Массовые вымирания в фанерозое

9.Изотопные сдвиги. Аномально поведение в ПГГ изотопов кислорода и углерода биогенных карбонатов (Arneth et al., 1985; Boersma, Shackleton, 1981,Romein, Smit, 1981; Zachos et al., 1989). В относительно глубоководных разрезах в ПГГ обычно фиксируется резкое (примерно на 2‰) облегчение изотопного состава кислорода, что можно интерпретировать как кратковременное повышение температуры воды на 8-10 градусов. Выше отмечаются флюкутации этой величины, как это хорошо видно в разрезе р. Сумбар (Горбаренко и др., рис.). В мелководных разрезах (Стевнс-Клинт, 18О в противоположную сторону, ноКызылсай) отмечается отклонение менее чем на 1‰.

Углерод в биогенных карбонатах облегчен примерно на 2‰ (Perch-Nielsen, McKenzie, 1982), причем в карбонате раковин планктонных и бентосных фораминифер состав углерода становится почти одинаковым (Hsь et al., 1982). Это интерпретировано как свидетельство кратковременного резкого (почти полного) сокращения продуктивности поверхностных вод океана. Установлены также довольно резкие сдвиги (на 1-2 ‰) в изотопном составе углерода органического вещества (Saito et al., 1986, Wolbach et al., 1986), но они не поддаются однозначной интерпретации.

Изотопная аномалия углерода послужила основой для разработки гипотезы о развитии на короткий период после импактного события так называемого «Strangelove Ocean» (Hs et al., 1982).Падение продуктивности в раннем дании было весьма длительным и занимало до 500 тыс. лет (Zachos et al., 1989; Barrera, Keller, 1993; Alcala-Herrera et al., 1992)

Изотопный состав благородных газов в ПГГ близок к атмосферному (Euguster et al., 1985; Wolbach et al., 1985), но обнаружен избыток 3He, указывающий на присутствие космического вещества или мантийного материала. Rb-Sr и Sm-Nd данные (de Paolo et al., 1983) также свидетельствуют о наличии космического вещества в ПГГ и, кроме того, предполагают участие в его составе материала океанической коры. Отношение 87Sr/86Sr существенно понижено (до 0,7080), а отношение 187Os/186Os (Lichte et al., 1986) свидетельствует о ведущей роли в составе ПГГ внеземного вещества или мантийного материала.

Биотические события. Наиболее яркими событиями рубежа мела и палеогена являются приуроченные к нему биотический кризис и великое МВ. Количественная характеристика последнего дана ранее.

В составе морской биоты оcновной импульс вымирания приурочен к кровле зоны Abathomphalus mayaroensis. Однако многие представители планктонных фораминифер и известкового нанопланктона проходят в отложения датского яруса на различную высоту (Keller et al., 1995,1997). Первоначально все такие находки считались переотложенными и просто не фиксировались в описаниях, ныне изотопными методами и рядом других данных аргументируется переживание значительного числа (до 30%) меловых видов в датское время. Однако все они исчезают в самом начале дания и если существовали в это время, то не более 500-700 тысяч лет. В сравнительно глубоководных субтропических разрезах Агост, Каравака и Зумайя (Испания) и Эн-Сеттара (Тунис) немного ранее границы вымирает 5% видов, на границе - 70% и 25% переходит в даний (Molina et al., 1998). В разрезе СМ5 в Копетдаге меловые глоботрунканиды в количестве до 10% встречены на высоте свыше 10 м от основания дания, маркированного иридиевой аномалией (см. ниже). Однако кратковременное переживание тех или иных таксонов не делает данное МВ менее значимым. Наоборот оно хорошо совместимо с исключительной устойчивостью биосистем к внешним воздействиям.

Исчезновение аммонитов было почти мгновенным, хотя в Копетдаге нам удалось обнаружить единственный экземпляр в 22-25 см выше границы маастрихта и дания (см. ниже).

Изменения растительности на рубеже мела и палеогена были не столь существенными как среди морских организмов. Они в основном заключались в кратковременном развитии папоротниковых и моховых ландшафтов, вымирании древних групп беннетитовых и нильсониевых и распространении в датcком веке холодноумеренных лесов. Эти изменения обычно интерпретируются как свидетельства прогрессивного похолодания, развивавшегося на протяжении всего позднего мела (Spicer et al., 1994; Ахметьев, 1994; Герман, Спайсер, 1997).

Наземные и пресноводные животные реагировали дифференцированно. Крупные рептилии в основном вымерли на этом рубеже, хотя имеется точка зрения о постепенном их сокращении на протяжении маастрихта (Archibald, 1996). Мелкие формы, такие как большинство млекопитающих, пережили неблагоприятные изменения среды в норах и позднее испытали взрывную диверсификацию.

Граница мела и палеогена на Малом Балхане и в Западном Копетдаге.

Пограничные отложения мела и палеогена в западной части Туркмении широко распространены, хорошо обнажены и довольно полно изучены. Нами в 1983 и 1985 гг. исследованы два района развития пограничных толщ - в долине р. Сумбар (Копетдаг) и на Малом Балхане (Алексеев и др., 1988).

В первом районе наиболее интересен разрез СМ4, расположенный на северном крыле Сумбарской синклинали в 6 км от пос. Каракала на склоне горы Исак, примерно в 100 м восточнее шоссейной дороги на Кызыл-Арват. Терминальный маастрихт (общей мощностью 10 м) представлен голубовато-серыми мергелями, содержащими вверху довольно редкие панцири морских ежей рода Echinocorys (опр. М.М.Москвина) и многочисленные ядра аммонитов Hoploscaphites constrictus (J.Sow.), Baculites sp. Ядра аммонитов встречаются вплоть до кровли маастрихта и присутствуют даже в верхних 5 см меловых отложений (рис.9).

