«Рифогенные формации и рифы в эволюции биосферы Москва ПИН РАН 2011 1 1 Rozhnov.indd 1 8/23/11 5:29:16 PM ISBN 978-5-903825-17-2 Рифогенные формации и рифы в эволюции биосферы. Отв. ред. С.В. Рожнов. Серия ...»

Горного Алтая являются выходы полатинской свиты вблизи пос. Чинета (рис. 7.1). Второй феномен - так как межрифовое пространство заполняется осадками (обычно терригенными или терригенно-карбонатными) после окончания формирования рифов, то, после процесса диагенеза, даже полном отсутствии пликативных дислокаций, рифовые образования в рельефе вместе с соседствующими породами будут представлять из себя брахиантиклиналь. Подобные унаследованные «острово-формные» брахиантиклинальные структуры можно наблюдать в западной части Горного Алтая (рис..1, 9.2). Третий феномен – лагуна на рифе после ее заполнения Рис.. Геологические схемы полей распространения позднеордовикских и силурийских рифовых и подстилающих и перекрывающих их комплексов в западной части Горного Алтая. 1 – строение участка «дорожный» на р. Громотуха (по Сенников и др., 19);

2 – строение участка «Чагырский» у с. Усть-Чагырка (по геолого-съемочным и тематическим материалам л.А. Гладких, е.А. елкина и автора).

Рис. 9. Геологические схемы полей распространения раннесилурийских рифовых и подстилающих и перекрывающих их комплексов в западной части Горного Алтая.

1 – строение участка «Генеральский» у пос. Генералка (по Сенников и др., 19); 2 – строение участка «Россыпногорский» (по елкин и др., 1974, с уточнениями).

(после формирования самого рифа) осадками (часто также терригенными или терригенно-карбонатными), после процесса диагенеза, даже при отсутствии пластичных деформаций будет иметь форму брахисинклинали.

Образцы таких унаследованных «лагуно-формных» брахисинклинальных структур (см. рис..2, 9.1) фиксируются в западной части Горного Алтая.

СТРУКТУРНые элеМеНТы АлТАйСКих ПОздНеОРдОВиКСКОРАННеСилУРийСКих КАРбОНАТНых ПлАТфОРМ центральные части карбонатных платформ Алтае-Салаирского позднеордовикско-раннесилурийского бассейна формировались в виде единых массивов за счет «объединения» («слияния») отдельных «водорослевых»

биогермов и «каркасных» (табуляты, ругозы) рифов. Так, для центральной части позднетеличской карбонатной платформы на Горном Алтае характерны: а) гигантские водорослевые биогермы (диаметр до 15–25 м) и крупные биогермы (диаметр до 10–15 м) (риф «Россыпногорский» в западной части региона) (см. рис. 7.2); б) крупные водорослевые биогермы (диаметр до 10–15 м) (риф «иня» в центральной части региона); в) средние водорослевые биогермы (диаметр до 5–10 м) («бараний» риф в западной части региона) (см. рис. 7.3). При этом биогермы, по крайней мере, гигантских и крупных размеров, часто занимают до 60–70 % объема породы. Пространство между водорослевыми биогермами сложено неслоистыми карбонатами массивного облика.

Рис. 10. литологический профиль по опорным катианско-хирнатским разрезам с рифовыми отложениями в северо-западной части Горного Алтая (по Сенников и др., 2001, Рис. 11. литологический профиль по опорным катианско-хирнатским разрезам с рифовыми отложениями в центральной части Горного Алтая (по геолого-съемочным и тематическим материалам л.А. Гладких, з.е. Петруниной и автора).

Рис. 12. литологический профиль по опорным позднетеличским разрезам с рифовыми отложениями в западной части Горного Алтая (по Гладких и др., 199, с уточнениями).

Рис. 13. Поперечный модельный профиль Алтае-Салаирской позднеордовикскораннесилурийской карбонатной платформы (профиль по горизонтали «сжат» в 20 раз).

для построения обобщенной модели поперечного сечения АлтаеСалаирских позднеордовикско-раннесилурийских карбонатных платформ (рифогенных массивов) были использованы реальные литологические профили, построенные по сериям конкретных послойно скоррелированных разрезов ранне-среднекатианских, раннехирнанских, позднетеличских и гомерских рифогенных массивов в западной, северо-западной и центральной частях Горного Алтая (см. рис. 10, 11, 12). Таким образом, отдельные элементы рифовых построек «синтезированы» в единую модель не на основе умозаключений, а при полном учете всех их реальных взаиморасположений в наблюдаемых геологических объектах. При построении такой обобщенной модели выявлена асимметричная структура постройки внутреннего и внешнего (значительно больший угол наклона) склонов карбонатной платформы, со сложным поперечным сечением, дифференцированным на последовательный ряд фациальных зон (рис. 13). Такая асимметричная структура рифогенных построек известна по материалам палеозойских «каркасных» рифовых систем западной Сибири (Сенников и др., 2010а, б) и других регионов России и мира (Wison, 1975; Tucker, 1990; Рифогенные…, 1997; Pomr, 2001;

Антошкина, 2003; Кузнецов, 200; cher, 2005). Полный набор фациальных элементов Алтае-Салаирских карбонатных платформ можно наблюдать только в серии разрезов нескольких профилей, что объясняется наличием складчатости и тектонических нарушений в этих регионах.

Смену наибольшего набора фациальных зон поперек карбонатных платформ можно проследить для позднетеличского уровня на профиле в западной части региона от разрезов «Чесноковка», «Громотуха» к разрезам «Генералка», «Сыроватый» и далее к разрезам «Гора Россыпная», «Шпиль»

(см. рис. 12). Там наблюдаются последовательные фациальные замещения элементов от зарифового бассейна к внутреннему склону карбонатной платформы и к ее центральной, собственно рифогенной части (Сенников, 200б).

Ширина алтайских позднеордовикско-раннесилурийских карбонатных платформ в каких-либо их поперечных сечениях зависела от количества сопряженных в их структуре фациальных зон. В целом, меньшее количество фациальных зон наблюдается в минимальных по ширине частях карбонатных платформ (до 5 км). фрагменты карбонатной платформы максимальной ширины (до 15–20 км) состоят из наибольшего количества фациальных зон. Максимальное количество фациальных элементов – восемь зон, зафиксировано на Алтае для позднетеличской карбонатной платформы, а минимальное – три зоны, для гомерской карбонатной платформы. Присутствие крупных водорослевых биогермов, хорошо диагностируемых в центральных частях алтайской карбонатной платформы и достигающих размеров от 3–5 до 20 м в диаметре, не приводит к увеличению ширины карбонатной платформы и осложнению ее структуры. Такие биогермы в равной мере характеры, как для «широкополосных», так и для «узкополосных» карбонатных платформ всех четырех – ранне-среднекатианского, раннехирнантского, позднетеличского и гомерского стратиграфических уровней.

«УНАСледОВАННОСТь» и СМещеНие ПРОСТРАНСТВеННОГО ПОлОжеНия («МиГРАция») ОТдельНых СТРУКТУРНых элеМеНТОВ АлТАйСКОй КАРбОНАТНОй ПлАТфОРМы Под «унаследованностью» пространственного положения автор понимает фиксирующееся в одних и тех же хроностратиграфически продолжительных непрерывных разрезах «повторение» сходных микролитофаций, относящихся к какому-то одному элементу строения карбонатной платформы. Так, примером «унаследованности» пространственного положения центральных частей карбонатной платформы может служить разрез позднетеличской и гомерской карбонатных платформ в западной части Горного Алтая у пос. Талый (разрез «Россыпногорский», где в единой последовательности наблюдаются микролитофации центральных частей рифогенного массива позднетеличского уровня, а затем, стратиграфически выше, гомерского уровня (см. рис. 9.2, рис. 14.1). Второй пример «унаследованности» пространственного положения центральных частей карбонатной платформы – разрез с ранне-среднекатианскими и раннехирнантскими микролитофациями центральных частей рифогенных массивов в северозападной части Горного Алтая у пос. Мута (разрезы «Марчета» и «Мута-1») (рис. 14.2). Кроме того, в западной и северо-западной частях Горного Алтая Рис. 14. Рифовые массивы в центральных частях позднеордовикско-раннесилурийских Алтайских карбонатных платформ: 1 – разрез «Россыпногорский» у пос. Талый в западной части Горного Алтая, «А» – центральная часть позднетеличской карбонатной платформы (полатинская свита), «В» – шейнвудский терригенный и терригенно-карбонатный комплекс (чесноковская свита), «С» – центральная часть гомерской карбонатной платформы (чагырская свита); 2 – разрез «Мута-1» в северо-западной части Горного Алтая, «А» – центральная часть ранне-среднекатианской карбонатной платформы (верхнеханхаринская подсвита), «В» – средне-позднекатианский терригенный комплекс (нижняя часть техтеньской свиты), «С» – центральная часть раннехирнантской карбонатной платформы (верхняя на многочисленных локальных участках часто наблюдаются сближенные разрезы центральных частей карбонатных платформ раннехирнанского, позднетеличского и гомерского хроностратиграфических уровней.

Прежде чем рассматривать феномены пространственного смещения отдельных структур Алтайской карбонатной платформы с течением геологического времени, необходимо отметить следующее. для «исключения» возможных ошибок при оценке предполагаемой «миграции» в анализ вовлекались не отдельные разрезы, охватывающие разновозрастные рифогенные уровни, а единые разрезы с двумя такими разновозрастными уровнями. Таким образом, полностью «исключено» какое-либо влияние позднепалеозойско-мезозойско-кайнозойских горизонтальных перемещений алтайских блоков ордовикско-силурийских пород на геологические объекты в приведенных ниже примерах «миграции» отдельных элементов рассматриваемых карбонатных платформ.

В качестве образца смещения пространственного положения («миграции») центральных частей разновозрастных алтайских карбонатных платформ можно указать на силурийские разрезы в районе пос. Черный Ануй в северо-западной части Горного Алтая (Сенников, 1976; Sennikov et., 200). На западном склоне горы Маяк можно наблюдать литофации внутренней бровки и внутреннего склона позднетеличской карбонатной платформы (полатинская свита), которые стратиграфически вверх по разрезу перекрываются терригенными породами чесноковской свиты, над которыми можно наблюдать литофации центральной части гомерской карбонатной платформы (чагырская свита, разрез горы Маяк – «Маякский» рифовый массив) (рис. 15). Таким образом, от позднего теличиана до гомериана Рис. 15. Общая панорама разреза «Маяк» в северо-западной части Горного Алтая:

«А» – внутренний склон позднетеличской карбонатной платформы (полатинская свита), «В» – шейнвудский терригенный комплекс (чесноковская свита), «С» – центральная часть гомерской карбонатной платформы (чагырская свита).

на одной площади (разрез горы Маяк и разрезы в правобережье р. Каракол) произошла смена обстановки внутренней бровки и внутреннего склона карбонатной платформы на обстановку центральной части карбонатной платформы. То есть, наблюдается феномен однонаправленной «миграции» внутренней границы карбонатной платформы в сторону зарифового палеобассейна.

другим примером «миграции» границ разновозрастных алтайских карбонатных платформ является район р. Верхняя Карасу в центральной части Горного Алтая (Sennikov et., 200). В средней части разреза «Верхняя Карасу» зафиксированы литофации внутренних склонов раннесреднекатианской карбонатной платформы (ханхаринская свита), затем литофации центральной части раннехирнантской карбонатной платформы (техтеньская свита), а затем литофации внутренних склонов карбонатной платформы и зоны, примыкающей к карбонатной платформе (полатинская свита). Следовательно, от ранне-среднего катиана к позднему теличу на одной площади (разрез «Верхняя Карасу», разрез «Нижняя Карасу» и разрезы в правобережье р. иня) зарифовая обстановка, значительно удаленная от центральной части карбонатной платформы, сменилась на обстановку центральной части карбонатной платформы, а затем на обстановку внутреннего склона и примыкающей к карбонатной платформе части зарифового бассейна. То есть, наблюдается феномен разнонаправленной «миграции» внутренней границы карбонатной платформы сначала в сторону зарифового палеобассейна, а затем в противоположную сторону.

