«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 ...»

В образовании силурийских и раннедевонских рифов активную роль играли проблематичные организмы – предполагаемые гидроидные полипы – Fistulella Shuysky. Значительна для формировании рифов этого времени также роль табулятных кораллов. Отметим, что в позднем карбоне – ранней перми, напротив, кораллы не принимали участия в постройках рифов. Колониальные формы ругоз были оттеснены в зарифовую зону, а одиночные ругозы были очень редки в рифах.

Для среднего-позднего карбона и ранней перми в качестве рифообразователей выступают филлоидные (листоватые) водоросли родов Ivanovia, g, Accd, Neaccd. Эти организмы обычно формировали монотаксонные постройки на уровне калиптр и биостромов на начальных стадиях рифообразования, в последующем их роль была эпизодична. В образовании ассельско-артинских рифов основная роль как рифообразователей принадлежит трем группам организмов: мшанкам, палеоаплизинам и проблематичным организмам – тубифитесам.

Среди мшанок наиболее важную роль играют сетчатые – фенестеллоидные – мшанки, но присутствуют ветвистые и другие формы. Размер некоторых колоний достигает 8–10 см. На участках детритового известняка есть и цилиндрические колонии мшанок.

В позднем палеозое (средний карбон – пермь) активными породообразователями и создателями рифов были представители рода es зования являются бактериальными колониями (Чувашов, Дюпина, 1973), учитывая их безразличие к биогеографическим границам и многообразную морфологию. Первые тубифитесоподобные формы появляются в среднем карбоне (московский век), но пик их развитие приходится на поздний карбон и пермь. Известны они также в рифогенных толщах триаса и юры.

В нашем случае тубифитесы исчезают из биоты в позднем кунгуре.

В ассельском массиве Тра-Тау неожиданно выявились в качестве породообразователей колонии известковых губок размером до 5 см в поперечнике.

В иных по возрасту постройках они не были встречены. Более того, в рифах саргинского возраста в районе Красноуфимска колонии известковых губок приурочены только к межрифовым глинисто-мергельным отложениям.

Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 03-05а также программы ОНЗ УрО РАН 09-Т-5-1019 «Строение, формирование и эволюция структур зоны сочленения ВосточноЕвропейской платформы и западной мегазоны Урала».

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Анфимов А.Л., Чувашов Б.И. 2008. Верхнедевонские отложения на р. Реж у с. Сохарево (восточный склон Среднего Урала) // Ежегодник – 2007. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 3–10.

Антошкина А.И. 1994. Рифы в палеозое Печорского Урала. С.-Пб. Наука. 154 с.

Баском В. 1966. Волны и пляжи (Динамика морской поверхности). Ленинград: Гидрометеорологическое издательство. 280 с.

Бикбаев А.З., Снигирева М.П., Мизенс Л.И., Сапельников В.П. 2000. К истории формирования рифового комплекса в центральной части Уфимского амфитеатра // Ежегодник – 1999. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН.

Королюк И.К. 1985. Методы и результаты изучения пермского рифогенного массива Краснов В.И. 2007. Проблемы теории стратиграфии, средний палеозой Сибири. Раздел органогенные постройки // Новосибирск: СНИИГГИМС. С. 313–349.

Меннер В.Вл. 1989. Литологические критерии нефтегазоносности палеозойских толщ северо-востока Русской платформы. М.: Наука. 135 с.

Наливкин В.Д. 1949. Стратиграфия и тектоника Уфимского плато и ЮрюзаноСылвинской депрессии. Л.-М.: Гостоптехиздат. 206 с.

Наливкин В.Д. 1950. Фации и геологическая история Уфимского плато и ЮрюзаноСылвинской депрессии. Ленинград: Гостоптехиздат.

Наливкин В.Д. 1955. Стратиграфия и фации верхнего палеозоя окрестностей «Камня Плакун» на р. Чусовой // Геологический сборник ВНИГРИ. № 5. Ленинград.

Руженцев С.В., Аристов В.А. Кучерина П.М. 1991. Верхнедевонско- каменноугольные офиолиты и батиальная серия Полярного Урала // Докл. РАН. Т. 365. № 6.

Соломатин А. В., Матвиевская Н.Д., Вассерман А.В., Грачевский М.В. 1976. Верхнедевонские барьерные рифы Тимано-Печорской провинции и методы их поисков // Рифогенные образования нефтеносных областей Русской платформы // М.:

Софроницкий П.А., Чувашов Б.И. 1983. О фациальной природе тюйских известняков // Ежегодник – 1982. Свердловск: Институт геологии и геохимии УНЦ АН СССР. С. 30–32.