Рис. 9. Распределение основных групп ископаемых в разрезе СМ4 на р. Сумбар (Туркмения)

В основании вышележащей сумбарской свиты (или горизонта, см. Калугин, Крымус, 1963), сложенной мергелями с линзовидными прослоями известняков (15 м) и принадлежащей датскому ярусу, наблюдается прослой коричневой и красновато-серой глины, обогащенной в базальных частях гипсом. Мощность этого слоя около 6 см. Его нижняя граница резкая, слегка волнистая, однако иногда на ней встречаются карманообразные углубления шириной до 15 см и глубиной 5-7 см, выполненные желто-бурым железистым материалом с большим количеством гипса. Коричневая глина вверх довольно резко переходит в зеленовато-серую известковистую глину (мощность последней 5 см). Суммарно коричневая и зеленая глина составляют 11 см и являются ПГГ. Пограничная глина постепенно переходит в зеленовато-серые мергели, которые незаметно сменяются глинистыми известняками с прослоями известняков. В мергелях содержатся довольно многочисленные панцири морских ежей Cyclaster danicus Schlьter, Pseudogibbaster sp. Здесь же (инт. +22 - +25 см над подошвой ПГГ) обнаружен единственный отпечаток аммонита с частично ожелезненным фрагмоконом (рис.), который не может быть определен точнее чем Pachydiscidae gen. indet. Этот аммонит был обнаружен в лаборатории при просмотре пробы, отобранной на микрофауну. Повторные поиски в 1985 и 1987 гг. на этом уровне с удалением больших объемов породы (несколько кубометров) положительных результатов не дали. Максимально высокая находка Cyclaster danicus сделана в одном метре от подошвы сумбарской свиты. Начиная с середины последней (6,5 от основания), панцири морских ежей вновь становятся довольно многочисленными. Среди них определены Echinocorys pyrenaica Seunes (инт. 6,5-12,7 м), E. edhemi Boehm (карликовые формы, инт. 7,0-7,5 м), Hemiaster cf. vistulensis Kongiel (10,5 м выше основания). Все эти виды морских ежей типичны для датского яруса Западной Европы, Северного Кавказа и Закаспия.

Породы содержат обильные раковины фораминифер, но они обычно плохой сохранности в связи с погружением этих толщ на большую глубину. Распределение фораминифер в разрезе СМ4 изучено путем подсчета во фракции >0,05 мм. Мергели кровли маастрихта содержат довольно многочисленные раковины фораминифер (2500-3500 экз/г), среди которых планктонные формы составляют 76-89%. Планктонные фораминиферы характеризуются сравнительной бедностью таксономического состава и представлены Globotruncana arca Cushman, Globotruncanita stuarti (Lapp.), Globotruncanella petaloidea (Gand.), Pseudotextularia elegans (Rzehak), а также мелкими гетерогелицидами, которые доминируют среди планктона. Среди бентосных форм следует упомянуть Bolivinoides draco Marsson и Stensioeina pommerana Brotzen. Много кальцисферулид.

Коричневая глина ПГГ крайне бедна остатками фораминифер, особенно в ее нижней части. Так, в обр. СМ4/2 (0-1 см выше основания ПГГ) из 8 г. породы выделено лишь 12 раковин фораминифер Chiloguembelina sp. (2 экз.), Cibicides sp. (1 экз.), Globorotalites sp. (1 экз.), гладкие и ребристые прямые раковины нодозариид (8 экз.). Выше (обр. СМ4/3, 1-2 см) разнообразие комплекса возрастает - появляются особенно многочисленные Tappanina selmensis (Cushman) (до 20-30%), а также Globotruncanella petaloidea (Gandolf.), Globotruncanita stuarti, Clavulinoides kjrendagensis Moroz., Bolivina sp. Планктонные фораминиферы на этом уровне составляют 39%, агглютинирующий бентос - не более 4,5 %. В образцах СМ4/4 и СМ4/5 содержится заметное количество раковин Guembelitria cretacea Cushman (2,2-2,4%). Одновременно растет общее количество раковин фораминифер (от 1,5 экз/г в обр. СМ4/2 до 632 экз/г в обр. СМ4/5) и доля планктонных форм (до 48%). В нижней части зеленой глины, где много гипса, фораминиферовое число вновь падает до 104 экз/г, при этом соотношение планктона и бентоса не изменяется. В вышележащих мергелях общий облик комплекса фораминифер становится очень близким к маастрихтскому (значительную роль в нем играют глоботрунканиды, Pseudotextularia elegans, Bolivinoides draco, Stensioeina pommerana и другие меловые виды). Аналогичный облик фораминиферового комплекса сохраняется на протяжении почти всей остальной части сумбарской свиты до гиатуса в ее кровле. В 3 м от основания ПГГ встречены первые единичные палеоценовые планктонные фораминиферы Praemurica taurica (Moroz.), что указывает на зону Р1а (Berggren et al., 1995).

Более полно распределение фораминифер непосредственно на К/Т границе изучено в соседнем разрезе СМ5, который расположен в 150 м западнее разреза СМ4 (Катана, Алексеев, 1991). Литологически этот разрез идентичен разрезу СМ4, но породы менее выветрелы.

Кровля маастрихта сложена однородными мергелями, в которых присутствуют аммониты Hoploscaphites constrictus ( J. Sow.) (в 15 и 5 см ниже границы). В основании дания ПГГ включает шоколадного цвета глину с тонкими прослоечками гипса (0-2,5 см), бурую глину (2,5-4,5 см), переход к зеленой глине (4,5-6 см), зеленую глину (6-15 см) и переход к мергелю (15-20 см). Выше залегают обычные мергели, в которых на уровне 20-40 см от подошвы ПГГ встречены многочисленные панцири датских морских ежей Cyclaster danicus Schlьter.

Опробованы верхние 1,5 м мергелей маастрихта, причем их последние 20 см охарактеризованы 5 образцами, и нижние 0,4 м дания. В ПГГ образцы отбирались бороздой с шагом по мощности 2-4 см, а выше - каждые 5 см. Всего проанализировано 18 образцов. Подсчет фораминифер производился раздельно по двум фракциям 50-160 и >160 мкм.

В маастрихте содержание фораминифер высокое - обычно свыше 1000 экз/г, хотя отмечается некоторая тенденция к понижению вверх по разрезу. В ПГГ, за исключением базальных 2,5 см, содержание фораминифер стабильно низкое (около 200 экз/г), но выше чем в разрезе СМ5. Оно не изменяется при переходе от ПГГ к мергелям. Резкий рост до маастрихтского уровня отмечен в обр. 7 - 9 (25-40 см). Значительное падение фораминиферового числа в нижней части дания по сравнению с маастрихтом было отмечено В.Г.Морозовой и др. (1967) в сравнительно недалеко расположенном разрезе Кызылчешме.

Среди фораминифер доминируют планктонные виды, которые в маастрихте составляют не менее 70% и около 50% в дании, однако подавляющую роль среди них играют гетерогелициды (обычно 75-80% от общего числа планктонных форм). Небольшой пик планктона отмечен вблизи кровли маастрихта, затем следует постепенное падение, достигающее минимума (39%) на уровне +20-25 см. Содержание бентосных агглютинирующих фораминифер крайне не велико (обычно доли процента) и не испытывает заметных колебаний. Не отмечается его рост и в ПГГ, который можно было бы объяснить растворением раковин секреционных фораминифер.