В приведенных выше примерах смещения пространственного положения границ разновозрастных алтайских карбонатных платформ на протяжении «безрифовой» истории развития палеобассейна (около 10 млн. лет) масштаб такой «миграции» измеряется (по оценке современной дистанции между конкретными рассмотренными выше разрезами и одновозрастными совмещенными с ними разрезами других структурных элементов) в пределах от 3–5 до 10 и более километров (при отмеченной выше ширине для одной из рассматриваемых алтайских карбонатных платформ – позднетеличской, на примере разреза «Чуя» в центральной части Горного Алтая зафиксирована «миграция» внешнего края платформы в сторону континентального склона, обусловленная прогрессивным увеличением площади рифа. это выражается стратиграфически снизу вверх в смене литофаций зон подводных оползней (рис. 16.1) на литофации внешнего края шельфа с органогенно-обломочными проксимальными карбонатными турбидитами и микропрослоями кремней среди карбонатов (рис. 16.2), далее на литофации зон волнового разрушения с конседиментационной карбонатной брекчией (рис. 17.3) и перемещенными по «каналам» кораллами (рис. 16.3) и водорослево-бактериальными калиптрами, затем литофации зоны внешнего края «рампарта» с «залеченными» палеопромоинами Рис. 16. литологические особенности строения нижней части позднетеличского разреза «Чуя» у пос. иня в центральной части Горного Алтая: 1 – конседиментационные складки смятия (указанные штрихами), образованные при «соскальзывании» нелитифицированных слоев со склона рифа (внешний склон карбонатной платформы); 2 – кремнистые микропрослои (темные полосы, указанные стрелками) среди массивных карбонатов;

3 – перемещенные по подводным «каналам» кораллы.

(рис. 17.1), и завершается разрез внутрилагунными литофациями с водорослевыми биогермами, пластовыми и кустообразными строматолитами (рис. 17.2) и калиптрами. Масштаб такого смещения пространственного положения границ на протяжении формирования рифовой системы (1–2 млн.

лет) может быть приблизительно оценен в пределах от нескольких сотен Рис. 17. литологические особенности строения верхней части позднетеличского разреза «Чуя» у пос. иня в центральной части Горного Алтая: 1 – «консидементационно залеченные» палеотрещины (глубина до 30–40 см) на «рампарте» внешней бровки рифа (внешняя бровка карбонатной платформы) (указаны штрихами); 2 – строматолиты лагунной обстановки (А – пластовые в нижней части фотографии, В – кустовые в верхней части СРАВНиТельНый АНАлиз лиТОлОГиЧеСКОГО СТРОеНия («ОдНОиМеННых») элеМеНТОВ РАННеПАлеОзОйСКих РАзНОВОзРАСТНых АлТАйСКих КАРбОНАТНых ПлАТфОРМ Несомненное общее сходство массивных рифогенных известняков центральных частей карбонатной платформы на различных возрастных уровнях, как в рассматриваемом ордовикско-силурийском алтайском материале, так и в любых других разновозрастных палеозойских рифогенных постройках, априорно не требует каких-либо пояснений. В дополнение ных частей карбонатной платформы ордовика и силура Горного Алтая литологически полностью тождественны, но и обстановки седиментации других «одноименных» элементов (фациальных зон) разновозрастных карбонатных платформы в одном и том же Алтайском палеобассейне часто имеют удивительное сходство. Например, на Алтае фиксируется полная идентичность литологического состава и строения (ритмичность, размерность слоистости, плитчатости и т. д.) разрезов разновозрастных раннесреднекатианских (рис. 1.1, 1.3) и позднетеличских (рис. 1.2, 1.4) рифогенных комплексов в фациальной зоне подножия внутреннего склона карбонатной платформы (соответственно, разрезы «Верхняя Карасу»

и «яломан-1» в центральной части региона). Также крайне схожи и структуры содержащихся в них разновозрастных палеоценозов (насыщенность фаунистическими остатками, групповой состав фауны, родовое и видовое разнообразие внутри групп) (см. ниже).

В связи с рассматриваемым феноменом необходимо отметить следующее: а) Алтайский шельфовый бассейн на протяжении среднего ордовика – раннего силура располагался в северном полушарии (елкин, Сенников, 199; Сенников и др., 2000) в диапазоне широт 10–20, что и предопределило возможность формирования карбонатной платформы; б) существовало относительно равномерное (на протяжении рассматриваемого стратиграфического интервала практически «одномасштабное») поступление терригенного материала в бассейн из областей континентальной денудации. Таким образом, алтайские и салаирские данные свидетельствуют, что общая внешняя форма и внутреннее строение рифогенных ордовикско-силурийских систем контролировалось, главным образом, масштабно не меняющимся субэкваториально-тропическим широтным положением палеобассейна, в значительной степени определялось расположением рифовой системы внутри этого палеобассейна на внешнем шельфе, а также спецификой геодинамической обстановки его формирования в режиме пассивной континентальной окраины (елкин и др., 1994; Сенников, 2006; Sennikov et., 200).

Анализ палеобиот позднеордовикско-раннесилурийских АлтаеСалаирских рифовых систем (дзюбо, 1966; Кульков, 1967; ивановский, Кульков, 1974; елкин и др., 1974; Сенников, 1976, 1996; Москаленко, 1977;

Решения…, 193; Кульков, Севергина, 199; Ворожбитов, 1996; Сенников, Обут, 2002; изох и др., 2005; Антошкина и др., 2006; Sennikov, Obut, 2007) показал, что они имели следующий состав: 1) «рифостроители» – водоросли («биогермообразователи»), табуляты («первичные каркасообразователи»), в меньшей степени ругозы («вторичные каркасообразователи»), редко строматопораты, сфинктозойные губки (афросальпингиды), проблематичные гидроиды (фистулеллы); 2) «рифолюбы» – брахиоподы, мшанки, остракоды, криноидеи; 3) «рифожители» – трилобиты, пелециподы, гастроподы;

Рис. 1. Сравнение литологических особенностей строения «одноименного» элемента разновозрастных карбонатных платформ в разрезах в центральной части Горного Алтая (фациальная зона подножия внутреннего склона платформы): 1 – тонкое переслаивание глинистых известняков ранне-среднекатианской карбонатной платформы (разрез «Верхняя Карасу»); 2 – аналогичное тонкое переслаивание глинистых известняков позднетеличской карбонатной платформы (разрез «яломан-1»); 3 – ритмичное чередование глинистых известняков и известковистых аргиллитов ранне-среднекатианской карбонатной платформы (разрез «Верхняя Карасу»); 4 – подобное ритмичное чередование глинистых известняков и известковистых аргиллитов позднетеличской карбонатной платформы (разрез «яломан-1»).

нодонты, радиолярии. Таксономическое разнообразие палеобиот (без учета водорослей) в различных частях рифогенных ордовикско-силурийских построек в алтайском бассейне показывает следующие закономерности.

Максимум родового (до 24 таксонов) и видового (до 37 таксонов) таксономического разнообразия «кораллов-рифостроителей» отмечается:

а) в центральной части карбонатной платформы, б) в подножии ее внутреннего склона. Высокие показатели родового (до 21 таксона) и видового (до 23 таксонов) разнообразия «рифостроителей» фиксируются: а) в примыкающей к карбонатной платформе зоне зарифового бассейна, б) в зоне внутреннего склона карбонатной платформы. Низкие показатели (единичные таксоны) таксономического разнообразия кораллов наблюдаются на внешней бровке и внешнем склоне карбонатной платформы. В коралловых сообществах между плотностью популяций и таксономическим разнообразием наблюдается как прямая, так и обратная зависимости. Максимальная плотность автохтонных коралловых сообществ приурочена к внутренней бровке центральной части карбонатной платформы и к зонам зарифового бассейна, примыкающим к карбонатной платформе, а высокая насыщенность фаунистическими остатками смешанных аллохтонных коралловых сообществ – на внутреннем склоне карбонатной платформы. В структуре таксономического разнообразия «рифолюбов» их высокие показатели (и высокая плотность популяций) наблюдаются в тех же зонах карбонатной платформы, что и у групп организмов «рифостроителей», а для «рифожителей» зоны с высокими показателями таксономического разнообразия (и повышенной насыщенностью остатками) смещаются от карбонатной платформы в сторону удаленных от нее частей зарифового палеобассейна. зонами благоприятного развития пелагических организмов являются центральные части зарифового палеобассейна и «открытые» «предрифовые» акватории.

Сравнение состава и структуры алтайских палеобиот в разрезах различных литофаций карбонатной платформы и прилегающей части зарифового палеобассейна выявило определенную закономерность. для раннехирнантской карбонатной платформы с литофациями центральной ее части (центральная часть Горного Алтая, средняя часть разреза «Верхняя Карасу», разрез «Нижняя Карасу» и др.) установлены следующий состав и структура палеобиот: а) водоросли; б) табуляты – много экземпляров многочисленных видов (рода Mesofavosites, Paleofavosites, aiitolites, ulopora, yopora, Favosites и др.); в) ругозы – несколько видов (рода Ditoecholasma и др.);

г) брахиоподы – несколько видов (рода Strophomena, Proconchidium); д) гастроподы – единичные экземпляры одиночных видов. для позднетеличской карбонатной платформы с литофациями центральной ее части (центральная часть Горного Алтая, разрезы «яломан-2» и др.) наблюдается следующий состав и структура палеобиот: а) водоросли; б) табуляты – много экземпляров ra, Multisolenia, elioplasma, Shedohalysites, Paleocoralites, Favosites и др.);

в) ругозы – среднее число видов (рода ryplasma, Entelophyllum, Cystilasma, Cyatactis и др.); г) брахиоподы – несколько видов (рода Conchidium, Gypidula, Proathyris). Таким образом, структура палеобиот (фаунистические группы, плотность популяций, количество видов в составе родов, число родов) для «одноименных» литофаций центральных частей двух рассмотренных разновозрастных карбонатных платформ имеет значительное сходство. дополнительно подчеркнем, что среди родов табулят при этом имеются три общих таксона, что может свидетельствовать об их экологической специализации.

для ранне-среднекатианской карбонатной платформы со значительно удаленными от ее центральной части литофациями зарифового палеобассейна (центральная часть Горного Алтая, нижняя часть разреза «Верхняя Карасу», разрез «Нижняя Карасу» и др.) наблюдается следующий состав и структура палеобиот: а) водоросли; б) табуляты – 5–7 видов (рода Wormpsipora, Plasmoporella, Propora, Pragnella, Cyrtophyllum и др.); в) ругозы – несколько видов (рода Parabrachielasma, Ditoecholasma); г) мшанки – единичные экземпляры одиночных видов; д) трилобиты – единичные экземпляры одиночных видов. для позднетеличской карбонатной платформы со значительно удаленными от ее центральной части литофациями зарифового палеобассейна (центральная часть Горного Алтая, разрезы «яломан-1»

и др.) фиксируются следующий состав и структура палеобиот: а) водоросли;

б) табуляты – 3–5 видов (рода Mesofavosites, Paleofavosites и др.); в) ругозы – одиночные виды (рода ltaja и др.); г) брахиоподы – единичные экземпляры одиночных видов. Следовательно, и этот пример показывает, что структура палеобиот (фаунистические группы, плотность популяций, количество видов в составе родов, число родов) для одноименных литофаций (зоны зарифового палеобассейна, на большое расстояние удаленные от центральных частей карбонатных платформ) для двух рассмотренных разновозрастных карбонатных платформы также имеет существенное сходство.

1. Общая длительность позднеордовикско-раннесилурийского этапа формирования карбонатных платформ в Алтае-Салаирском палеозойском 2. Продолжительность формирования крупных рифовых систем в составе карбонатных платформ в Алтае-Салаирском позднеордовикскораннесилурийском бассейне охватывала интервалы от 0.5 до 3 млн. лет (ранне-средний катиан, ранний хирнантиан, поздний теличиан, гомериан).

Промежутки между такими этапами интенсивного рифообразования, когда наблюдалось замедление рифообразования, сокращение площадей его развития, вплоть до полного прекращения, составляли от 10 до 12 млн. лет.

