горизонта отличаются сравнительно высокой карбонатносгыо, что свидетельствует о спокойных (бе особого сноса терригешюго материала) условиях осадконакопления. Исключение составляют участки Майкопского палеовыступа и Ставропольского палео-поднятия, где отложения бетлинского горизонта полностью отсутствуют.

Басское и урминское время (кампан-маастрихт) с одной стороны характеризуются максимальной региональной трансгрессией (отложения распространены во всем регионе, включая акватории Осетинского и Майкопского палеовыступов и Петровско-Ставропольской зоны поднятий, а с другой -появлением множества участков отсутствия отдельных интервалов этих горизонтов. Последнее характерно для Осетинского палеовыступа (местами отсутствие нижнебасских отложений), для Центрального (Черек-Урупско-го) палеопрогиба (местами отсутствие отдельных интервалов басских и ур-минских отложений), для Арзгирско - Журавской, Петровско-Ставропольской и Бейсугско-Ладожской зон палеоподнятий (отсутствие местами верх-небасских и нижнеурминских или только урминских отложений).

В басское время (кампаи) наименьшая положительная складчатая активизация приходится на центральный и южный участки Чеченско-Дагестанского палеопрогиба (преобладание чистых известняков). На юге этой акватории местами (Рубас-чай, Уллу-чай и др. разрезы) тектоническая активность проявляется в виде палеооползневых (сейсмических) явлений.

На участках Басского и Аргунского подтипов разреза Чеченско-Дагестанского палеопрогиба более интенсивная положительная складчатость выражается в повышении терригенности басских (кампанских) отложений.

В пределах Чеченско-Дагестанского палеопрогиба наиболее интенсивные отрицательные складчатые движения басского (кампанского) времени проявлялись накоплением самых мощных в регионе толщ осадков.

Терригенность отложений басского горизонта на всей остальной территории региона видимо обусловлена активизацией положительных складчатых движений, как в южной полосе инверсирующей геосинклинальной области Большого Кавказа, так и в пределах ограничивающих акваторию региона с севера островных поднятий.

В урминское (маастрихтское) время тектонические движения в общем менее активные, чем в басское (кампапское) время. Это уменьшение тектонической активности выражается в однотипности горных пород (мелоподоб-ные чистые известняки), распостраненных на большей части территории региона. Исключение составляют толщи урминского горизонта цептральль-ной (Аймакинской) и южной (Рубасчайской) частей Чеченско-Дагестанского прогиба (глинистые и алевролито-песчанистые известняки) и запада региона (повышенно-терригенные известковистые породы).

В охлинское (датское) время механизм формирования разреза значительно изменяется. На рубеже маастрихт-даний (урминское-охлинское время) регион вторично испытал резкое эвстатическое понижение уровня моря, что отразилось в повсеместном уменьшении глубины, повышении подвижности придонных вод и в стратиграфически не явных перерывах. Как и в нижнеаварском подгоризопте, в охлинском горизонте обычна волнистая слоистость; сравнительно с урминским горизонтом в охлинском горизонте повсеместно резко повышенная терригенность пород.

Положительные складчатые движения в охлинское время были особенно интенсивны на западе северной границы бассейна осадконакопления, о чем свидетельствует максимальная терригенность (алевритистость, песчанистость) пород разрезов севера Западного Предкавказья. К югу Западного Предкавказья терригенность пород горизонта постепенно уменьшается. Об интенсивности положительных складчатых движений на северной границе свидетельствует также отсутствие отложений охлинского горизонта местами в пределах Бей-сугско-Ладожской и Арзгирско-Журавской зон палеоподнятий.

Другой менее интенсивный по положительным складчатым движениям участок распологался в охлинское время в пределах Майкопского палеовы-ступа и, вероятно, в пределах центральной части южного подводного хребта инверсирующей геосинклинали. Этот южный источник терригенного материала очевидно привел к мергельному (местами алевритистому) составу (эль-бурганская свита) охлинского горизонта в Петровско-Ставропольской зоне палеоподнятий и в Центральном (Черек-Урупском) палеопрогибе.