Наиболее заметные изменения комплексов фораминифер связаны с резким увеличением численности Tappanina selmensis (Cushman), которое начинается в последних 3 см маастрихта (14,7%) и достигает максимума в ПГГ и перекрывающих мергелях (20-30%). В ПГГ отмечено массовое развитие Guembelitria cretacea Cushman (до 21%). Еще один пик доли этого вида отмечен на уровне +35-40 см. Доминирование этих двух видов-оппортунистов, переживающих рубеж мела и палеогена повсеместно типично для зоны P0 основания датского яруса.

Рис. 10. Цунамигенная (?) единица в подошве датского яруса на Малом Балхане

В разрезах Малого Балхана интерес представляют признаки цунамигенных отложений (рис.10). В наиболее южном разрезе МБ5 переход от маастрихта к данию выглядит также как и в разрезе СМ5. Однако в 1,5 км северо-восточнее в разрезе МБ2 над редуцированным ПГГ (до 5 см) с очень слабой иридиевой аномалией залегает пласт массивного прочного известняка (15 см), содержащего редкие линзовидные литокласты известняка аналогичной окраски и структуры. Подошва и кровля известняка резкие и волнистые, он перекрыт рыхлым глинистым мергелем (12-16 см) с линзовидными включениями известняка. Мергель наряду с маастрихтскими фораминиферами содержит Parvularugoglobigerina eugubina зоны Р1а нижнего дания. Завершается эта пачка массивным пластом известняка (20-25 см), в подошве и кровле которого заключены овальной формы известняковые интракласты и единичные галечки розоватого известняка. Кровля пласта очень резкая.

В 200-300 м северо-восточнее в разрезе МБ3 непосредственно выше ПГГ (до 7 см) с хорошо выраженной иридиевой аномалией (Назаров и др., 1988) залегают два пласта известняка, верхний из которых имеет линзовидное строение. Они разделены глинистыми прослойками. Мощность пластов 10-20 см. На известняках лежат неяснослоистые мергели (0,4-0,6 м), в верхней части которых обособляются часто с размытыми границами включения известняков. Завершается разрез глинистым мергелем (0,4 м) с включениями разно ориентированных и неправильной формы, но с оглаженными краями известняковых отдельностей размером до 0,3 х 0,5 м. По четкой границе известняки перекрываются мергелями.

Образование известняковой пачки непосредственно выше ПГГ с иридиевой аномалией несомненно связано с перемещением слабо консолидированных осадков в виде обломочных потоков и оползней вниз по склону бассейна, мелководье которого располагалось к северу от Малого Балхана в платформенной части Туркмении. Спусковым механизмом могло быть цунами или кратковременное эвстатическое падение уровня моря. Скорее всего, малобалханская обломочная единица и цунамиты Мексиканского залива не вполне одновозрастны, так как первая залегает не ниже, а выше ПГГ с иридиевой аномалией. В Южной Голландии перемытые отложения маастрихта также содержат нанопланктон зоны NP1 с Biantholitus sparsus, мелкими Neobiscutum и Criuciplacolithus primus (Romein et al., 1996). В Бразилии брекчии имеют близкий возраст - верхняя часть зоны Р1а (Kotsoukos, 1995).

Мел-палеогеновые импактные кратеры. Несколько кратеров предложены как образовавшиеся на рубеже мела и палеогена. Это Каменский и Гусевский кратеры в Каменском районе Ростовской области (Масайтис, Мащак, 1982, Масайтис, 1982, Мовшович, Милявский, 1990). Однако они малого диаметра (25 и 3 км соотвественно) и более молодые (палеоценовые). Кратер Мэнсон в шт. Айова, США, также невелик (35 км) и оказался более древним (конец кампана, изотопный возраст 73,8 млн. лет), его выбросы обнаружены в нижней части сланцев Пьер в Южной Дакоте (Izett, Cobban, 1994).

По почти общепринятому мнению реальным мел-палеогеновым кратером является импактная структура Чиксхулуб, расположенная на севере п-ва Юкатан в Мексике (Hildebrand et al., 1990). Предполагаемый диаметр около 200 км, что достаточно для генерации импактного биотического кризиса (Назаров и др., 1988). Имеющиеся изотопные датировки импактитов и полоса цунамигенных отложений в Карибском регионе достаточно надежно подтверждают мел-палеогеновый возраст этого кратера.

Еще одной крупной структурой этого же возраста может быть Карский кратер (70 или 120 км), расположенный на севере Пай-Хоя (Полярный Урал). Его комплексное изучение и изотопное датирование (Назаров и др., 1993) показало высокую вероятность совпадения времени его образования и мел-палеогенового рубежа. K-Ar метод в изохронном варианте дал возраст 65,68±0,44 млн. лет (Колесников и др., 1990; Назаров и др., 1993), трековый - 64,57±1,56 млн. лет (Кашкаров и др., 1994). Граница мела и палеогена имеет датировку по слою вулканического пепла, расположенному в 50-70 см выше границы в континентальных разрезах Канады и США по четырем методам 64,70±0,09 (McWilliams et al., 1991) и Ar-Ar методом по санидину 64,77±0,07. (Dalrymple et al., 1993), а по гаитянским тектитам - 64,43±0,05 млн. лет. Однако данные Ar-Ar датирования для Карского кратера дали более древний возраст 71-75 млн. лет (Koeberl et al., 1990) и 69,3-71,7 млн. лет (Trieloff, Jessberger, 1992), примерно отвечающий границе кампана и маастрихта или самому началу маастрихта.

Для оценки последнего заключения можно применить биостратиграфический метод, хотя геологическая датировка импактных кратеров представляет собой исключительно трудную задачу. Нами изучены в Карском кратере большинство выходов импактных пород и перекрывающих осадков, содержимое более чем 30 кластических даек. Отдельно проанализированы матрикс и обломки. 22 образца обработаны на палиноморфы, 63 - на фораминиферы и другую микрофауну, просмотрено более 200 шлифов.

Карский кратер диаметром около 120 км (с учетом зоны террас) в значительной степени эродирован в новейшее время, особенно в своей юго-западной части и перекрыт почти сплошным чехлом рыхлых четвертичных отложений (Назаров и др., 1993). Кратерная воронка выполнена импактными брекчиями с различным количеством стекла, которые содержат весьма многочисленные обломки девонских, каменноугольных и пермских осадочных пород, слагающих складчатую структуру Пайхойского антиклинория. Принадлежность данных обломков к образованиям этого возраста очевидна на основании их полного литологического сходства. В литературе можно найти указания на то, что в импактных брекчиях встречаются обломки верхнемеловых пород, в том числе содержащие остатки сеноманских аммонитов. Однако нашими исследованиями эти находки не подтверждены, хотя полностью исключить такую возможность было бы преждевременно. Скорее всего такие обломки были собраны из кластических даек.