3. Масштаб площадей распространения карбонатных платформ в позднеордовикско-силурийском Алтае-Салаирском бассейне не имеет прямой зависимости от продолжительности формирования таких массивов.

4. Рифовые системы в Алтае-Салаирском позднеордовикско-раннесилурийском бассейне имеют протяженность более 300 км и сравнимы по масштабу с современной системой большого барьерного рифа Австралии – крупнейшей кайнозойской рифовой системой «каркасных рифов».

5. Мощности Алтае-Салаирских позднеордовикско-раннесилурийских рифовых отложений для каждого из четырех стратиграфических уровней (ранне-среднекатианского, раннехирнантского, позднетеличского и гомерского) в виде массивных неслоистых известняков центральных частей карбонатных платформ достигали 250–450 м.

6. Ширина карбонатных платформ в Алтае-Салаирском позднеордовикско-раннесилурийском бассейне была от 5–10 до 15–20 км. Чем больше было обособленных элементов – литофаций в поперечном профиле карбонатной платформы, тем больше была ее ширина.

7. Максимальные по размеру рифы (до 2–3 км в диаметре) в АлтаеСалаирском позднеордовикско-раннесилурийском бассейне концентрировались ближе к внешнему борту карбонатной платформы. именно на таких крупных рифоидах формировались крупные водорослевые биогермы диаметром до 15–25 м.

. Рифовые системы в Алтае-Салаирском позднеордовикско-раннесилурийском бассейне формировались на внешнем шельфе, а их внешние склоны были близки к континентальному склону.

9. Ранне-среднекатианская, позднетеличская и гомерская АлтаеСалаирские карбонатные платформы формировались на фоне региональных и совпадающих с ними глобальных пиков трансгрессий. Раннехирнантская Алтайская карбонатная платформа формировалась при подъеме уровня моря за счет регионального прогибания (более 500 м), компенсирующего синхронную глобальную регрессию.

10. На внешнем крае раннехирнантской Алтайской карбонатной платформы на некотором удалении (до 5–10 км) в сторону открыто-океанической акватории на переуглубленном шельфе накапливались терригеннокремнистые образования с реконструированными по биоиндикаторам (сохранность скелетов радиолярий, плотность их палеопопуляций и таксономическое разнообразие) глубинами 300–600 м.

11. В поперечном разрезе Алтае-Салаирские позднеордовикско-раннесилурийские карбонатные системы имели ярко выраженную асимметрию углов наклона склонов – крутой внешний и пологий внутренний.

12. На протяжении позднего ордовика и раннего силура происходила миграция границ внешнего и внутреннего краев Алтае-Салаирской карбонатной платформы. Наиболее масштабные перемещения (до 10 км) испытывала внутренняя граница карбонатной платформы.

13. литологический состав и строение разреза разновозрастных «одноименных» элементов (микролитофаций) Алтайских карбонатных 14. Структуры палеобиот в отдельных элементах (микролитофациях) алтайских позднеордовикских и раннесилурийских рифовых систем для одного хроностратиграфического интервала «значимо» различались друг 15. для «одноименных» элементов рифовых систем (микролитофаций) различных временных интервалов (средний катиан, ранний хирнатиан, поздний теличиан) структура Алтае-Салаирских палеобиот была значительно «подобна».

Автор искренне благодарит А.А. Алексеенко, л.А. Гладких, е.А. елкина, В.д. ермикова, Н.Г. изох, А.Н. Мамлина, П. Мянника, О.Т. Обут, з.е. Петрунину, Т.В. хлебникову за многолетнее плодотворное сотрудничество при проведении полевых работ.

Работа выполнена при поддержке Программы фундаментальных исследований ОНз РАН № 15 «Происхождение биосферы и эволюция геобиологических систем» и Рффи (грант № 0-05-00729).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Антошкина А.И. 2003. Рифообразование в палеозое (на примере севера Урала и сопредельных территорий). екатеринбург. изд-во УрО РАН. 303 с.

Антошкина А.И., Гутак Я.М., Багмет Г.Н., Савицкий В.Р. 2006. Новые данные по силурийским рифам Салаира, западная Сибирь // Новости палеонтологии и стратиграфии. Выпуск 9. Приложение к журналу Геология и геофизика.

Бахарев Н.К., Сенников Н.В., Елкин Е.А. и др. 2004. Ключевые разрезы девона Рудного Алтая, Салаира и Кузбасса. Новосибирск. изд-во СО РАН. 103 с.

Вараксина И.В., Сенников Н.В. 2006. литология и обстановки формирования карбонатных пород ордовика Горного Алтая и Салаира (Сибирь, Россия). nterntion ymposim “Peoeorphy nd Gob Corretion of Ordoicin Eents”.

(GCP 503 Project). Contribtions. Noosibirs, Rssi. Ast 5–7, 2006. Noosibirs. Pbishin ose of B RA, “Geo” Brnch. P. 67–71.

Ворожбитов А.М. 1996. Конодонты яровского горизонта (нижний силур) Горного Алтая // Стратиграфия. Геологическая корреляция. Т. 4. № 1. С. 101–105.

Гладких Л.А., Мамлин А.Н., Хлебникова Т.В. 199. О расчленении нижнесилурийских отложений в Чарышско-инской зоне // Стратиграфия, палеогеография и минерагения среднего палеозоя Сибири. Новосибирск. изд-во СНииГГиМС.

Дзюбо П.С. 1966. Табуляты и гелиолитиды ордовика Горного Алтая и Горной Шории. Автореф. канд. дисс. Томск. изд-во Томского ун-та. 25 с.

Елкин Е.А., Желтоногова В.А., Сенников Н.В., Базарова Л.С. 1974. характеристика основных разрезов силура Горного Алтая. В кн.: древнейшие дехенеллиды (трилобиты) и стратиграфия силура Горного Алтая. Новосибирск: Наука.

Елкин Е.А., Сенников Н.В. 199. Палеогеографические и палеоклиматические обстановки в позднем лландовери на территории Алтае-Саянской области и их геодинамическая интерпретация // Геология и геофизика. Т. 39. №. С. 1150–1153.

Елкин Е.А., Сенников Н.В., Бахарев Н.К. и др. 1997. Периодичность осадконакопления в силуре и соотношения глобальных геологических событий в среднем палеозое на юго-западной окраине Сибирского континента // Геология и геофизика. Т. 3. № 3. C. 596–607.

Елкин Е.А., Сенников Н.В., Буслов М.М. и др. 1994. Палеогеографические реконструкции западной части Алтае-Саянской области в ордовике, силуре и девоне и их геодинамическая интерпретация // Геология и геофизика. № 7–. C. 11–143.

Ивановский А.Б., Кульков Н.П. 1974. Ругозы, брахиоподы и стратиграфия силура Алтае-Саянской горной области. М.: Наука. 96 с.

Изох Н.Г., Сенников Н.В., Обут О.Т. 2005. Находка на Горном Алтае нового уровня в зональной ордовикской конодонтовой шкале Алтае-Саянской складчатой области. эволюция жизни на земле. Мат-лы 3 Междунар. симп. Томск. изд-во Томского госуниверситета. С. 125–127.

Кульков Н.П., Севергина Л.Г. 199. Стратиграфия и брахиоподы ордовика и нижнего силура Горного Алтая. Новосибирск: Наука. 223 с.

Кузнецов В.Г. 200. Нефтегазоносные рифы. закономерности распространения, строение ловушек и резервуаров. М.: изд-во института проблем нефти газа Кульков Н.П. 1967. брахиоподы и стратиграфия силура Горного Алтая. М.: Наука.

Кульков Н.П., Севергина Л.Г. 199. Стратиграфия и брахиоподы ордовика и нижнего силура Горного Алтая. Новосибирск: Наука. 223 с.

Москаленко Т.А. 1977. Ашгилльские конодонты на Горном Алтае. В кн.: Проблемы стратиграфии ордовика и силура Сибири. Новосибирск: Наука. С. 74–3.

Преображенский Б.В. 196. Современные рифы. М.: Наука. 244 с.

Рифы и рифообразующие кораллы. 197. М.: Наука. 295 с.

Рифогенные постройки в палеозое России. 1997. М.: Наука. 160 с.

Решения Всесоюзного стратиграфического совещания по докембрию, палеозою и четвертичной системе Средней Сибири, Новосибирск, 1979. 193. Ч.. Верхний протерозой и нижний палеозой. Новосибирск. 215 с.

Сенников Н.В. 1976. Граптолиты и стратиграфия нижнего силура Горного Алтая.

Сенников Н.В. 1996. Граптолиты палеозоя Средней Сибири (систематика, филогения, биохронология, биологическая природа, палеозоогеография). Новосибирск: изд-во СО РАН, Ниц ОиГГМ. 225 с.

Сенников Н.В. 2006. Геологические события в палеозое Алтае-Саянской складчатой области и их отражение в палеогеографических и седиментационных обстановках и в палеобиотах. эволюция биосферы и биоразнообразия. К 70-летию А.ю. Розанова. М.: КМК. С. 506–526.

Сенников Н.В. 200а. Аспекты эволюции ордовикско-силурийской палеоэкосистемы Алтае-Салаирского бассейна (типы седиментации, литофации и структура палеобиот). Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории земли. Мат-лы 5 Всерос. литол. совещ. (екатеринбург, 14–16 октября 200 г.).

Сенников Н.В. 200б. Структура и условия формирования позднетеличской карбонатной платформы в Алтае-Салаирском силурийском бассейне. Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории земли. Мат-лы 5 Всерос.

литол. совещ. (екатеринбург, 14–16 октября 200 г.). Т. 2. екатеринбург. издво иГГ УрО РАН. С. 46–4.

Сенников Н.В. 2010. Позднеордовикский и раннесилурийский этапы развития рифовых построек в Алтайском бассейне. Мат-лы конф. «биота как фактор геоморфологии и геохимии: рифогенные формации и рифы в эволюции биосферы». М.: ПиН РАН. С. 74–7.

Сенников Н.В., Гладких Л.А., Мамлин А.Н., Петрунина З.Е. 19. Некоторые проблемные вопросы стратиграфии силура Горного Алтая. фауна и стратиграфия палеозоя Средней Сибири и Урала. Новосибирск: Наука, Сибирское отд-ние.

Сенников Н.В., Казанский А.Ю., Ермиков В.Д. и др. 2000. Сравнительный анализ седиментационных, палеозоогеографических и палеомагнитных данных по ордовику и силуру Алтая и Тувы. 300 лет горно-геологической службе России: история горнорудного дела, геологическое строение и полезные ископаемые Алтая. барнаул. изд-во Алтайского Госуниверситета. С. 195–200.

Сенников Н.В., Елкин Е.А., Краснов В.И. и др. 2010а. Строение позднедевонских и раннекарбоновых рифогенных комплексов фундамента центральной части западно-Сибирской геосинеклизы и состав их палеобиот. Мат-лы конф. «биота как фактор геоморфологии и геохимии: рифогенные формации и рифы в Сенников Н.В., Краснов В.И., Бахарев Н.К. и др. 2010б. Обстановки формирования и фаунистические комплексы среднедевонских отложений фундамента центральной части западно-Сибирской геосинеклизы. фундамент, структуры обрамления западно-Сибирского мезозойско-кайнозойского осадочного бассейна и проблемы нефтегазоносности. Мат-лы 2 Всерос. научн. конф. с участием иностранных ученых. Новосибирск. С. 136–139.

Сенников Н.В., Обут О.Т. 2002. Тестирование зональной последовательности по хитинозоям на базе граптолитовых зон (ордовик, Горный Алтай и Московская синеклиза) // Новости палеонтологии и стратиграфии. Вып. 5. Приложение к Сенников Н.В., Петрунина З.Е., Гладких Л.А. 2001. лито- и биостратиграфическое расчленение ашгилла центральной части Горного Алтая // Актуальные вопросы геологии и минерагении юга Сибири. Мат-лы научн.-практ. конф., октября – 2 ноября 2001 г., пос. елань Новокузнецкого района, Кемеровской области. Новосибирск. C. 135–144.