Тектоническая история Полярного Урала. 2001. Тр. ГИН РАН. Вып. 531. М.: Наука. 191 с.

Чочиа Н.Г. 1950. Девон Уфимского амфитеатра // Геология Западного Урала. ВНИГРИ: Л.-М.: ГОСТОПТЕХИЗДАТ. С. 4–60.

Чувашов Б.И. 1966. О рифах и рифообразователях в среднем и позднем девоне земного шара // Изв. АН СССР, сер. геол. № 4. С. 100–114.

Чувашов Б.И. 1974. Пермские известковые водоросли Урала // Водоросли, брахиоподы и миоспоры верхнего палеозоя Урала. Свердловск: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 3–79.

Чувашов Б.И. 1985. Пермские органогенные постройки земного шара // Геология рифов и их нефтегазоносность. Всесоюзное совещание, г. Карша УзССР. 16–18 преля 1985. Карша. С. 165–166.

Чувашов Б.И. 1998. Динамика развития Предуральского краевого прогиба // Геотектоника. № 3. С. 22–37.

Чувашов Б.И. 2000. Структура форбальджа в Предуральском краевом прогибе: принципы диагностики, краткая характеристика, история развития // Докл. РАН.

Чувашов Б.И., Анфимов А.Л. 2008. Карбонатно-терригенные отложения разреза «Кодинка – Щербаково» – опорный разрез верхнего девона бассейна р. Исеть (восточный склон Среднего Урала) // Ежегодник – 2007. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 88–97.

Чувашов Б.И., Анфимов А.Л. 2006. Новый фациальный и возрастной тип органогенных построек на восточном склоне Урала // Ежегодник – 2006. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 67–70.

Чувашов Б.И., Анфимов А.Л. 2009. К проблеме происхождения «узорчатых известняков» на примере девонских и пермских карбонатов Урала // Ежегодник – 2008.

Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 86–90.

Чувашов Б.И., Анфимов А.Л. 2008. Карбонатно-терригенные отложения разреза «Кодинка – Щербаково» – опорный разрез верхнего девона бассейна р. Исеть (восточный склон Среднего Урала) // Ежегодник – 2007. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 88–97.

Чувашов Б.И., Дюпина Г.В., Мизенс Г.А., Черных В.В. 1990. Опорные разрезы верхнего карбона и нижней перми западного склона Урала и Предуралья. Свердловск: Институт геологии и геохимии УрО АН СССР. 386 с.

Чувашов Б.И., Черных В.В., Мизенс Л.И., Мизенс А.Г. 2004. К стратиграфии пограничных живетско-франских отложений южной части Уфимского амфитеатра // Ежегодник – 2003. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 16–20.

Чувашов Б.И., Матвеев В.П. 2002. Органогенные постройки позднего карбона – асселя на восточной окраине карбонатной платформы Северного острова Новой Земли // Ежегодник – 2001. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 13–17.

Чувашов Б.И., Шуйский В.П. 1988. Стратиграфические и фациальные комплексы известковых водорослей в палеозое Урала // Известковые водоросли и строматолиты. Новосибирск: Наука. С. 98–125.

Чувашов Б.И., Шуйский В.П. 1990. История развития и геотектоническая позиция палеозойских рифов Урала // Новые данные по геологии Урала, Западной Сибири и Казахстана. Свердловск: Институт геологии и геохимии УрО АН СССР. С. 3–10.

Чувашов Б.И., Шуйский В.П., Пилосова О.Э. 1997. Основные типы органогенных построек верхнего девона Урала // Ежегодник – 1996. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН. С. 22–26.

Чувашов Б.И, Юферев О.В. 1981. Известняки колтубанской свиты Южного Урала // Палеозой Западно-Сибирской низменности и ее горного обрамления. Новосибирск: Институт геологии и геофизики СО АН СССР. Наука. С. 102–110.

Чувашов Б.И., Юферев О.В., Лучинина Е.А. 1985. Водоросли среднего и верхнего девона Западной Сибири и Урала // Биостратиграфия палеозоя Западной Сибири.

Новосибирск: Наука. Институт геологии и геофизики. Вып. 619. С. 72–98.

Шуйский В.П. 1973. Известковые рифообразующие водоросли нижнего девона Урала.