Споры и пыльца в импактных брекчиях практически отсутствуют, хотя в отдельных образцах встречены редкие зерна очень плохой сохранности. Вероятно, большая часть палиноморф разрушилась под воздействием высокой температуры раскаленного импактного материала. В шлифах на р. Сааяха в матриксе импактных брекчий встречены довольно многочисленные спикулы кремневых губок (в том числе яйцевидные стеррастры четырехлучевых губок Geodia) и раковины радиолярий. Подобного типа радиолярии и спикулы губок характерны для сантонских и нижнекампанских отложений северо-запада Западной Сибири и Ямала (Галеркина, 1963, Колтун, 1961). Присутствие верхнемеловых органических остатков в матриксе, а не в оформленных обломках, указывает на то, что вмещавшие их осадки в момент формирования кратера еще не были литифицированы.

На р. Сааяха импактные брекчии перекрываются небольшой по мощности (5-6 м) толщей почти черных рыхлых преимущественно средне- и тонкозернистых песчано-глинистых пород, формировавшихся в водной среде, на что указывают слабо выраженная слоистость и сортировка более грубого материала. Переход вниз постепенный. По-видимому, это переработанные в воде наиболее тонкие фракции импактного материала, в последнюю очередь осевшие из атмосферы. Крупная глыба таких пород встречена здесь и в кластической дайке. Эти образования содержат многочисленные либо окатанные, либо почти неокатанные зерна пермских песчаников и алевролитов, мраморов и небольшое количество кварцевых зерен песчаной размерности. Очень редки радиолярии, несколько чаще встречаются сильно фрагментированные спикулы губок. Кроме того, присутствуют фрагменты призматического слоя раковин иноцерамов, единичные раковины остракод и фораминифер. Богатый палинокомплекс получен лишь из глыбы в кластической дайке. Он содержит примерно равное количество спор, пыльцы голосеменных и покрытосеменных растений. Среди последних характерна поровая пыльца Comptonia, Pterocarya, Ulmoideipites, Myrica и др (опр. С.Б.Смирновой). Возраст этого комплекса может быть определен как верхний кампан - маастрихт по аналогии с палинокомплексами Енисей-Хатангской впадины.

Характерной особенностью Карского кратера является обилие кластических даек, пронизывающих импактные брекчии. Их ширина колеблется от 10-15 см до 7 м, прослеженная глубина до 40 м. Неширокие дайки (0,5-2 м) имеют параллельные, хотя и слабо извилистые стенки, что указывает на отсутствие смещения по ним. На р. Каре в видимой верхней части некоторых даек зафиксированы раздувы и провесы неправильной формы. В обнажениях на р. Сааяха и Б. Вануйта содержимое даек не имеет признаков термальной переработки, тогда как на рр. Сопчаю, Кара и Анарога матрикс даек сильно уплотнен и несет следы спекания .

На р. Сааяха и Б.Вануйта галечно-песчано-глинистый матрикс содержит разнообразный комплекс радиолярий и спикул губок нижнего кампана и редкие раковины преимущественно секреционных фораминифер Globigerinelloides asperus (Ehrenberg), Cibicides gankinoensis Neckaya, Praebulimina carseyae (Plummer), Spiroplectammina variabilis (Neckaya), S. kelleri Dain и др. Эти виды в Западной Сибири в основном встречаются в маастрихте. Тонкие дайки на р. Сааяха и отдельные участки матрикса мощной дайки на левом берегу этой реки, характеризующиеся зеленоватым цветом, содержат наибольшее число раковин фораминифер этих видов (до 50-70 экз на 100 г). Спорово-пыльцевые спектры из матрикса этих даек характеризуются преобладанием спор и пыльцы хвойных. Среди пыльцы покрытосеменных присутствуют Gotanipollis, Interpollis supplingensis, Mancicorpus solidum, что типично для сантонско-нижнекампанских толщ Западной Сибири.

Среди крупных обломков в дайках преобладают черные или зеленовато-черные кремнистые аргиллиты или опоки, содержащие остатки сантонских иноцероамов и белемнитов, многочисленные раковины радиолярий, стеррастры Geodia и почковидные зерна глауконита. Обломки имеют неправильную форму, иногда досковидные. В долинах рр. Путьтывис, Путью и Кара матрикс кластических даек по микрофаунистической характеристике такой же. Однако среди обломков практически нет кремнистых аргиллитов, но резко доминируют крупные (до 0,5 м) часто остроугольные куски светло-серых (шоколадных во влажном состоянии) опоковидных глин почти лишенных радиолярий, но с довольно многочисленными агглютинирующими фораминиферами турон-коньякского возраста. Вместе с тем в дайке на р. Путьтывис в обломке глины встречены фораминиферы Nonionella kalinini (Voloshinova), Gyroidinoides turgidus (Hagenow), Praebulimina carseyae (Plummer), Cibicides gankinoensis (Neckaya) и остракоды. Такой комплекс в Западной Сибири типичен для маастрихта, хотя эти виды могут встречаться начиная с верхнего кампана. Отсутствие Spiroplectammina kasanzevi Dain, индекса верхнего маастрихта Западной Сибири, не только в материале этой дайки, но и во всех остальных, не позволяет аргументировать наличие в районе Карского кратера к моменту его формирования осадков позднего маастрихта. Однако по имеющимся палеогеографическим реконструкциям, в конце маастрихта и дании северная часть Западной Сибири представляла собой аккумулятивную сушу (Галеркина и др., 1982). Это подтверждает и изотопный состав водорода импактных стекол (Nazarov et al., 1991).

Спорово-пыльцевой спектр, выделенный из образца из дайки р. Путьтывис, скорее всего отвечает верхней части маастрихта. В нем пыльца покрытосеменных составляет 86%. Среди нее встречены Alnus, Myrica, Pterocarya, Anacolosidites, Rutaceae, Simpsonipollis, Altingia, Quercites, Ulmoideipites. Близкий спектр установлен и в матриксе этой дайки.

Таким образом, матрикс даек в основном содержит материал сантона и нижнего кампана, в меньшем количестве верхнего кампана и маастрихта. Среди обломков присутствуют породы турона-коньяка, сантона и маастрихта.

Импактиты по резкой границе перекрываются заполняющей толщей, которую можно наблюдать только на ограниченном участке в долине р. Сааяха.