Современные и ископаемые рифы: Термины и определения. Справочник. 1990. М.:

renchley P.J. 2004. End Ordoicin Gcition. he Gret Ordoicin BiodiersicBiodiersiction Eent / Webby B., Pris F., Droser M.L. nd Perci.G. (eds.). Combi Uniersity Press. New Yor. P. 1–3.

aq.U., Schutter S.R. 200. A Chronooy of Peozoic e-Lee Chnes // cience.

Pomar. 2001. ypes of crbonte ptforms: enesis pproch // Bsin Reserch.

Schlager W. 2005. Crbonte sedimentooy nd seence strtirphy. EPM, s, Senniov N.V., Obut O.. 2007. iic sedimenttion in the Ati Lte Ordoicin hef bsin on the soth of West iberi (Rssi) // Act Peontooic inic. V. 46.

Senniov N.V., Yolin E.., Petrunina Z.E. et. 200. Ordoicin-irin Biostrtirphy nd Peoeorphy of the Gorny Ati. Noosibirs. Pbishin ose of B RA.

ucer M.E. 1990. Geooic bcrond to crbonte sedimenttion. Crbonte sedimenttion. Bcwe cientic Pbiction. Oxford. P. 2–69.

Wilson J.. 1975. Crbonte Fcies in Geooic istory. priner-Ver. 471 p.

Серия «Гео-биологические системы в прошлом». М.: ПИН РАН, 2011. С. 71–115.

РИФОВЫЕ СИСТЕМЫ УРАЛЬСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА

И ЭВОЛЮЦИЯ РИФООРАЗУЮЩИХ БИОТ

ВВЕДЕНИЕ

Седиментационные бассейны палеозоя Урала и смежных территорий востока Русской платформы и Западной Сибири содержат многократные и обширные по площадям эпизоды возникновения органогенных построек разного ранга. Первые признаки биогенных структур связаны с протерозоем. Эти эпизоды рифообразования отражены в большой серии публикаций, но только в немногих из них некоторое внимание уделено аспекту морфологии и литологии биогенных структур. Здесь эта интересная и многоплановая проблема познания пионерной стадии биогенного седиментогенеза Более обширна информация о палеозойских органогенных постройках разного ранга, но в этих публикациях есть несколько слабо проработанных аспектов, среди которых, прежде всего, следует отметить главный: отсутствует обобщение по всему палеозойскому спектру рифообразования очерченного региона с анализом палеотектонического контроля и эволюции рифообразующих биот. Предложенная статья может рассматриваться только как введение к решению этой проблемы.

Существуют многоступенчатые и разнообразные по терминология классификации биогенных образований, из которых здесь выбраны следующие категории: калиптра, биостром, биогерм и риф. Авторское понимание этих терминов мы надеемся объяснить последующим изложением материала. Термин органогенная постройка (ОП) используюсь как обобщающее понятие и может обозначать, кроме названных, и другие биогенные тела, например, банки, раковинные мостовые и т. д. не используемые в данной статье. Термином рифовая система обозначено сообщество органогенных построек определенного возраста, приуроченное к конкретной палеотектонической структуре.

Все органогенные постройки представляют большой интерес для широкого круга исследователей: для палеонтологов – это объект, в котором сосредоточена наиболее представительная и разнообразная биота времени формирования ОП, для литолога – это возможность оценить роль той или иной группы организмов в формировании толщ карбонатов, а также восстановить условия осадконакопления с наиболее вероятной степенью реальности, распределение ОП в седиментационном поле. Миграция ОП являются основой для определения взаимоотношения фаций, скорости смещения фациальных зон и режима орогенеза.

Размещение ОП на поверхности планеты для отдельных интервалов времени – надежная основа для восстановления климатической зональности и определения положения того или иного региона в геологическом прошлом. Наконец, с уникальными коллекторами некоторых рифовых толщ связаны наиболее крупные месторождения нефти и газа на территории России, а особенно за рубежом. Из других видов полезных ископаемых в этом плане можно упомянуть фосфориты.

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЙ КОНТРОЛЬ ВОЗНИКНОВЕНИЯ

ОРГАНОГЕННЫХ ПОСТРОЕК

Среди органогенных построек (ОП) выделяются, начиная с наиболее простых к более сложным, следующие составляющие элементы: калиптры, биостромы, биогермы и рифы. Калиптры являются монотаксонными образованиями, биостромы характеризуются абсолютным преобладанием одного таксона, биогермы образуются при ассоциации нескольких групп организмов. Рифы, как правило, могут включать все названные разновидности ОП при наличии значительных объемов детритового материала, а также микритов. Последние образуются двояко: 1) при измельчении карбонатного материала разного происхождения, и 2) при участии бактерий. Разновидности микритов и условия их образования практически не изучены. Первые три разновидности ОП могут возникать на относительно ровном дне, среди однообразных обстановок среды. Рифы формируются при наличии геоморфологических ступеней, а соответственно фациальных границ, существенной разницы в глубинах, солености и температуре воды. Немаловажную роль в развитии ОП играет и длительность сохранения условий, благоприятных для заложения и роста рифов.

Следовательно, многообразие биогенных построек разного ранга следует, прежде всего, разделить на основе их приуроченности к определенным палеотектоническим режимам. В истории развития Уральского подвижного пояса (УПП) установлено несколько периодов существования рифовых систем.

Первый из них начинался в раннем кембрии и продолжался до среднего тингом окраины Восточно-Европейской платформы (ВЕП) и образованием на ее востоке Главного уральского рифта (ГУР), разделившего две основные территории – монолитный кратон ВЕП и разноблоковую территорию Уральского подвижного пояса. ОП палеозоя приурочены к западному борту ГУР, причем наиболее древние из них расположены на востоке погруженной части платформы, а более молодые генерации рифов заметно смещаются на запад. Если переходить на фациальный уровень рассуждений, то рифы возникают на границе мелководных существенно карбонатных фаций и более глубоководных маломощных отложений (глинистых, кремнистых с участием пелитоморфных известняков и вулканитов) рифтовой зоны. В современном районировании эти отложения известны под названием ЛемвинскоСакмарской структурно-фациальной зоны. Границы всех фациальных зон этого периода были ориентированы субмеридионально.

Вторая генерация ОП связана с поздним девоном и ее появление определяется моментом тектоно-магматической активизации востока ВЕП, а другими словами, Волго-Уральской нефтегазоносной области. В начале франского века на этой обширной территории возникла Камско-Кинельская система (ККС) поднятий и прогибов с разным фациальным седиментогенезом.

На обширных, более или менее изометричных поднятиях (горстах), формировались мощные – (до 1 км и более) карбонатные толщи, пространство между которыми занимали узкие и протяженные прогибы, а точнее грабены, в которых накапливались маломощные богатые органикой доманикиты, мощность которых в несколько раз уступала отложениям поднятий.

Органогенные постройки разного типа приурочены к краевым зонам поднятий. Отметим также важный момент: в позднем девоне и турне границы фациальных зон были ориентированы безразлично, порой почти перпендикулярно к простиранию «уралид». На восточном склоне Урала и в Западной Сибири расположение органогенных построек в позднем девоне контролировалось границами тектонических поднятых блоков (горстов), что определило их значительное разнообразие.

Третья генерация ОП возникла в период варисцийского орогенеза (средний карбон – ранняя пермь). В тектоническом отношении органогенные постройки разного ранга приурочены к бортам Предуральского краевого прогиба. Начальные и конечные стадии рифообразования представлены дискретными постройками типа биогермов и биостромов. Главная фаза рифообразования включает ассельский, сакмарский века и начало артинского века. В этот период формировались мощные (до 500–600 м в каждом ярусе) субмеридионально расположенные рифовые массивы, в которых распознаются предрифовые, рифовые и зарифовые фациальные зоны.

Рифы этого возраста обладают наиболее богатой и разнообразной биотой.

С высказанных позиций рассматриваются все названные генерации органогенных построек.

РАННЕ- И СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ОРГАНОГЕННЫЕ ПОСТРОЙКИ

Следы кембрийского рифообразования сохранились только на западном склоне Южного Урала, на р. Сакмара восточнее г. Кувандык, где известно несколько тел биогенных карбонатов мощностью не более 100 м.

Эти постройки, образующие субмеридиональную цепочку, располагались на краю зачаточной карбонатной платформы; к востоку они замещались вулканогенно-терригенными породами. Кембрийские постройки можно рассматривать как начальную стадию палезойского рифтогенеза. Они созданы известковыми водорослями (Epiphyton – Renalcis) с участием археоциат и строматолитов. По нашим представлениям эти ОП являются следом трансгрессии моря из Казахастана.

Наиболее известна ранне-среднепалеозойская рифовая система на Западном Урале, которая охватывала период от позднего ордовика до среднего девона включительно. Из этой обоймы ОП четко выражена и лучше изучена позднесилурийско-раннедевонская ассоциации рифов (Шуйский, 1973, 1981; Шуйский, Мухина, 1968; Чувашов, Шуйский, 2003).

Образование ордовикских-среднедевонских линейных рифовых построек на Западном Урале было обязано формированию Главного Уральского рифта. В истории развития рифта отчетливо прослеживается его расширение в западном направлении, что фиксируется смещением более молодых рифов к западу. Для некоторых стратиграфических уровней ГУР удается проследить полный набор фаций от прибрежных на западе, через лагунные и зарифовые образования до рифовых тел (фиг. 1, 2) и далее на восток к относительно глубоководным отложениям центральной части рифта. Отложения глубоководной части рифта сохранились на о-ве Вайгач, в Лемвинской структурно-фациальной зоне (СФЗ), в Бардымской зоне Уфимского амфитеатра и в Сакмарской СФЗ Южного Урала. Фрагменты восточного борта рифта имеются на Полярном Урале в Манитанырд-Пайпудынской СФЗ (Руженцев и др., 1999; Тектоническая история Полярного Урала, 2001). Эта рифовая система рассмотрена на примере Уфимского амфитеатра Западного Урала.

Здесь (таблица 1) выделяются с запада на восток Михайловская и Сергинская фациальные зоны. В сергинской зоне, где сосредоточены органогенные постройки, силур подразделяется на кабанкинские, аракаевские, араслановские, граматухинские и табускинские слои. Кабанкинские слои (венлок) – темно-серые детритовые и песчанистые известняки мощностью до 40 м. Аракаевские слои (верхний венлок) и араслановские слои (нижний лудлов) – единая толща рифогенных известняков суммарной мощностью до 500 м. Громотухинские слои (верхний лудлов) – темно-серые глинистые известняки с прослоями песчаников в основании; мощность слоев – до 100 м. Табускинские слои (пржидольский ярус) – темно-серые глинистые тонкослоистые и слоистые известняки, чередующиеся с мергелями и глинистыми сланцами; мощность слоев 70–100 м.

Фиг. 1. Распределение рифовых построек в раннем девоне на территории восточной окраины Русской платформы и на восточном склоне Урала (по В.П. Шуйскому, 1980) с изменениями и дополнениями. Условные обозначения: 1 – западная граница карбонатной платформы на конец бийского времени (начало эйфельского века); 2 – бийская карбонатная платформа (эмс – начало эфеля); 3 – рифовые постройки раннего девона, обрамляющие карбонатную платформу; 4 – раннедевонские постройки Петропавловской СФЗ; 5 – раннедевонские рифы; 5–6 – рифовые постройки, расположенные восточнее Петропавловской СФЗ.

Фиг. 2. Широтный профиль через Урал и прилегающие районы Западной Сибири на конец раннего девона. Условные обозначения: 1 – терригенные отложения венда; 2 – песчаники, 3 – аргиллиты и алевролиты; 4 – линзы песчаников среди глинистых пород; 5 – линзы доломитов среди глинистых пород; 6 – доломиты зарифовой лагуны; 7 – линзы ангидритов глинистых пестроцветных отложений; 8 – рифовые известняки; 9 – массивные и толстослоистые известняки; 10 – глубоководные глинисто-кремнистые отложения с вулканитами; 11 – бокситовые горизонты; 12 – эффузивные породы; 13 – крупноглыбовые брекчии, сложенные обломками эффузивов (обозначены крестами) и известняков (Чувашов, Шуйский, 2003).