Положительные складчатые движения в восточной половине южного подводного хребта были менее интенсивными. Этот источник сноса терригенного материала привел только к повышенной глинистости известняков охлинского горизонта в Чеченско-Дагестанском палеопрогибе, Осетинском палеовыступе и Восточном палеопредкавказье. Палеооползневые деформации охлинских отложений Чеченско-Дагестанского палеопрогиба (разрезы: Аймакинский, Ансалтинский и др.), резко увеличивающие их мощность, скорее результат интенсивных отрицательных складчатых движе1 шй, приводивших местами к резко некомпенсированному осадками прогибанию.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Содержательно главным в данной работе является региональная стратиграфическая схема (РСС). Все остальное содержание работы так или иначе служит обоснованию РСС.

В первом разделе (История исследований) необходимость разработки РСС обосновывается невозможностью однозначного сопоставления местных стратиграфических схем с помощью, по существу региональных, но опирающихся на ярусное, подъярусное расчленение, биостратиграфических схем.

Во втором разделе (Методика исследований) представлен комплекс качественных (биостратиграфических и литостратиграфических) качественно-количественных и структурных (геопериодных) методов выделения и прослеживания региональных стратонов. Большое значение в этом комплексе придается структурным (геопериодным) методам (фациально-формацион-ным и биоформационным), а также методу использования признака "изменение - событие" (ИС). В связи с этим, предлагается геосистемное определение возможной новой отрасли Геологии - Геопериодологии, отрасли более интегративной по сравнению с учением о геоцикличности.

Установлена зависимость мощностей одновозрастных интервалов разрезов от их литологического состава. На этой зависимости основаны методики определения длительности региональных стратонов (в миллионах лет) и относительных режимов формирования разрезов.

В третьем разделе (Региональная стратиграфическая схема) дано регионалъ-

но-стратнграфическое описание стратонов РСС и показана невозможность точного установления в регионе подавляющего числа ярусных и подъяруспых границ. Последнее является еще одним обоснованием необходимости РСС.

Доказывается реальность равномерности РСС: в четырех горизонтах одинаково по два подгоризонта и по пяти лон. Равномерность РСС обусловлен-на равномерностью (ритмичностью) геопериодиых (лито и био) образований разного ранга, границы которых являются границами региональных стратонов. Для обоснований горизонтов, подгоризонтов, некоторых лон и их границ привлечены также косвенные показатели: прямое или опосредованное проявление в регионе известных глобальных событий (фаз складчатости, филогенетических рядов иноцерамов, изменений направленности магнитного поля Земли и др.); однопорядковость длительности большинства региональных стратонов с длительностями одновозрастных интервалов установленных ранее рядом исследователей.

Корректируется и дополняется районирование М.М.Москвина (1986) по типу разреза (карта мощностей и типов разреза К2и с1). При этом используется пять признаков: мощность, литологический состав, стратиграфическая полнота, фациалыю-формационная периодотемпость, режим формирования. Выделено два новых типа и 12 новых подтипов разреза. Установлена явная симметричность в распространении типов и подтипов разреза относительно антикавказской Минераловодско-Арзгирской зоны палеоподнятий. Механизм формирования разреза зависел в основном от периодического усиления и ослабления привиоса терригенного материала из зон преимущественно положительных складчатых движений. Унаследоваппо все поздний мел-датское время одни участки бассейна осадконакопления испытывали преобладающее прогибание, другие - преобладающее поднятие.

Основные защищаемые положения следующие.

1. Детальная этапность истории стратиграфических исследований.

2. Историческая обще-биостратиграфическая необходимость региональной схемы.

3. Комплекс методов стратиграфических исследований, включающий ряд новых методов.

4. Геопериодная равномерность (ритмичность) региональной стратиграфической схемы и геопериодная обоснованность ее стратонов.

5. Косвенная обоснованность региональной стратиграфической схемы и ее стратонов глобальными событиями, так или иначе проявлявшимися в регионе.

6. Уточненая схема районирования по типу разреза.

7. Общий механизм формирования разреза.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Авторская монография.