Ее гравийно-песчано-глинистый матрикс по всем параметрам не отличается от матрикса кластических даек. В нем содержатся различного размера глыбы кремнистых аргиллитов нижнего сантона с Inoceramus ex gr. cardissoides Goldf., верхнего сантона с Inoceramus patootensis Loriol и Actinocamax sp. и светло-серые опоковидные породы без макрофоссилий. Ранее эти глыбы принимались за коренные выходы верхнего мела. Более мелкие удлиненные желваковидные (10-20 см по длинной оси) обломки кремнистых аргиллитов покрыты глинистой рубашкой и в них вдавлены остроугольные кусочки (1-3 см) пермских песчаников и аргиллитов, что указывает на частичную пластичность кремнистых осадков или пород во время их транспортировки.

Таким образом, нижний предел времени формирования Карского кратера -- поздний кампан, поскольку материал нижнекампанского возраста в дисперсном виде несомненно присутствует в импактитах. Однако тонкий материал, осевший из атмосферы в последнюю очередь, но до начала размыва кратерного вала, содержит верхнекампанско-маастрихтский палинологический сигнал при почти полном отсутствии сантонско-нижнекампанского компонента. Начало интенсивного разрушения кратерного вала и стенок воронки фиксирует накопление пестрой перекрывающей толщи и формирование кластических даек, являющихся заполнением контракционных трещин в остывающих импактитах. Образование даек и перекрывающей толщи должно было начаться почти сразу после кратерообразующего события. Наличие в них материала маастрихтского возраста говорит о том, что эти образования были вскрыты в стенках кратерной воронки и, следовательно, они существовали в этом районе к моменту импактного события. Поэтому более вероятным временем формирования кратера следует считать середину или конец маастрихта и Ar-Ar датировки, вероятно, недостаточно надежны (см. подробнее Колесников и др., 1990; Назаров и др., 1993; Кашкаров и др., 1994).

Идеальным доказательством возраста Карского кратера было бы обнаружение его выбросов в ненарушенном разрезе на сравнительно небольшим удалении от места удара. К сожалению, такие разрезы пока не обнаружены. Наиболее полный разрез верхнемеловых и палеогеновых отложений в Косью-Роговской впадине восточнее г. Инта, вскрытый скважиной 228, на границе кампана и палеоцена содержит большой перерыв (Орешкина и др., 1998). На западном побережье Ямала на газовых и нефтяных месторождениях верхняя часть чехла проходится без отбора керна.

Импактная модель мел-палеогенового кризиса. Изложенные выше данные свидетельствуют в пользу того, что на рубеже мела и палеогена имело место экстраординарное импактное событие. Характер биотического кризиса и МВ этого рубежа совместим с импактным генезисом. Первый сценарий импактной генерации мел-палеогенового кризиса (Alvarez et al., 1980), позднее уточненный (Smit, Romein, 1985), сохраняет свое значение до настоящего времени, но должен быть дополнен рядом важных моментов.

Биотический кризис наложился на растянутый во времени фоновый процесс сокращения таксономического разнообразия ряда групп - аммонитов, белемнитов, рудистов и иноцерамид, которые испытали особенно заметный спад примерно на рубеже раннего и позднего маастрихта. Одно или несколько тесно сближенных во времени ударных событий привели к выбросу в атмосферу громадного количества пыли, генерировали высокую приливную волну, вызвали на суше штормовые пожары. Затемнение атмосферы и кислотные дожди обусловили почти полное прекращение фотосинтеза морским фитопланктоном и вымирание его наиболее чувствительных представителей с известковым скелетом. Резкое сокращение потока пищи вызвало волну вымирания в пищевых цепях океана. На суше сразу после события на короткое время распространились преимущественно папоротниковые и моховые растительные сообщества, затем сменившиеся сравнительно холодолюбивыми лесами. Крупные наземные и пресноводные растительноядные рептилии испытали полное вымирание, более мелкие млекопитающие пережили неблагоприятный период в норах. Датский век был временем низкого разнообразия, доминирования оппортунистических видов из числа групп, переживших этот рубеж и вымирающих к концу дания, а также моментом появления первых типично кайнозойских таксонов во многих группах. Восстановление разнообразия произошло лишь к началу раннего эоцена.

Данная модель не отрицает возможности и другого генезиса мел-палеогенового биотического кризиса, она лишь совместима с имеющимися данными. Наиболее популярная вулканическая модель (Courtillot et al., 1996) также не может быть отброшена, хотя она не способна объяснить содержащиеся в ПГГ очевидные свидетельства импактного события. Продукты вулканизма Деканских траппов, ответственных, как считают, за мел-палеогеновый кризис, не несут повышенных содержаний иридия (Bhandari et al.,1993) и их геохимия совершенно иная (Назаров, 1995). Настоящая иридиевая аномалия обнаружена между третьим и четвертым лавовыми потоками на окраине трапповой провинции на п-ове Кач (Bhandari et al., 1996). Это подтверждает установленный ранее факт, что излияния траппов начались еще в маастрихте. Любой растянутый во времени, но достаточно интенсивный процесс может привести к резким и кратковременным нарушениям в системе, когда неблагоприятные воздействия накопятся до уровня порога.

Импактный генезис других биотических кризисов. Проведенный в начале 90-х годов анализ имеющихся данных показал, что не имеется надежных доказательств присутствия иридиевых аномалий и других признаков импактных событий на рубежах иных МВ кроме мел-палеогенового (Алексеев, 1993; Назаров, 1995). За прошедшее время накопились новые данные.

Фран-фамен. В брекчии Аламо, развитой на большой территории в шт. Невада, США, установлены зерна ударно-метаморфизованного кварца и несколько повышенные содержания иридия (Leroux et al., 1995). Однако возраст этой брекчии определен по конодонтам как нижнефранский, что исключает ее связь с МВ этого рубежа. В Бельгии в основании сланцев, одновозрастных верхнему келльвассерскому событию, найдены стеклянные сферулы, но иридиевая аномалия на этом уровне не была обнаружена (Claeys et al., 1996).