Аракаевская органогенная постройка представляла собой береговой окаймляющий риф со слабо развитой или отсутствующей лагуной. Риф слагается тремя ассоциациями организмов – 1) водорослевой – ренальцисовоэпифитоновой; 2) водорослевой – ротплетцелово-везеределловой;

3) фистулеллово-икелловой. Третья группировка относится к категории организмов-проблематиков (фиг. 3, 4, 5, 6). Непременными обитателями рифов были кораллы ругозы, табуляты, брахиоподы, известковые водоросли (фиг. 3).

В нижней половине рифа существуют многочисленные крупные многослойные инкрустации, заполняющие первичные пустоты (фиг. 7). Кроме биогермных известняков значительное место занимают детритовые и микритовые разности. Генеральная структура – ассоциация разных по составу биоценозов биогермов, которые формируют скелет постройки. Объем детритовых фракций возрастает в верхней части рифа. По всему массиву развита наложенная доломитизация.

Нижний девон Сергинской зоны подразделен на два комплекса. Нижний из них сложен слоистыми известняками лохкова, а верхний рифогенной толщей прагиена–эмса. Нижний горизонт носит название мельничного, а верхний – сергинского. Строение Сергинского рифа неоднократно освещалось В.П. Шуйским (1973, 1981). В последней из названных работ отмечено, что главной особенностью органогенных структур этого возраста является их слойчатость. В отличие от Аракаевского рифа в раннем девоне ведущими по объему биогермами являются карбонаты, созданные Таблица 1. Взаимоотношения фаций и положение рифов в разрезе силура – девона в Уфимском амфитеатре (по: В.П. Шуйский, 1982).

циации, хотя и другие силурийские породоообразовательные группы продолжали существовать.

Среднедевонский эпизод рифообразования изучен значительно слабее силурийско-раннедевонской стадий. Новые материалы по этому интервалу имеются по территории Уфимского амфитеатра (Бикбаев и др., 2000).

Этими авторами отмечено, что среднедевонские ОП залегают на раннедевонских с размывом и перерывом. Отмечено три уровня перерыва с образованием соответствующих серий нептунических даек, заполненных обломками более древних известняков, как биогермных так и слоистых.

Размывы происходили в позднеэйфельское, в раннеживетское и предпозднефранское время.

На восточном склоне Урала и в Западной Сибири органогенные постройки силура – раннего девона распространены также довольно широко, Фиг. 3. Основные рифообразующие водоросли силура – девона (Шуйский, Чувашов, но палеотектоническая их природа иная – они располагались на поверхности дискретных карбонатных платформ (Чувашов, Шуйский, 2003; Чувашов, Яцканич, 2003), которые формировались на горстовых структурах.

Здесь ОП встроены в толщи мелководных слоистых карбонатов. Разделяющие горсты грабены были заполнены относительно глубоководными вулканогенно-осадочными образованиями.

Фиг. 4. Реконструкция строения пластины Fistulella variabilis Shuysky (Шуйский, 1973).

Фиг. 5. Реконструкция строения пластин Fistulella undosa Shysky (Шуйский, 1973).

Фиг. 6. Формы роста главного биогермостроящего организма в Сергинском рифе – проблематичного гидроида Fistulella: а – форма с плащеобразной бугорчатой базальной пластиной; б – базальная пластина волнистой формы; в – веерообразная или трубчатая пластина;

г – форма с грушевидной базальной пластиной; д – структура каркасного фистулеллового Фиг. 7. Характер каркасной структуры известняка, образованного кустистыми кораллами (вверху) и фистулеллами. Полости каркаса выполнены инкрустационным и кристаллическим (черное) кальцитом. Правый берег р. Серга ниже ж-д моста у д. Аракаево, аракаевские слои.

Примером построек внутри мощной толщи детритовых карбонатов может служить Петропавловская серия восточного склона Урала в районе Североуральских бокситовых рудников (Анцыгин, 2003) (фиг. 8, 9, таблица 2).

Фиг. 8. Геологический разрез верхнесилурийских и нижнедевонских отложений в окрестностях г. Североуральск (Анцыгин, 2003). Основные условные обозначения: 1 – известняки; 2 – глинистые известняки и мергели; 3 – массивные и рифовые известняки; 4 – доломиты; 5 – аргиллиты; 6 – песчаники; 7 – карбонатные брекчии; 8 – бокситы; 9–15 – условия залегания слоев, обнаженность и т. д.; 16 – границы карьеров.

Фиг. 9. Массивные водорослевые известняки сарайнинского горизонта – лохковский Наиболее древние из них относятся к Североуральскому горизонту пржидольского яруса силура. Разрез горизонта расположен по правому берегу р. Колонга вдоль водоотводной канавы и вскрыт карьером на правом берегу р. Вагран (фиг. 8). Нижняя граница горизонта находится в 530 м восточнее ж-д моста. Мощность горизонта 470–500 м.

1. Здесь выше тонкоплитчатых известняков с брахиоподовыми ракушняками 2. На расстоянии 50 м по ходу выступают светло-серые, иногда розоватые или желтоватые массивные водорослевые известняки с редкими не, образующими 3. На расстоянии 240 м прослеживаются массивные фистулелловые известняки, с многочисленными инкрустационными структурами, с редкими раковинами брахиопод.

4. Далее на 80 м обнажены массивные светло-серые и белые участками розовато-пятнистые, мелко брекчированные. известняки.

5. В 40 м по ходу до конца траншеи на р. Вагран выходят серые массивные известняки с красноватым оттенком, с разнообразными морскими лилиями, с многочисленными табулятами рода Favosites.

Далее разрез горизонта наращивается на правом берегу р. Вагран (обн. 733, 734) и повторятся в известняковом карьере на правом берегу той же реки.

6. На северной стенке карьера на расстоянии 130 м обнажены массивные биогермные (фистулелловые известняки) с табулятами, брахиоподами и криноидеями (фиг. 9).

Далее к востоку на протяжении 250 м представлены массивные светлые и кремовые, пятнами красноватые водорослевые известняки, микрозернистые и фистулелловые с редкими уровнями интенсивного брекчирования.

В конце интервала обнаружена обильная фауна брахиопод.

Таблица 2. Стратиграфия Петропавловской карбонатной подзоны с биогенными постройками и Турьинской глубоководной подзоны без них.

Разрез горизонта завершают на протяжении 80 м светлые водорослевосгустковые известняки и карбонатные брекчии с немногочисленными брахиоподами, остракодами.

Основными породообразователями ОП североуральского горизонта являются Fistulella variabilis Shuysky, проблематичные по систематическому положению организмы Ikella vermicularis Shuysky, а также Girvanella.

Мощность североуральского горизонта 470–500 м.

Этот горизонт, по сравнению с североуральским, отличается обилием обломочных разностей – карбонатных брекчий. Мощные пачки детритовых известняков обогащены бентосной фауной, среди которой обращает на себя внимание частота кораллов, ругоз и табулят, криноидеи, выступающих в роли породообразователей. В цементирующей массе брекчий и брекчированных известняков карбонатный цемент обычно окрашен в красноватые и розовые тона. Приведенные сведения дают основание для заключения, что в сарайининском горизонте преобладали мелководные банковые фации с частыми размывами. Материал разрушения обычно скапливался на месте. Мощность горизонта – 270–300 м.

Саумский горизонт верхний горизонт лохковского яруса отличается от подстилающих отложений преобладанием водорослево-фистулелловых биостромов. Мощность горизонта – 200–450 м.

На остальной части разреза нижнего девона, в среднем и верхнем отделах девона этого района органогенных построек не установлено. В пражском ярусе преобладали брекчиевые толщи, а в эмсском ярусе – слоистые известняки с прослоями аргиллитов и песчаников. К перерывам в осадконакоплении приурочены слои бокситов.

Далее к югу, на Среднем Урале, рифогенные известняки верхов пражского яруса известны на р. Реж, в районе с. Арамашево (Шуйский, Ширшова, 1991а). Известняки – массивные серые и светло-серые, участками розовые, полидетритовые и биоморфные с многочисленными инкрустациями, со скоплениями брахиопод, криноидей, крупных (до 3 см) водорослевых онколитов. Наблюдаются многочисленные инкрустации. В кавернах имеются заполнения, образующие поверхности – ватерпасы. Отмечены дазикладовые водоросли и рецептакулиты. Суммарная мощность пражских рифогенных известняков у с. Арамашево – 120–140 м. На этом же участке выявлены рифогенные известняки эмса (карпинский горизонт) – массивные серые и светло-серые, биоморфные и биокластические, вплоть до брекчий. Отмечено, что эмсские ОП менее выразительны по сравнению с пражскими.

На р. Бобровке западнее г. Артемовский на том же Среднем Урале также известны ОП нижнего девона (Шуйский, Ширшова, 1991б). В основании разреза залегают туфы кислого состава, миндалекаменные порфириты, вулканомиктовые песчаники, гравелиты и конгломераты. Разрез завершают рифовые известняки пражского яруса массивные, белые и розовато-белые, светло-серые с многочисленными инкрустациями. Фауна представлена табулятами, брахиоподами, водорослями. Мощность рифов тошемского горизонта 80–200 м.

Фиг. 10. Строение северо-восточного борта карьера им. XIX партсъезда с выходами рифогенных известняков эмсского яруса нижнего девона (Грешнер, Чувашов, 1973). Условные обозначения: 1 – туфы кварцевых порфиритов; 2 – кремнистые алевропелиты; 3 – криноидные гравелиты; 4 – криноидные известняки; 5 – глыбовый горизонт; 6 – слоистые известняки живета; 7 – глинистые породы; 8 – зона надвига; 9 – массивные рифогенные известняки;

10 – линзы и прослои слоистых песчаников с сульфидной минерализацией.

В Магнитогорской мегазоне рифогенные известняки нижнего девона были обнажены карьером медно-колчеданного месторождения им. XIX партсъезда, ныне рекультивированном. Здесь нами (Грешнер, Чувашов, 1973) составлен следующий разрез (фиг. 10).

Большую часть обнаженного разреза слагают светло-серые массивные известняки, пятнами неправильной формы розоватые или буроватокоричневые. Известняки изобилуют органическими остатками, среди которых преобладают пластинчатые колонии строматопороидей толщиной до 1–2 см при длине до 20 см. Некоторые шаровидные колонии строматопороидей достигают в диаметре 0.5 м. Постоянно присутствуют одиночные ругозы. Брахиоподы представлены относительно крупными формами размером до 2–3 см, большей частью гладкостворчатыми. Они встречаются одиночными раковинами, изредка мелкими баночками. Обычными являются членики криноидей до 5 мм в диаметре. По всей толще этих известняков наблюдаются инкрустации, представленные крупнокристаллическим радиально-лучистым спаритом.

В верхней части толщи есть клиновидный слой (1.8 м) полимиктовой брекчии, сложенной угловатыми обломками серого известняка размером до 15 см (в среднем 3–5 см), мелкими (1–5 мм) обломками эффузивных пород, обломковидными включениями тех же размеров брахиопод и строматопор. Вмещающая порода – хлоритизированная масса, пропитанная сульфидами. Здесь же имеются обломки светло-серого и белого рифогенного известняка размером в 1–5 см, единичных – до 25 см. Органические остатки представлены брахиоподами, строматопорами, мшанками.

В нескольких местах в известняки вторгаются клиновидные секущие дайки эксплозивных брекчий шириной до 1–2 м, состоящие из обломков разных по цвету и структуре известняков. Эти дайки вверху быстро расщепляются на серию клиновидных причудливо изогнутых ветвей и выклиниваются. В известняках также наблюдались дайки темно-зеленоватосерого порфирита толщиной от нескольких сантиметров до 1.5 м. Видимая мощность карбонатов – до 150 м. Возраст пород – эмсский ярус.

Выше следует такая последовательность пород, сочленяющаяся с карбонатами по сдвигу небольшой амплитуды.

1. Темно-зеленые, иногда сиреневые туфы кварцевых порфиритов, включающие прерывистый слой тонкослоистых с плитчатой отдельностью песчаников, состоящих на 50–60 % из сульфидного (пирит, халькопирит) материала 5 м.