1. Региональная стратиграфия верхнего мела и дания Северного Кавказа и Предкавказья,- Ставрополь: Ставропольский Государственный университет, 1988.-200 с.

Коллективные монографии.

2. Меловые отложения обрамления Каспийского моря. - М.: Наука, 1980. Раздел "Северо-Восточный Кавказ и Предкавказье. Дагестанско-Чернолесская и Центрально-Ставропольская подобласти." (Совместно с МА.Пергамен-том и Г.А.Ткачук; 26 е.). Корреляционная стратиграфическая схема, Введение и Заключение (совместно с М.М.Алиевым, Л.В.Алексеевой, В.А.Корот-ковым, М.М.Павловой, В.А.Прозоровским; 10 е.).

3. Верхний мел Юга СССР. - М. : Наука, 1986. Раздел "Северный Кавказ и Предкавказье" (совместно с М.М.Москвиным и Г.А.Ткачук; 83 е.). Раздел "Стратиграфическая схема верхнего мела юга СССР" (совместно с М.М.Алиевым, НА.Крыловым, М.М.Павловой, Н.И.Нехриковой; 18 с.).

4. Мезозойско-кайнозойские комплексы Предкавказья (Строение и корреляция). - М.: Наука, 1988. Раздел "Мел. Верхний мел" (Совместно с П.В.Ботвинником, О.Ф.Деменьтьевой; 18 е.).

Статьи и тезисы докладов.

5. Трещины растворения в верхнемеловых известняках Дагестана II Тр. Грозн. нефт. ин-та, -1964. - Сб. 27. -11 с. (совместно с Б.Г.Васиным).

6. Краткая литологическая характеристика верхнемеловых отложений Дагестана II Стратиграфия и палеогеография меловых отложений Восточного Кавказа и прилегающих районов Волго-Уральской области. - М.: Наука, 1967. - 8 с. (совместно с Б.Г.Васиным и Г.В.Орел).

7. К вопросу о расчленении сеноман-туронских отложений Дагестана II Стратиграфия и палеогеография меловых отложений Восточного Кавказа й прилегающих районов Волго-Уральской области. - М.: Наука, 1967. - 7 с. (Совместно с Б.Г.Васшгым и Г.В.Орел).

8. Палеотектонические основы стратификации верхнемеловых отложений Дагестана II Стратиграфия и палеогеография меловых отложений Восточного Кавказа и прилегающих районов Волго-Уральской области. - М.: Наука, 1967.-3 с.

9. О выделении нижнетуронскогоподьяруса в Дагестане //Бюл. МОИП.-Отд. геол., 1967. - №2. - 5 с. (Совместно с Е.Ф.Фроловой-Багреевой, В.Л.Гали-ным).

10. Особенности цикличного строения верхнемеловых отложении Дагестана // Новые данные по I юфтяной геолопт, гидрогеологии и геофизике Центрального и Восточного Кавказа. - М.: Недра, 1968. - 3 с.

11. К биостратиграфии верхнемеловых отложений Дагестана // Геология и неф-тегазоносность Северо-Восточного Кавказа.-Орджоникидзе: ИР, 1969.-12 с. (Совместно с Е.Ф.Фроловой-Багреевой).

12. Примените комплекса методов расчленения верхнемеяовых отложений Дагестана (разрез с. Кака-Шура) // Материалы по геолопш, нефтегазоносности мезозоя Восточного Предкавказья. - Тр. СевКавНИПИнефть. - Вып. 7. - М.: Недра, 1970. - 5 с. (Совместно с Е.Ф.Фроловой-Багреевой).

13. Вертикальное распределение и стратиграфическое значите иноцерамов в верхнемеловом разрезе Дагестана//Тр. Всесоюзного коллоквиума по иноце-рамам юры и мела. - Вып. 1. - М.: ГИН АН СССР, 1972. -19 с. (Совместно с М.А.Пергаментом).

14. Коньякский ярус Дагеста! т // Тр. Всесоюзного коллоквиума по га юцерамам юры и мела. - Вып. 1. - М.:ГИН АН СССР, 1972. -12 с. (Совместно с М.А.Пергаментом).