Поздний эоцен. Явные признаки импактного события установлены внутри верхнего эоцена приблизительно на границе зон Р15/Р16 или в нижней части зоны Р16 по планктонным фораминиферам, вблизи кровли магнитохрона 16N. Первоначально это были только тектиты и микротектиты (Glass et al., 1985; Keller et al., 1987) и только слабая иридиевая аномалия (Alvarez et al., 1982; Ganapathy, 1982; Montanari et al., 1993), позднее в очень многих разрезах установлены зерна ударно-метаморфизованного кварца (Glass, 1987;1989; Bohor et al., 1988; Glass, Wu, 1993; Clymer et al., 1996; Langerhost, Clymer, 1996) и богатая Ni шпинель (Pierrard et al., 1998a,b). Особенно важно обнаружение всех этих признаков импактного события в разрезе Массиньяно (Италия), который хорошо датирован по различным группам и который является ГСРТ для границы эоцена и олигоцена. Изотопный возраст импактного горизонта оценен в 35,7 ±0,4 млн. лет, то есть на 2 млн. лет древнее границы эоцена и олигоцена.

Источником этих аномалий скорее всего является кратер Чезапикского залива, расположенный под уровнем моря вблизи восточного побережья США (Poag et al., 1992, 1994,1995; Koeberl et al.,1996) и имеющий диаметр около 85 км. Он хорошо изучен бурением, его выбросы прослежены на суше и под водой на шельфе, а также в скважинах глубоководного бурения (McHugh et al., 1996) на окраине Атлантического океана и даже в южной части Индийского океана (поднятие Мод) и в центре Тихого океана (Pierrard et al.,1998). Возраст кратера по биостратиграфическим данным оценен как самая верхняя часть зоны Р15, примерно 35,3 млн. лет. Поскольку вроде бы существует несколько сближенных горизонтов микротектитов, не исключена их связь также с Попигайским кратером (север Сибирской платформы, диаметр 100 км), возраст которого идентичен Чезапикскому - 35, 7 млн. лет (Bottomley et al., 1993; Masaitis, 1994 ).

Хотя поздний эоцен несомненно характеризуется значительно повышенным по сравнению с фоном уровнем вымирания (см. выше), в указанном возрастном интервале каких-либо существенных биотических событий не зафиксировано. Так, в изученном нами совместно с А.Марзуком (Марзук и др., 1993) монотонном мергельном разрезе верхнего эоцена Юго-Западного Крыма (скорость седиментации около 40 м в млн. лет) на уровне 40-50 м от подошвы, где судя по известковому нанопланктону должен располагаться импактный горизонт, смены среди бентосных фораминифер не наблюдается, а из планктона исчезает только Subbotina angiporoides, но это очень редкая форма в данном разрезе. Исчезновение из разреза многих бентосных и планктонных видов отмечается намного выше, но это событие обусловлено регрессией.

Таким образом, только мел-палеогеновый биотический кризис может быть связан с импактным событием, остальные МВ должны иметь другую природу.

8.Ступенчатые МВ позволяют строить каркас изохронных уровней, используемых при создании стратиграфических шкал.

Когда стратиграфическая шкала фанерозоя еще только начала формироваться в первой половине 19 в., наиболее крупные подразделения, а именно палеозой, мезозой и кайнозой и даже отдельные системы (ордовик, девон, триас) были выделены таким образом, что их границы, как нам теперь известно, совпадают с наиболее резкими сменами органического мира. Сейчас мы называем эти смены биотическими кризисами и МВ. Остается удивляться, как нашим предшественникам по весьма небольшому объему данных удалось выявить наиболее фундаментальные рубежи в геологической летописи.

Глобальные МВ состоят из целой серии отдельных событий, которые благодаря резко возросшей детальности стратиграфических построений, достаточно надежно распознаваемы, поэтому о совпадении МВ и стратиграфических границ можно говорить только в широком смысле. Однако индивидуальные стадии МВ могут служить прекрасными реперами для каркаса изохронных уровней, потенциально пригодных для фиксации стратиграфических границ в рамках событийного подхода (Меннер и др., 1987). одними из наиболее важных инструментов событийной стратиграфии и могут образовывать каркас стратиграфической шкалы (Меннер и др. 1987). Возможен выбор границ и по событиям диверсификации во время выхода из биотического кризиса. На практике реализованы оба варианта.

Ордовик-силур. Граница ордовика и силура официально закреплена в подошве граптолитовой зоны acuminatus (Cocks, 1985), что выше традиционного ее положения в основании зоны persculptus. Однако стратиграфический уровень хирнантиевой фауны, с исчезновением которой совмещен данный рубеж, относительно граптолитовой последовательности остается не вполне ясным. Так, китайские специалисты считают (Wang et al., 1993), что в разрезе Добс-Линн хирнантий должен отвечать верхней части зоны extraordinarius, почему они предпочитают нижнюю границу силура оставить в основании зоны persculptus (Wang et al., 1992,1993). Дополнительные сложности в корреляцию вносит предположение, что «Glyptograptus» bohemicus является субьективным синонимом Normalograptus persculptus (Љtorch, Loydell, 1996). Установлено, что первый и наиболее заметный импульс вымирания на этом рубеже совпадает с границей граптолитовых зон pacificus и extraordinarius. Последняя зона и более молодая зона persculptus (хирнантий) - это интервал низкого разнообразия (Корень, 1989, Корень, Попов,1994). Граница ордовика и силура в подошве зоны acuminatus совпадает с глобальной трансгрессией и началом восстановления разнообразия. Вместе с тем вымирание холодноводной хирнантиевой фауны также может интерпретироваться как массовое, тем более что в глобальных подсчетах оно не может быть отделено от более раннего. Пик вымирания в различных группах по мнению К. Барнса и др. (Barnes et al., 1995) лежит внутри хирнантия. Эти обстоятельства явились причиной критики переноса данной границы в основание зоны acuminatus (Berry, 1987; Lesperance et al., 1987). Кроме того, резкое снижение уровня океана и частые его осцилляции в течении хирнантия, делают редкими полные разрезы, и, следовательно, препятствуют точному выявлению имевших место на этом рубеже событий. Однако в любом случае утвержденная граница ордовика и силура не совпадает с основным импульсом МВ.

Фран-фамен. Официально положение границы франского и фаменского ярусов недавно было закреплено в основании конодонтовой зоны Lower Palmatolepis triangularis (Klapper et al., 1993), что очень близко к уровню МВ на этом рубеже, хотя данный интервал изучен недостаточно полно. Не исключено, что главная фаза вымирания произошла где-то внутри более древней зоны Palmatolepis linguiformis. Однако последняя была весьма кратковременна. В разрезе канавы Сессакер (Германия) непосредственно выше верхнего келльвассерского горизонта выявлен интервал мощностью 8-10 см, в котором единичные франские представители рода Palmatolepis встречены вместе с обильными оппортунистическими икриодусами и полигнатусами (Schindler et al., 1998). Единичные экземпляры P. subrecta и P. hassi обнаружены и немного выше уже заведомо в зоне Lower triangularis.