3. Сиреневые тонкослоистые криноидные гравелиты с примесью туфогенного 4. Розовато-серые, массивные и брекчированные криноидные известняки 8 м.

5. Глыбовый горизонт, сложенный скоплением крупных (до 10–15 м) глыб разных пород, в том числе рифовых известняков. Заполняющая порода – брекчия из тех же известняков. Цементирующая масса – глинисто-туфогенный материал Фиг. 11а. Географическое положение Базарсайских органогенных построек.

Фиг. 11б. Геологическая карта района распространения Базарсайских органогенных построек. Условные обозначения: 1 – глины; 2 – кремнистые сланцы; 3 – известняки; 4 – лавы андезитовые – милыашинский комплекс; 5 – стратовулканогенный комплекс: грубообломочные туфы андезит-базальтовых порфиритов, глыбовые фации порфиритов – алабасская свита; 6 – дайка дацитов; 7 – экструзия андезитов; 8 – развалы яшмо-брекчий; 9 – жилы черных халцедонов; 10 – сердоликовые жилы; 11 – синвулканические разломы; 12 – поствулканические разломы; 13 – Базарсайские органогенные постройки; 14 – номера изученных обнажений; 15 – поле кремнистых пород.

На восточном борту карьера была пробурена неглубокая скважина, которой вскрыто более 10 м чередующихся кремней, кремнистых аргиллитов и аргиллитов мукасовской свиты верхнего девона. Столь подробное описание разреза приведено по той причине, что это – редкий случай, когда рифогенные известняки испытывали на себе разнообразные воздействия вулканизма и процесса рудообразования.

Более молодые (раннеживетские) органогенные постройки изучены в Западных Мугоджарах (Чувашов и др., 1998). Здесь (фиг. 11а, б) ОП приурочены к вулканическим холмам Базарсайской кальдеры, площадь которой ского типа (компактные потоки с вулканическими бомбами). Лучше всего сохранилось (фиг. 11б, обн. 1150) карбонатное тело на западной части экструзии площадью 2010 м толщиной до 4 м. Карбонаты подстилаются на западе туфами андезито-базальтов, на востоке – андезито-дацитами. Поверхность карбонатов образует бугорчатый покров причудливой формы. Микроструктура известняка изучена в нескольких пунктах. Порода первично образована известковыми водорослями Renalcis devonicum ohnson, но подверглась сильной перекристаллизации. В результате основной объем породы превращен в крупнокристаллический спарит. С названными водорослями ассоциируют многочисленные прикрепленные фораминиферы: Ivdelina elongate Malakh., более редки фораминиферы Parathurammina paulis Byk.

Кроме доминирующих ренальцисов определены сине-зеленые водоросли Sphaerocodium devonicum (Maslov), Izhella nubiformis (ntro.). Встречеntro.).

ны также сечения кубков Receptaculites, которые некоторые исследователи В массивном известняке встречаются без резких ограничений гнезда биогенного детрита, сложенного обломками амфипор, строматопор, кораллов-табулят, сифоновых водорослей, а также рифогенных ренальцисовых известняков. Из собранных брахиопод определен богатый комплекс видов нижнего живета. Здесь же найдены конодонты.

Близкое по размерам карбонатное тело (2020 м) расположено в 200 м севернее описанного объекта в русле ручья Базарсай. Второе тело (фиг. 11б, обн. 1293) также образовано, главным образом, ренальцисами. К слоевищам водорослей прикреплялись многочисленные Ivdelina elongate Malakh., более редки фораминиферы Parathurammina paulis Byk. Здесь также определены редкие брахиоподы. Этот известняковый блок сильно подвергнут последующему окремнению за счет вулканических флюидов.

Самое южное карбонатное тело (фиг. 11б, обн. 1155) представлено покровом толщиной 1–1.5 м, который прослежен на 300 м непосредственно под пачкой кремней, мощностью 20–40 м. Этот известняк сложен биогенным детритом из члеников криноидей, обломков колоний амфипор и строматопор, кораллов-ругоз, а также угловатыми обломками ренальцисового известняка. Из водорослей здесь определены Sphaerocodium devonicum (Maslov), сифоновые водоросли Dimorphosiphon remotus (Tchuv.), Rhabdoporella digitula (Tchuv).

Изложенный выше материал позволяет сделать такое заключение о порядке геологических событий. После прекращения вулканической деятельности начали накапливаться известняки в разных по отношению к поверхности моря обстановках. Одни из них (1150, 1293) образовались в относительно тиховодных обстановках при хорошей освещенности морского дна, о чем говорит наличие многочисленных водорослей. Тем не менее, временами происходило локальное разрушение карбонатов. Третий известняковый покров (1155), представляющий собой криноидный луг, образовался в зоне слабого влияния регулярных волн, т. e. на глубинах, близких к 20–25 м.

На основании состава комплекса брахиопод и по находкам конодонтов возраст двух первых карбонатных покровов определен как верхи эйфеля или низы живета. После образования известняков началось быстрое опускание морского дна с образованием довольно мощной (до 40 м) мукасовской (?) пачки кремней. После кремней на этой площади накапливались конгломераты, которые, также условно, датированы фаменом.

На территории приуральской части Западной Сибири раннедевонские ОП эмса были встречены в разрезе скв. 50 Ханты-Мансийской площади (Чувашов, Яцканич, 2003). Основная часть вскрытого разреза представлена детритовыми известняками разной размерности, в отдельных интервалах встречены биогенные карбонаты, сложенные фистулеллами. Отметим также, что весь карбонатный разрез скважины содержит богатый комплекс фораминифер и водорослей эмсского яруса, индикаторный как для западного так и восточного склонов Урала.

ПОЗДНИЙ ДЕВОН

Позднедевонская фаза рифообразования оторвана от среднедевонской в результатекардинальной перестройки и тектоно-магматической активизации Волго-Уральской области Русской платформы. Распространение всех известных на сегодня позднедевонских рифов Русской платформы и западного склона Урала контролируется Камско-Кинельской системой ККС) грабенов и горстов. Рифы верхнего девона располагаются на границах горстов и грабенов.

Наиболее полная информация относительно рифов этого возраста имеется по Западному Уралу (Чочиа, 1950; Щербаков и др., 1966; Чувашов, 1966, 1968). Характеристика франских рифов в данной статье приводится на примере двух поднятий Каратауского (бассейн рр. Ай, Юрюзань) и Кыновско-Чусовского в бассейне р. Чусовая (фиг. 12, 13).

Наиболее древние ОП относятся к саргаевскому горизонту и расположены в южной части Уфимского амфитеатра в бассейне р. Ай (Чочиа, 1950;

Чувашов и др., 2004) Рифы образованы известковыми водорослями, проблематичными кубковидными телами кишечнополостных и строматолитами с участием небольших банок брахиопод. Мощность их 20–60 м.

Нам известна также одна постройка на р. Манчаж в тектоническом комплексе Кара-Тау (Чувашов, 1968), которая относится к мендымскому горизонту франского яруса. Эта ОП образована известковыми водорослями родов Shuguria, Izhella, Renalcis, Epiphyton. В данном случае мы наблюдаем возобновление породообразующего водорослевого комплекса еще кембрийского времени. В полной мере это сообщество рифообразователей проявило Фиг. 12. Схема строения франского Чусовского атолла. Условные обозначения: 1 – достоверно установленные рифы; 2 – предполагаемая полоса распространения биогермов;

3 – мелководные отложения с банками строматопороидей; 4 – тонкослоистые битуминозные известняки, мергели, кремни – «доманикиты»; 5 – переслаивающиеся доломиты и ангидриты.

себя в аскынское время, когда рифовые массивы мощностью до 300 м почти повсеместно от Урала до Волги опоясывали горстовые структуры ККС.

Эти рифы получили название Аскынских, которое мы предложили заменить на Пермяковские рифы (Чувашов и др., 1997) с рифотипом на р. Чусовой у бывшей д. Пермяково, учитывая прекрасную обнаженность подошвы, тела рифов и покрывающих пород в крупных скальных обнажениях Фиг. 13. Продольный профиль через фациальные зоны Кыновско-Чусовского поднятия и смежные структуры (по Чувашову, 1966). Условные обозначения: 1 – массивные органогенные известняки, замещенные доломитами; 2 – слоистые доломиты; 3 – известняки и вторичные доломиты с амфипорами и строматопоровыми банками; 4 – известняковые брекчии; 5 – мелкие строматопоровые биогермы; 6 – переслаивающиеся доломиты и ангидриты;

7 – тонкослоистые битуминозные известняки, мергели, кремни – «доманикиты»; 8 – рифы.

Пермяковские рифы отличаются многообразным характерным сообществом брахиопод (Чувашов, 1968). Ассоциация водорослей здесь состоит из главных рифообразователей родов Izhella, Epiphyton, Renalcis, Shuguria.

Иногда они ассоциируют с водорослями родов Girvanella, Rothpletzella, Wetheredella, а также Solenopora (фиг. 15, 16а, б). Обычными здесь являются Фиг. 14. Расположение рифовых построек на р. Чусовая на юго-восточном фланге Кыновско-Чусовского поднятия (см. фиг. 12).

Фиг. 15. Фотография «Камня Столбы» – верхнефранского рифа (см. фиг. 12, 14). Левый Фиг. 16а. Участок поверхности рифа «Камень Столбы». Внизу – строматолитовый известняк, выше – сечения кубков рецептакулитов. На врезке в левом верхнем углу – сечения мелких кубков тех же организмов. Увеличение – около 5.

Фиг. 16б. Основные породообразующие водоросли позднего девона. 1, 2. Tubomorhohyton koltubanenesis Tchuv. 1 – поперечное сечение, хорошо видно трубчатое строение ветвей;

2 – продольное сечение слоевища: видны полости в трубках и пояски на верхней поверхности ветвей; 3 – Eihyton buldyricum ntro.; 4 – Shuguria flabelliformis ntro.; 5 – Wetheredella s.; 6 – Solenoora koltubanensis Tchuv.; I–III – последовательные стадии развития слоевища Izhella nubifomis ntro. Все увеличения – 80.

крупные кубки рецептакулитов. Значительную роль, как рифообразователи, здесь имели строматолиты, образующие пластины длиной до 1.5 м и толщиной в 20–30 см. Пермяковские рифы формировали первые в геологической истории атоллы (Чувашов, 1966). Позднефранские постройки прослежены на Русской платформе от Прикаспия до Нижней Печоры (Cоломатин и др., 1976; В.Вл. Меннер, 1989; Антошкина, 1994 и др.). Мощность собственно Пермяковских рифов, т. е. построек, приуроченных к фораминиферовой зоне Eonodosaria – Eogeinitzina, изменяется в пределах 60–300 м.

В относительно редких случаях рост органогенных построек на окраинах поднятий ККС продолжался и в фаменский век. В этом случае здесь формировались массивные бедные фауной карбонаты с характерной «узорчатой структурой», обязанной массовыми включениями вторичного кальцита на фоне многочисленных мелких строматолитовых корок. Проблема происхождения узорчатых известняков была рассмотрена ранее (Чувашов, Анфимов, 2009). На западном склоне Среднего Урала такие типы ОП фамена обнажены на южном фланге Кыновско-Чусовского поднятия в живописных скалах – камнях «Дыроватый», «Олений», «Омутной» высотой до 70 м.

Этот тип ОП выделен под названием «Кашкинский» (Чувашов и др., 1997).

Толщи таких массивных известняков содержат очень скудную биоту:

фораминиферы нижнего фамена представлены только редкими однокамерными формами, однообразными остракодами, водорослями родов Kamaena, Devonoscale, а также рядом проблематичных кальцисфер. Обедненный состав биоты определяется повышенной соленостью морской воды на поднятиях, что доказывается наличием здесь не только доломитов, но и ангидритов. Есть этому и исключения.

В Березниковской опорной скважине (Чувашов, 1968) в фаменских отложениях сторожевской свиты рифоидов, которые формировались на борту поднятия, были обнаружены водоросли типичного биоценоза франского яруса – Izhella, Shuguria, Renalcis, Epiphyton, что свидетельствует о близости солености воды к нормальной.