15. Длительность веков позднего мела // Бюл. МОИП, Отд. геол. -1972. - Т. 47. - Вып. 2. -2 с. (Совместно с С.Л.Афанасьевым и М.А.Пергаментом).

16. Сопоставление стратиграфических схем верхнего мела Дагестана и Юго-Восточного Кавказа. //Бюл. МОИП. - Отд. геол. -1972. - Т.47. - Вып. 6. - 2 с. (Совместно с С.Л.Афанасьевым).

17. Гармоничесюш анализ верхнемеловых разрезов Дагестана при выявлении периодических составляющих процесса геологического развития // Бюл. МОИП. - Отд. геол. -1974 - Т. 49. - Вып. 1. - 2с.

18. Методика совместного анализа литофаций и мощностей на примере верхнего мела Дагестана // Бюл. МОИП. - Отд. геол. -1974. -Т. 49. - Вып. 4. - 2 с.

19. К вопросу классификации циклов (ритмов) седсмеитогепеза // Цикличность осадконакоплеиия и закономерности размещения горючих полезных ископаемых. - Новосибирск: ИГ и ГСО АН СССР, 1975. - 2 с.

20. Роль изучения цикличности в общем комплексе стратиграфических исследований // Цикличность осадкот гакоплсния и зокономерности размещения горючих полезных ископаемых. - Новосибирск: ИГ и Г СО АН СССР, 1975. - 2 с.

21. Текстуры растворения в известняках верхнего мела Дагестана // Сборник трудов Всесоюзного совещания по карсту. -Пермь: ПГУ, 1976. - 5 с. (Совместно с Б.Г.Васиным).

22. К решению некоторых основных проблем цикличности и повторяемости в геолопш // Основные теоретические вопросы цикличности седимептогенеза. -М.: Наука, 1977.-12 с.

23. Озпачеишгаратопшическихиопориыхразрезовциклостратонов//Теоретичес-

кис и методические вопросы com imci rramioi п юй циклич! юсти. - Новосибирск: ИГ и Г СО АН СССР, 1977. -11 с. (Совместно с Ю.Н.Карогодииым).

24. Региональная стратиграфическая схема верхнемеловых отложений СевероВосточного Кавказа и Предкавказья // Проблемы физической географии Северо-Восточного Кавказа. - Грозный: Чеч. - Инг. ГУ, 1979. -13 с. (Совместно с А.Е.Ткачуком и Б.Г.Вобликовым).

25. Общие вопросы стратиграфической геологии и роль анализа явлений возвратно-направленного развития // Проблемные вопросы литостратиграфии.

- Новосибирск: Наука, 1980. -15 с.

26. Системное представление объектов геологии // Системный подход в геологии. - М.: МИНХ и ГП, 1983. - 2 с.

27. Методологические основы системного подхода в геологии//Системный подход в геологии.-М.: МИНХиГП, 1983.-2 с.

28. Сисгемообразующиефакторы//Системныйподходвгеолоши.-М.:МИНГ, 1986.-2 с.

29. Система "Система"//Системный подход в геологии.-М.: МИНГ, 1989.-2с.

30. Система "Стратиграфическая геология" // Системный подход в геологии. -М.: МИНГ, 1989.-2 с.

31. Гармонический анализ верхнемеловых разрезов Северного Кавказа и Предкавказья // Математические методы анализа цикличности в геологии. - М.: ВЗПИ, 1989.-6 с.

32. Стратегия и тактика стратиграфических исследований (на примере верхнего мела и дания Северного Кавказа и Предкавказья) // VII Межведомственная стратиграфическая конференция "Палеоэколого-литологические и биостратиграфические исследования в геологоразведочных работах на нефть и газ".

- Махачкала: ИГ Даг. фил. АН СССР, 1990. - 2 с.

33. Региональная стратиграфическая шкала верхнего мела и дания Северного Кавказа и Предкавказья II VII Межведомственная стратиграфическая конференция ... (см. № 32). - Махачкала: ИГ Даг. фил. АН СССР, 1990. - 2 с.