Вблизи рубежа франа и фамена отмечаются резкие глобальные колебания уровня моря, гигантские штормы и оползни с образованием цунамитов (Sandberg et al., 1988; McLaren, Goodfellow, 1990; Wang et al., 1996), микротектиты (Clayes, Casier, 1994), интенсивные тектонические движения и вспышки вулканизма (Веймарн и др., 1998). На громадных территориях Русской платформы на начало фамена приходится региональный перерыв с выпадением вологоградского горизонта (Alekseev et al., 1996), активизация рифтогенеза. Осадки волгоградского горизонта, эквивалентного нижней части зоны P. triangularis s.l., накапливались только в краевых депрессиях.

Девон-карбон. По недавнему решению (Paproth, 1991) нижняя граница карбона установлена в подошве конодонтовой зоны Siphonodella sulcata, тогда как главное событие вымирания имело место ранее - в основании или внутри зоны Siphonodella praesulcata (Барсков и др., 1985,1988). То есть граница девона и карбона совмещена с уровнем вымирания последних девонских таксонов и началом восстановления после биотического кризиса данного рубежа. В СССР длительное время в отличие от Западной Европы к карбону относились генозона Wocklumeria и слои Этрень, которым примерно отвечал заволжский горизонт. Решение о переносе этой границы в основание зоны Acutimitoceras было принято лишь в 1986 г (Голубцов и др., 1988). Спорный интервал выделен К.В.Симаковым (Simakov, 1990,1993) в качестве самостоятельного яруса - хангенбергия фактически в объеме споровых зон LL, LE и LN. В разрезах центра Русской платформы ему будет соответствовать верхняя часть озерского горизонта, хованский горизонт и перерыв до основания малевского горизонта. Однако несмотря на сокращение разнообразия таксонов, общий облик фаунистических комплексов до конца хованского времени остается девонским, на что указывает обилие плакодерм, эридоконхид из остракод, присутствие конодонтов из родов Icriodus и Pelekysgnathus (Alekseev et al., 1994). Принятый ныне уровень границы лучше отвечает фаунистической смене и выделение переходных интервалов в самостоятельные ярусы не имеет смысла.

Серпухов-башкир. Срединнокаменноугольная граница установлена в основании конодонтовой зоны Declinognathodus noduliferus (Lane, 1995), что примерно совпадает с подошвой аммоноидной генозоны Homoceras. До последнего времени в России генозона Homoceras официально включалась в состав серпуховского яруса (хотя часть специалистов с этим не была согласна - Барсков и др., 1980), но в 1996 г. положение этой границы было скорректировано в пользу принятого в международном масштабе варианта (Kagarmanov, Kossovaya, 1997). С этим уровнем фактически совпадает основной импульс МВ.

В наиболее полных разрезах с первыми D. noduliferus встречаются доживающие представители рода Gnathodus, а вместе с первыми Homoceras - последние раннекаменноугольные аммоноидеи, например, Fayetvillea (Кулагина и др., в печати). Вместе с тем эволюция конодонтов (Nemirovskaya, Nigmadzhanov, 1994) и аммоноидей (Николаева, 1995) на этом рубеже оказалась более сложным процессом, чем думали ранее. Н. Райли (Reily, 1998) показал, что выбранный в Неваде в разрезе Арроу-Каньон ГСРТ совпадает с перерывом и находится внутри интервала, ограниченного осушениями и палеопочвами. Поэтому отдельные стадии данного МВ еще не расшифрованы.

Пермь-триас. Хотя существует точка зрения о том, что в конце перми было два события вымирания (Stanley, Yang, 1994), наиболее четко выраженное из них отмечается непосредственно на верхней границе чансинского (дорашамского) яруса в подошве генозоны Otoceras по аммоноидеям и зоны Hindeodus parvus по конодонтам (Alekseev et al., 1983; Григорян, 1989). Именно на этом уровне исчезают последние пермские таксоны фораминифер, кораллов, брахиопод, конодонтов и других групп. Самое начало триаса представляет собой интервал крайне низкого разнообразия, когда еще доживали некоторые пермские таксоны. На юге Центрального Китая наиболее существенное вымирание отмечается примерно в 0,5 м ниже принятой ныне границы перми и триаса (Wignall,Hallam, 1996). Это позволяет говорить о полном или почти полном совпадении главного импульса МВ и границы перми и триаса. Дополнительным событийным маркером этого уровня является исключительно четкая глобальная 13С (Holser, Magaritz, 1992; Xu, Yan,1993).отрицательная аномалия Вместе с тем существует мнение, что в тетических разрезах на этой границе повсеместно фиксируется перерыв (Шевырев, 1999).

Триас-юра. В конце триаса, по-видимому, фиксируются два пика вымирания - в конце нория и в конце рэта. Последний из пиков совпадает с традиционной границей триаса и юры, при этом наиболее древние препланорбисовые слои с крайне скудной фауной морских беспозвоночных, откуда до сих пор неизвестны аммоноидеи, отвечают интервалу резкого снижения разнообразия биоты. Нижняя граница юрской системы до сих пор не утверждена, но если она будет зафиксирована на этом уровне, то она будет синхронна одному из наиболее существенных импульсов МВ данного рубежа.

Сеноман-турон. Граница сеномана и турона много лет дискутируется и до сих пор не получила законного статуса. Интервал, в котором сконцентрированы импульсы вымирания, в Европе отвечает так называемым «пленусовым слоям», к которым в основном приурочено накопление богатых органическим веществом пород с четкой 13С. Длительность этого интервала около 200-300отрицательной аномалией тыс. лет. В Северной Америке в данном интервале выявлены 4 события вымирания, суммарно вызвавших вымирание 80% видов и 30% родов макробеспозвоночных (Elder, 1985,1989). Последний импульс МВ совпадает с границей зон Neocardioceras juddi и Watinoceras coloradoense, обычно принимаемой за рубеж сеномана и турона. Смена среди планктонных фораминифер имела место несколько раньше.

Мел-палеоген. После длительных дисскуссий решено провести границу мела и палеогена между зонами Abatomphalus mayaroensis и Guembelitria cretacea (P0) по планктонным фораминиферам, совместив ее на практике с иридиевой аномалией. Именно на этом уровне происходит вымирание основной массы меловых таксонов, хотя переживание или переотложение делают эту границу не всегда уверенно биостратиграфически распознаваемой. В таких случаях помогают отмеченные выше особенности рубежа мела и палеогена - изотопные, геохимические, минералогические и палеомагнитные. Четкость данной границы послужила причиной ее наименования как «идеальной» стратиграфической границы (Berry, 1984).