Распространение франских ОП на восточном склоне Урала также контролировалось историей отдельных горстов – блоков. Наиболее древние франские постройки доманикового времени представлены единственным массивом, расположенным на р. Ирбит у с. Писанец (Чувашов, Анфимов, 2006). Основными породообразователями этого биогерма (фиг. 17) толщиной в 21 и 35 м. в поперечнике являются строматолиты характерной пятнистой красноватой окраски. С западного фланга к рифу примыкают глинистокарбонатные породы, а с востока – песчаники с прослоями аргиллитов.

Более молодыми по возрасту являются позднефранские ОП, относящиеся к фораминиферовой зоне Eonodosaria – Eogeinitzina. Наиболее близкими западноуральским ОП по составу биоты и литологии к этого возраста Фиг. 17. Небольшой строматолитовый биогерм доманикового горизонта франского яруса на реке Ирбит у д. Писанец (Чувашов, Анфимов, 2007).

бы подобных известняков в структуре Ириклинского грабена (фиг. 18, 19).

У восточного берега озера известны два разреза, один из которых расположен на южном окончании озера, а другой у северного (Чувашов, Юферев, 1981). Мощность биогенных карбонатов южного разреза достигает 45 м. Рифообразователями являются (в порядке уменьшения их значения) известковые водоросли родов Epiphyton, Tubomorphophyton, Shuguria, Izhella, Renalcis Solenopora, строматолитовые корки. На втором плане стоят Girvanella, Rothpletzella, строматопораты. Изредка встречаются кубки рецептакулитов.

Колтубанская постройка содержит тот же самый комплекс брахиопод, который характерен для западноуральской группы рифов. Кроющие риф породы для южного разреза неизвестны. Северная ОП отличается преобладанием слоистых и брекчиевых известняков, а перекрывается толщей крупноглыбовых брекчий (фиг. 20а). Этот тип ОП получил название Колтубанского (Чувашов и др., 1997) с распространением аналогичных построек в границах Магнитогорской мегазоны, включая Мугоджары. Многие рифы этого возраста разрушены в течение фаменского века (фиг. 20б).

Следующий – Кодинский тип ОП представлен на р. Исеть выше пос. Кодинка (Чувашов, Анфимов, 2008). Постройка здесь также слагается водорослями, но преобладающими являются представители родов Фиг. 18. Правый рисунок – границы Ирилинского грабена, заполненного флишоидными глинисто-песчаниковыми отложениями Ириклинской серии фаменского яруса (заштриховано). Слева – профиль через Ириклинский грабен на широте пос. Энергетик. В бортах грабена – маломощные осадки франского яруса с глыбами водорослевых рифовых известняков. Такие же глыбовые брекчии есть в нижней части зилаирской серии. На продолжении грабена в верхней части – выходы известняков Колтубанского массива (обн. 5001).

го типа представлены единичными формами. Кодинская постройка также содержит значительно обедненный комплекс брахиопод. Мощность исетского рифа – 50–60 м. Рифовые известняки перекрываются маломощной пачкой (3 м) слоистых карбонатов, а затем следует мощная толща аргиллитов, глинистых известняков, к которым выше присоединяются песчаники.

Некоторые слои известняков сложены онколитами и строматолитами.

Фиг. 19. Колонки разрезов, вмещающих рифовые известняки на южном и северном Першинский тип ОП представлен на р. Реж у с. Першино, где слагается массивными светло-серыми, иногда розоватыми участками брекчиевидными известняками. Набор известковых водорослей здесь также довольно ограничен: присутствуют нечастые колонии шугурий и эпифитонов. Столь же скудным является и сообщество брахиопод. Мощность Першинской ОП составляет 100 м. В отличие от родственной Кодинской постройки Першинская перекрывается карбонатной толщей фамена и турнейского яруса.

Разрез фаменского яруса у с. Першино также содержит в своей средней части пачки «узорчатых известняков».

Еще один тип ОП – Нохорский выделен на территории Щучьинского синклинория в хребте Нау-Пэ (Чувашов и др., 1997). Здесь водорослевые известняки с Izhella, Shuguria, Epiphyton, с фораминиферами Parathurammina paulis Byk., Ivdelina aff. elongatа Malakh., Rectangulina tortuosa ntro., Tikhinella fringa Byk., Nanicella porrecta Li., подчинены толще вулканитов.

Эта постройка является более древней и может быть сопоставлена с Миньярским типом Западного Урала.

Фиг. 20а. Кроющая риф крупноглыбовая брекчия, образованная фрагментами слоистых и массивных известняков в северном разрезе оз. Колтубан. Масштаб – молоток длиной Фиг. 20б. Полуокатанные глыбы известняков живета и рифогенных известняков франского яруса (фораминиферовая зона Eonodosaria – Eogeinitzina). Масштаб – молоток длиной 35 см. Нижняя часть зилаирской серии фаменского яруса на р. Худолаз в 10 км выше г. Сибай Фаменские отложения на восточном склоне Урала представлены большей частью терригенными образованиями Зилаирской, Кодинской и Кедровской серий. Долгое время существовали представления, что появление терригенных серий связано с фазой складчатости и происходило одновременно на всей территории восточной части Урала, что связывали с орогенезом. Детальные исследования показали, что этот процесс является разновременным в разных тектонических блоках. Это положение равным образом касается и Западной Сибири. Появление терригенных пород на больших пространствах с одновременным существованием фаменских карбонатов более логично объясняется понижением уровня мирового океана. Карбонатами представлены разрезы фаменского яруса на р. Реж у сс. Першино, Сохарево и Чепчугово.

На обоих берегах р. Реж обнажен фаменский ярус, который в нижней своей части представлен слоистыми известняками, а выше (фораминиферовые зоны Septaglomospiranella primaeva – Quasiendothyra communis) в разрезе преобладают массивные «узорчатые известняки» рифоидного типа. Верхняя зона фамена – Quasiendothyra konensis – вновь слагается слоистыми известняками. Примечательно, что слоистые известняки фамена и массивные известняки на некоторых уровнях имеют темно-вишневую окраску, а прослоями мощностью до 20 см такую окраску имеют прослои аргиллитов.

На территории Западной Сибири (ЗС) при наших исследованиях в 70–80 гг. прошлого века (Чувашов и др., 1985) было отмечено наличие рифогенных карбонатов на Малоичской площади (скв. 7) центральной части Западной Сибири, на Ханты-Мансийской площади (скв. 1Р) и Волинской площади Шаимского района (скв. Р-36). Две последние площади относятся к Приуральской части Западной Сибири.

К настоящему времени информация о рифах Западной Сибири значительно расширилась, и обзор приведен в монографии В.И. Краснова (2007). Среди девонских отложений этого региона органогенные постройки наиболее часто встречаются в верхней части франского яруса. Карбонаты фамена обычно представлены слоистыми разностями. Отметим, что фауна и водоросли верхнего девона Западной Сибири не отличаются от одновозрастных уральских ОП.

В процессе описания девонских построек восточного склона Урала неоднократно отмечалась в слоистых, а особенно часто, в массивных карбонатах красноватая или темно-вишневая окраска. В Западной Европе (Бельгия, Франция, Германия) постройки этого возраста также обладают такой же пятнистой окраской. К настоящему времени установлено, что наличие этого пигмента определяется деятельностью «железных» бактерий. Микробиальное осаждение железа происходило в те моменты, когда постройка находилась в воде, обедненной кислородом (Boulvain et al., 2001 и др. пуBoulvain., бликации этой группы исследователей). Примечательно, что в карбонатах одновозрастных ОП Западного Урала подобной окраски не наблюдается.

ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ОРГАНОГЕННЫЕ ПОСТРОЙКИ

Наиболее полная картина конечного этапа развития рифовых систем относится к позднему палеозою. Она контролировалась ходом альпинотипного варисцийского орогенеза и занимала время от среднего карбона до конца кунгурского века ранней перми. Органогенные постройки разного ранга и возраста приурочены к бортам Предуральского прогиба (ПП).

Они возникли почти с началом его заложения и прекратили свое существование с отмиранием прогиба. Пик их развития приходится на ассельский, сакмарский века и первую половину артинского века.

По масштабам проявления рассматриваемая рифовая система относится к числу наиболее грандиозных в истории планеты. Протяженность ее составляет более 2200 км в меридиональном направлении: РС прослеживается от о-ва Колгуев и Новоземельского архипелага в Баренцевом море, на севере, до Прикаспийской депрессии (Сhuvashov, Crasquin-Soleau, 2000).

Первые, еще неясно обособленные ОП, появились в башкирский и московский века, а последние формировались в конце кунгурского века, т. е. продолжительность существования рифовой системы составляет 48 млн. лет (320–272). Описанию органогенных построек посвящена обширная литература, которая далеко не исчерпывается приведенными ссылками на результаты наших исследований. В ранних наших публикациях дана более Весь сложный и разнообразный комплекс органогенных построек (фиг. 21–24) в зависимости от их геоморфологического положения можно расчленить на две большие группы (генерации), существование которых в значительной мере зависело от стадий развития Предуральского прогиба и характера рельефа его дна. На поперечном профиле прогиба (фиг. 25) выделяются две мелководные зоны, разделенные глубоководной депрессией осевой части прогиба. Обе они содержат ОП.

Осадки восточной мелководной зоны были представлены всеми типами кластических пород от аргиллитов и алевролитов до конгломератов и глыбовых брекчий. Соотношение скоростей погружения и осадконакопления здесь часто нарушалось, что сопровождалось временным прекращением поступления терригенного материала, образованием карбонатных пород, в том числе и биогермов, которые относятся к прибрежному типу. Усиление денудации горного сооружения сопровождалось частичным или полным разрушением накопившихся отложений, в том числе и органогенных построек.

В геоморфологическом отношении прибрежные биогермы формировались в полосе «барьерных островов», которые окаймляли прибрежную зону Палеоурала (фиг. 21, 24, 25–28). Аналогичная ситуация существует и в геоморфологии побережья современных континентов. Кроме островов Фиг. 21. Положение разновозрастных ге- 11б – известняки пелитоморфные; 12 – нераций рифов на Западном Урале и в Пред- песчанистые известняки; 13 – песчаники уралье. Условные обозначения: 1 – предпо- с прослоями и пачками известняков – ПС;

лагаемые границы; 2 – границы рифовых 14 – органогенные постройки среди террисистем и фациальных зон; 3 – восточная гра- генных пород; 15 – рифы среди карбонатница распространения карбонатных отложе- ных пород (сетка), среди терригенных поний башкирского яруса; 4, 5 – позднекамен- род – заливка; 16 – рифогенные линейные ноугольные ОП; 6 – Стерлитамакская группа системы; 17 – мелкообломочные карбонатшиханов – тесно расположенные ассельско- ные брекчии; 18 – глыбовые карбонатные раннеартинские ОП; 7 – Дуванская группа брекчии; 19 – доломиты; 20а – ангидриты;

рифов; 8 – Сылвинско-Плакунская группа 20б – гипсы; 21 – гипсы с прослоями глиассельских рифов; 9 – Сакмарские рифы; 10 – нистых пород; 22 – оползневые дислокации раннеартинские рифы; 11 – Саргинские рифы; осадков; 23 – островная суша; 24 – карьеры;

12 – Саранинские рифы; 13–16 – различные 25 – предполагаемые морские отложения;

виды полезных ископаемых, связанных с рифа- 26 – суша низкая; 27 – суша среднегорми; 17 – конседиментационные валообразные ная – до 1.5 км; 28 – суша высокогорная – структуры, возникшие в результате Варисций- до 5 км; 29 – границы фациальных зон ского орогенеза; 18 – тектонический комплекс (ПС); 30 – нестабильные фациальные граКара-Тау, возникший в ранней перми. ницы; 31 – кремнистые породы.

стые мелкозернистые известняки;

2 – органогенно-детритовые известняки (грейнстоуны – рудстоуны);

известняки; 6 – доломиты; 7 – аргиллиты; 8 – песчаники; 9 – брекчии; 10 – желваки и линзы кремня;

12 – онколиты; 13 – водорослевые Фиг. 24. Палеогеографическая схема ассельскокалиптры; 14 – мелкие форамини- го века Приуральского моря (Chuvashov, Crasquinферы; 15 – фузулиниды, 16 – табуля- Soleau, 2000). Условные обозначения см. фиг. 22.