34. Аймакинский опорный разрез верхнего мела и дания Известнякового Дагестана// VII Межведомствешаястратиграфическаяконференция... (см. №32).

- Махачкала: ИГ Даг. фил. АН СССР, 1990. - 2 с. (Совместно с Ф.Г.Шара-футдиновымиВ.Ф.Шарафутдиновым). . ., .,,...

35. Цикличность и этапность осадочных формаций Северного Кавказа // Циклы природы и общества. - Материалы III международной конференции. -Вып. 3 и 4. - Ставрополь: Ст. Университет, 1995. -5 с.

36. Trochoceramid bivalves (Inoceramidae) from the Lower Maastrichtian of Daghestan (Aimaki section, NE Caucasus) and south-central Poland // Acta geologica Polonica.

- Vol. 46, No. 1 - 2,1996. - 23 p. (with Ir. Walaszczyk and K.-A. Troger).

37. К теории цикла Ю.Н.Соколова // Циклы природы и общества. - Материалы

IV Международной конференции. -4.2. -Ставрополь: Ст. Университет, 1996. -7с.

38. Лито- и биогенетические периодотемы верхнего мела Северного Кавказа // Проблемы естественных I щук. - Материалы научной конференции "Университетская наука - региону." - Ставрополь: СГУ, 1996. - 2 с.

39. Геоформациошгая структура региональных стратонов верхнего мела и Дания Северного Кавказа и Предкавказья // Вестник Ставропольского государственного университета. - Вып. 6. - Естественные науки. - Ставрополь: СГУ, 1996.-10 с.

40. К проблеме теории Стратиграфии // Тезисы докладов первой Региональной научно-технической конференции "Вузовская наука - Северо-Кавказскому региону." - Секция "Нефть и газ." - Ставрополь; Ст. 1 ГУ, 1997. -2 с.

41. Событийная стратиграфия на примере верхнего мела Северного Кавказа // Тезисы докладов... (см. № 40). - Ставрополь: Ст. ГТУ, 1997. - 2 с.

42. К общей теории геоцикличности // Тезисы докладов... (см. № 40). - Ставрополь: Ст. ГТУ, 1997.-2 с.

43. Соотношениесгратоновразноготипа//Тезисыдокладов... (см.№40).-Ставрополь: Ст ГТУ, 1997. - 2 с.

44. Геоциклические и геоэтапные основы региональной стратиграфии // Тезисы докладов... (см. №40). - Ст. ГТУ, 1997. - 2 с.

45. Критические уровни развития региональных геосистем (на примере позднего мела Северного Кавказа)// Тезисы докладов... (см. № 40).- Ставрополь: Ст ГТУ, 1997.-2 с.

46. Вероятные основы теории геопериодности// Вестник Ставропольского государственного университета. - Вып. 12. - Естественные науки. - Ставрополь СГУ, 1997.-9 с.

47. Принципы стратиграфии// Вестник Ставропольского государственного университета. - Вып. 12. - Естественные науки. - Ставрополь СГУ, 1997. - 3 с.

48. Позднемеловые геопериодные глобальные события на Северном Кавказе II Циклы природы и общества. - Материалы VI Международной конференции. - Ставрополь: Ст. Университет, 1998. - 4 с.

Учебные пособия.

49. Системный анализ в Геологии и Нефтегазовом производстве. - Грозный: Чеч.-

Инг.ГУ, 1987.-88 с.

Изд. лиц. № 020061 от 9.10.96 Подписано в печать 18.11.98 Формат 60х841/16 Усл. печ.л. 3,95 Уч.-изд.л. 2,73

Бумага офсетная Тираж 100 экз. Заказ 170

Отпечатано в Издательско-полиграфическом комплексе Ставропольского государственного университета. 355009, г. Ставрополь, ул. Пушкина, 1

Информация о работе

Смирнов, Юрий Павлович
доктора геолого-минералогических наук
Ставрополь-Москва, 1998
ВАК 04.00.01

Автореферат

Похожие работы