Рис. 11. Границы некоторых подразделений общей шкалы и положение относительно них главных (жирные стрелки) и второстепенных (тонкие стрелки) импульсов МВ.

Таким образом, из 8 рассмотреных границ 5 совпадают или почти совпадают с главными импульсами отвечающих им МВ (рис. 11). В соответствии с современной концепцией конструирования международной глобальной хроностратиграфической шкалы (Remane et al., 1996), фиксация нижних границ подразделений осуществляется с помощью «глобальных стратотипических разрезов и точек» (GSSP или ГСРТ). По действующему положению ГСРТ должны выбираться в непрерывных литологически монотонных разрезах без признаков каких-либо фациальных изменений (то есть вне событий). Практика же показывает, что ГСРТ устанавливаются на тех уровнях и в тех разрезах, где это удобнее и часто так, как это исторически сложилось. С учетом значительной длительности биотических кризисов и ступенчатости МВ, ГСРТ может выбираться как на уровне одного из импульсов вымирания, так и по началу диверсификации, когда одновременно с вымиранием доживающих групп появляется множество новых таксонов. Справедливо указывается на экотонный характер таких рубежей (Красилов, 1987). Мнение К.В.Симакова (1992) о целесообразности фиксации границ международной шкалы по появлению таксонов с «новыми архетипами» не может быть поддержана, поскольку новые планы строения возникают не во время биотических кризисов, а в прешествующие им «спокойные» интервалы истории.

Не следует рекомендовать немедленной ревизии уже сложившейся шкалы путем совмещения ее основных рубежей с уровнями наиболее четких МВ. Это приведет к неоправданной ломке традиционного стратиграфического «календаря», имеющего важное практическое применение в геологосъемочных и других прикладных работах. При дальнейшей коррекции шкалы в тех ее интервалах, которые еще не получили своего официального закрепления в виде ГСРТ, целесообразно стремиться к фиксации границ на одном из событий МВ.

Выводы

Обобщение данных о массовых вымираниях фанерозоя и более детальный анализ одного из наиболее ярких МВ - мел-палеогенового, позволили сделать следующие выводы.

1.Опубликованная палеонтологическая летопись, несмотря на ее неполноту, составляет значительную часть от потенциальной, достаточно велика и устойчива, позволяет выявлять основные закономерности эволюции фанерозойской биоты.

2. Показано, что вымирание таксонов носит непрерывно-прерывистый характер. Непрерывно идущее фоновое вымирание прерывается кратковременными событиями МВ, которые являются важнейшими элементами глобальных биотических кризисов. Для последних разработана простая модель.

3.Количественный анализ глобальных данных о таксономическом разнообразии биоты с целью выявления и сравнения МВ должен основываться на учете фонового вымирания и на таких показателях как уровень вымирания и интенсивность вымирания , что позволяет объективно сравнивать события МВ различного возраста, разной амплитуды и раздельно по группам и таксономическим уровням.

4.Обоснован закон роста таксономического разнообразия биосферы, согласно которому число таксонов организмов увеличивается без достижения стазиса на протяжении фанерозоя за счет эволюционного дробления экологических ниш. Этот процесс прерывается биотическими кризисами, вызывающими снижение разнообразия.

5.Типизация событий МВ позволила выделить среди них собственно массовые вымирания (всего 8, ордовик-силур, фран-фамен, девон-карбон, серпухов-башкир, пермь-триас, триас-юра, сеноман-турон и мел-палеоген), МВ-фантомы и события вымирания s.s. Под МВ в этой классификации понимаются относительно кратковременные и в масштабе геологического времени синхронные ступенчатые вымирания в ходе биотического кризиса большого числа таксонов организмов, принадлежащих различным систематическим и экологическим группам, что приводит к временному глобальному снижению таксономического разнообразия биосферы.

6.Рассмотрение причин МВ должно основываться на системном подходе с выявлением цепочек событий, в составе которых следует различать первичные, спусковые и непосредственные. Все 20 основных гипотез разделены на две группы внешних и внутренних систем причин. Ответственными за биотические кризисы скорее всего являются внешние или внутренние абиотические системы причин.

7.Особенности экстраординарного великого МВ рубежа мела и палеогена совместимы с его импактным генезисом. Импактное событие на этом рубеже хорошо аргументировано фактическими данными и одним из мест удара может быть Карский кратер, что подтверждает биостратиграфическое датирование.

8. Ступенчатые МВ позволяют строить каркас изохронных уровней, используемых при создании стратиграфических шкал. Совмещение границ подразделений глобальной шкалы с одним из импульсов МВ или начальных фаз диверисификации является предпочтительным.

Список работ по теме диссертации

1.Шиманский В.Н., Алексеев А.С. Ринхолиты из датского яруса Крыма// Развитие и смена органического мира на рубеже мезозоя и кайнозоя. Новое о фауне. М.: Наука, 1975. С.87-90.

2.Алексеев А.С. Усоногие раки (Cirripedia, Thoracica) из маастрихта и дания Крыма и развитие этой группы на рубеже мезозоя и кайнозоя// Бюлл.

МОИП. Отд. геол. 1976. Т.51, N 2. С. 148-149.

3.Чижова В.А., Букарт Д., Алексеев А.С., Аристов В.А., Барсков И.С., Гагиев М.Х., Дреезен Р., Кононова Л.И., Липнягов О.М., Овнатанова Н.С., Симаков К.В., Халымбаджа В.Г. Корреляция фаменских и турнейских отложений СССР и Франко-Бельгийского бассейна по конодонтам// Serv. Geol. Belg. Prof. Paper 1979, N 5. P. 1-40.

4.Алексеев А.С., Барсков И.С., Кононова Л.И. Конодонты из пограничных фаменско-турнейских отложений центральных районов Русской платформы// Serv. Geol.Belg. Prof.Paper. 1979. N 5. P. 50-58.

5.Барсукова Л.Д., Колесов Г.М., Назаров М.А., Найдин Д.П., Алексеев А.С. Космическая катастрофа 65 млн. лет назад: сравнительное изучение разрезов Дании и Мангышлака// XVIII Всесоюзная метеоритная конференция. 15-17 сентября 1981 г. Пос. Черноголовка Московской обл. Тез. докл. М., 1981. С. 44.

6.Nazarov M.A., Barsukova L.D., Kolesov G.M., Naidin D.P., Alekseev A.S. Extraterrestrial event at the CT boundary: new geochemical and mineralogical data// Lunar and Planet. Sci. Conf. 13th, 15-19 march, 1982. Abstr. Pt. 2. P. 580-581.