Фиг. 25. А – широтный профиль через Приуральское море ассельского века. Условные обозначения: I – восточная зона с рифами – грубообломочные образования прибрежной зоны; II – флишоидные образования склона депрессии – чередование песчаников, аргиллитов, алевролитов, детритовых и пелитоморфных известняков; III – маломощные относительно глубоководные отложения конденсированного типа; IV – предрифовые фации – известняки, известняковые брекчии, иногда глыбового типа; V – рифовые постройки; VI – зарифовые слоистые известняки и доломиты с банками колониальных кораллов и палеоаплиновыми биостромами. Б – профиль без искажения вертикального разреза. Арабскими цифрами:

1 – конгломераты; 2 – песчаники; 3 – аргиллиты и мергели; 4 – слоистые известняки; 5 – рифогенные постройки.

Фиг. 26. Мелкий биогерм в восточной зоне грубообломочных отложений (р. Большой Ик у с. Ураково). Условные обозначения: 11 – песчаники; 12 – редкогалечные конгломераты – гальки в песчанистом аргиллите; 13 – линзы песчаника в аргиллите; 14а – известняки слоистые; 14б – известняки песчанистые; 15 – рифогенные известняки. Органические остатки: 1 – мелкие фораминиферы; 2 – фузулиниды; 3 – сферошвагерины; 4 – кораллы; 5 – онколиты; 6 – водоросли; 7 – брахиоподы; 8 – мшанки; 9 – листья наземной флоры; обломки Фиг. 27. Конгломерат с включениями многочисленных крупных плохо окатанных глыб биогенных известняков. Глыба – «стол» – сложена пластинами палеоаплизин. Возраст конгломерата – ассельский ярус. Железнодорожная выемка в 500 м севернее окраины с. Киргишаны.

Фиг. 28. Неокатанные глыбы рифогенных известняков в карьере на р. Чигишан в 10 км севернее с. Киргишаны. Средняя зона ассельского яруса. Размер наиболее крупной глыбы – 3.5 м.

Фиг. 29. Тубифитесовый известняк (мелкие белые «червячки»). Полированная поверхность образца крупной глыбы из карьера у западной окраины с. Киргишаны.

менных морях меняются с большой скоростью (Баском, 1996). Аналогичная ситуация предполагается и для раннепермской прибрежной полосы.

Прибрежные органогенные постройки существовали с начала позднего карбона, они были наиболее распространены в ассельский век, меньшая информация имеется относительно сакмарских, артинских и кунгурских ОП. Ассельские и сакмарские прибрежные ОП отличаются наибольшим разнообразием по составу породообразователей и среди них различаются ОП, построенные (фиг. 29, 30, 31, 32, 33, 34): 1) прикрепленными фораминиферами; 2) палеоаплизинами; 3) брахиоподами и мшанками; 4) пластинчатыми (филлоидными) известковыми водорослями; 5) тубифитесами;

5) строматолитами. Одни из артинских прибрежных ОП созданы тубифитесами, другие – ассоциацией мшанок и брахиопод. Среди кунгурских ОП преобладают строматолитовые постройки.

Другая, более грандиозная, группа ОП располагалась на западной границе ПП и кратона Русской платформы (фиг. 21, 24), в палеотектоническом Фиг. 30. Фотография шлифа из глыбы известняка, сложенного водорослями Claracrusta catenoides Homan. Пример водорослевой калиптры. Увеличение – 10. Карьер на западной окраине с. Киргишаны. Ассельский ярус.

Фиг. 31. Полированная поверхность биогенного известняка, сложенного филлоидными водорослями. Карьер на западной окраине с. Киргишаны. Ассельский (?) ярус.

Фиг. 32. Полированная поверхность существенно мшанкового известняка с инкрустациями. Мелкий карьер на северной окраине с. Киргишаны. Ассельский (?) ярус.10.

отношении это была зона передового вала (Чувашов, 2000) – форбальджа ( forebulge). Первые органогенные постройки появились в этой геоморфологической структуре в позднем карбоне, наиболее молодые существовали в соликамское время кунгурского века (Chuvashov, 1986). Вследствие разChuvashov, вития прогиба и смещения его границ в западном направлении форбальдж и расположенные на нем ОП также перемещались к западу (Чувашов, 1998;

Наиболее мощные рифы с развитой биотой и многообразием литофациальных типов биогенных образований расположены в южной части ПП, захватывая Прикаспийское море, а также южные впадины ПП – Актюбинскую, Бельскую, Юрюзано-Айскую и Сылвинскую. Особенностью этих впадин является наличие таких структур второго ранга по отношению к впадинам прогиба, как прибрежные островные поднятия, четко выраженная глубоководная депрессия и передовой вал – форбальдж. Эти впадины характеризуются также замедленным смещением западного борта ПП и расположенных на нем рифов в западном направлении. В южной части Соликамской впадины в интервале от широтного отрезка р. Чусовая до р. Вишера восточный борт впадины уничтожен последующими эрозионными процессами.

Фиг. 33. Мелкий карьер-закопушка на северной окраине с. Киргишаны. Палеоаплизиновый известняк. 10.

Далее к северу от Вишеры до побережья Баренцова моря имеющиеся здесь ОП представляют собой миграционную часть рифовой системы западного борта прогиба. При этом диапазон рифообразования сокращается до ассельского века. На рр. Вишера, Березовая и Колва настоящие рифы с многообразными фациями ограничены только средней частью ассельского яруса, более древние и молодые постройки представлены палеоаплизиновыми и водорослевыми биостромами. Последние ОП, сходные с южными рифами, известны на рр. Унья и Печора (верхний широтный отрезок течения).

На восточных притоках среднего течения Печоры – рр. Щугор и Кожим органогенные постройки в позднем карбоне представлены маломощными водорослевыми биостромами. Главная – ассельско-сакмарская фаза рифообразования, выражена наличием палеоаплизиновых биостромов на р. Кожим, а на р. Щугор – только глыбовыми выходами мшанково-брахиоподовых и палеоаплизиновых фрагментов на его притоке Большой Паток.

Деградация процессов рифообразования на территории Северного, Приполярного и Полярного Предуралья вызвана изменением структуры Предуральского прогиба и его горного обрамления. Горы пермского Палеоурала становились все более низкими при движении на север, а ПП все Фиг. 34. Структура биогенного бактериального известняка, образованного мелкими комочками и темными пленками. В верхней части фото – стебли водоросли Koivaella, а также сечения Tubihytes obscurus shamovella Rauser. Крупные извилистые пленки также являются бактериальными образованиями. Карьер у д. Киргишаны. Полированная поверхность образца из глыбы биогенного известняка. Увеличение – 15.

Фиг. 35. Рифовый массив Тра-Тау из группы Стерлитамкских шиханов. Вид с юговостока.

ной и кратковременной. В силу этих обстоятельств и процесс рифообразования был растянут во времени с ускоренным смещением к западу разных временных стадий развития органогенных построек.

Среди ОП, приуроченных к западной границе прогиба, намечены (Чувашов, 1983) три стадии развития.

Первая из них, охватывающая по времени московский век среднего карбона и поздний карбон, представлена изолированными ОП, которые по составу породообразующих организмов делятся на несколько групп: 1) агглютигермы, сложенные строматолитовыми и микробиальными матами; 2) палеоаплизиновые постройки типа биостромов; 3) мшанково-брахиоподовые постройки; 4) биогермы и биостромы, сложенные филлоидными водорослями. Мощность биогенных тел изменяется от немногих метров до 30–50 м (Chuvashov, 1983; Чувашов, 1979; Чувашов, Матвеев, 2002 и др.).

Вторая (главная) стадия рифоообразования охватывает по времени ассельский, сакмарский века начало (бурцевское время) артинского века.

В это время формировалась система линейных рифов, которая прослежена с перерывами, вследствие последующей денудации, от Прикаспия до Баренцева моря (фиг. 21, 35, 36). Постройки разного возраста могут надстраивать одна другую или обнаруживают смещения в пространстве на разные расстояния в различных впадинах прогиба. В образовании построек этой стадии рифообразования участвуют практически все названные выше Фиг. 36. Фото полированной поверхности ассельского рифового известняка массива Тра-Тау. Условные обозначения: Ink – инкрустационные структуры; Н – первичные пустоты, иногда заполненные твердым или полужидким битумом; Br – мшанки; S – известковые Фиг. 37. Взаимоотношение ранней (мшанковой) генерации Саргинских рифов и межрифовых отложений в ж-д выемке между разъездами Каменный и Рябиновый Лог к югу от г. Красноуфимск. Рифовые постройки обозначены мелкой сеткой, межрифовые пространства – субгоризонтальными линиями. В левом прямоугольнике показан состав биоты органогенных построек: цифрами обозначены: 1 – мелкие фораминиферы, 2 – фузулиниды;

3 – основные породообразователи – мшанки; 4 – брахиоподы; 5 – кораллы ругозы; 6 – строматолиты; 7 – членики криноидей и обломки стеблей; 8 – тубифитесы. В правом прямоугольнике показан состав межрифовых аргиллитов, глинистых известняков и мергелей.

Цифрами обозначены: 9 – известковые губки; 10 – высокие с пережимами кораллы-ругозы;

11 – аммоноидеи; 12 – свернутые наутилоидеи; 13 – безрукие морские лилии; 14 – рыбы (чешуя и зубы ); 15 – геликоприон; 16 – конодонтофориды; 17 – черви.

зователей составляют: прикрепленные фораминиферы, известковые губки, мшанки, брахиоподы, палеоаплизины, мшанки, брахиоподы, филлоидные водоросли, тубифитесы, строматолиты. Постройки главной стадии представляют, как бы, разные по сложности агрегаты биогермов и биостромов первой стадии. Мощность ассельских и сакмарских рифов может достигать 300–500 м. Раннеартинские надстройки имеют мощность до 100 м.

Рифы этой стадии описаны в серии публикаций (Наливкин, 1949; Чочиа, Третья (заключительная) стадия формирования дискретных органогенных построек охватывает саргинское время артинского века и кунгурский век, за исключением соликамского времени. В названный период формировались мшанково-брахиоподовые (фиг. 37) и мшанково-брахиоподовотубифитесовые постройки. Более редки строматолитовые биогермы и биостромы, а также постройки, созданные проблематичными трубчатыми организмами Sylvella (Чувашов, 1974). ОП этой стадии имеют разные мощности – от немногих метров до 380 м. Описание построек этого типа приведено в серии публикаций (Наливкин, 1949; Chuvashov, 1983, 1986; Софроницкий, Чувашов, 1983). Саргинско-Саранинские постройки в полной мере можно отнести к рифам, что же касается последующих (филипповских и иренских ОП), то они, за редким исключением, являются биогермами и биостромами.

В иренское время явно преобладают строматолитовые ОП.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Главными породобразователями кембрийско-девонских ОП были известковые синезеленые водоросли и проблематичные организмы, часть которых можно отнести к бактериальным образованиям. Для длительного периода от кембрия до позднего девона создателями ОП разного ранга были представители кустистых родов,, ton, Cordonophyton, Hacetephyton, Ludlovia, Schariuphyton. Другую группу составили «пузырчатые» водоросли: Izhella, Renalcis, Shuguria. Почти постоянными их спутниками были водоросли второго плана: Girvanella, Rothpletzella, Wetheredella. Из красных водорослей к числу рифообразователей, довольно редких, надо отнести Solenopora, Parachaetetes. Обычно красные и зеленые водоросли также входили в число рифолюбов, но без существенной доли в создаваемой массе биогенного карбоната.

В создании ОП разного ранга участвовали и бактерии, но прямое их участие в создании биогенных построек устанавливается предположительно. К числу таких образований для раннего и среднего палеозоя можно отнести мелкокомковые образования типа Ikkella Shuysky. Участие бактерий угадывается и по наличию красной окраски в рифах этого возраста. Считается, что красные пятна в известняках девона происходят при переводе бактериями закисного железа в окисное.