Шуйский В.П. 1981. Фациально-литологические особенности верхнесилурийских и нижнедевонских рифов на западном склоне Среднего Урала // Биостратиграфия и фауна среднего палеозоя. Свердловск: Институт геологии и геохимии УНЦ АН Шуйский В.П., Мухина В.П. 1968. Палеогеографическое положение и некоторые данные о литологии нижнедевонских и нижнеэйфельских рифов Урала / В сб.: Ископаемые рифы и методы их изучения. Свердловск. С. 89–115.

Шуйский В.П., Ширшова Д.И. 1991. Отложения нижнего и среднего девона по р. Реж в районе д. Арамашево // Путеводитель геологических экскурсий по карбонатным отложениям Среднего Урала. Свердловск: Институт геологии и геохимии УрО Шуйский В.П., Ширшова Д. И. 1991. Кислянский (биоморфный) многослой на р. Бобровке // Путеводитель геологических экскурсий по карбонатным отложениям Среднего Урала. Свердловск: Институт геологии и геохимии УрО АН СССР. С. 66 –70.

Bolivan F., De Rodder Ch., Mamet B., Preat A., Gillian D. 2001. Iron Microbial Communites in Belgian Frasnian Carbonate Mounds // Facies. Erlangen. No 44. P. 47–60.

Chuvashov B.I. 1983. Permian Reefs of the Urals // Facies. Band 8. P. 191–212.

Chuvashov B.I. 1986. The main tyes of carbonate rocks of the Kungurian evaorite basin of the Urals // The English Zechstein and Related Toics. London: Geological Society Chuvashov B.I., S. Crasquin-Soleau. 2000. Paleogeograhy and aleotectonic of the jointing area between the Eastern Euroean Basin and the Tethys Basin during Late Carboniferous (Moscovian) and Early Permian (sselian and rtinskian) // Peri-Tethys Memoir 5.

Рифогенные формации и рифы в эволюции биосферы.

Серия «Гео-биологические системы в прошлом». М.: ПИН РАН, 2011. С. 116–141.

http://www.paleo.ru/institute/files/rif.pdf Рифообразование в палеозое на севере Урала было инициировано раскрытием Палеоуральского океана на границе кембрия и ордовика (Зоненшайн и др., 1990; Пучков, 2000 и др.). Согласно имеющимся палеореконструкциям, территория современного Западного Урала в течение позднего ордовика–раннего девона располагалась в пределах 0–15° северных приэкваториальных широт (Зоненшайн, 1990; диденко, Руженцев, 2001; Scotese, 2004 и др.). история палеозойского рифообразования в целом подразделяется на три этапа (Антошкина, 2003). Этапы различаются по масштабам рифообразования и положению органогенных структур в палеобассейне, имеют характерные экологические черты. Объектом нашего внимания является среднеашгильско-раннеэмсский этап, имеющий наиболее сложную историю рифообразования.

известно, что главным свойством всех экосистем, и рифовой в частности, является способность к развитию. Эволюция, или экологическая сукцессия, развивается от начальных нестабильных фаз к более стабильным. Первые две фазы (стабилизация и колонизация) соответствуют стадии формирования холмов, а фазы диверсификации и доминантная (климаксная) – стадии развития рифов (,, 1992). Это отражает тенденцию к возрастанию видового разнообразия, усложнению экосистемы (=трофической структуры) и стабильности. При отсутствии внешних стрессовых факторов экосукцессия представляет собой направленный процесс (Одум, 1986; Космынин, Геккер, 1997). При достижении стабильного состояния рифовая экосистема обладает наиболее развитой трофической (биогеоценотической) и ландшафтно-морфологической (морфо-лито-фациальной) структурами.

Целью данной статьи является выяснение роли гео-биосферных процессов в эволюции раннепалеозойского рифообразования в североуральском регионе, история которого насыщена разнообразными палеоклиматическими, палеотектоническими и палеогеоморфологическими событиями.

на первом этапе палеозойского рифообразования севера Западного Урала выделяются позднеордовикские, силурийские и раннедевонские рифы.

верхнеордовикские рифы установлены в среднем ашгиллии. на Северном Урале развита рифовая толща среднеашгильских светло-серых, массивных известняков видимой мощностью 110 м на р. Б. Косью (приток р. илыч). В ее основании преобладают несортированные биокластовые и литокластовые известняки – фаза стабилизации. фазу колонизации фиксирует появление строматолитоподобных корок из цианобактерий Renalcis, Girvanella, красных водорослей Solenopora и скоплений фрагментов зеленых дазикладиевых и сифониковых водорослей. Распространение сообществ гелиолитоидей (колонии Heliolites доcтигают 40–50 см в высоту) и табулят, губкообразных организмов, мелких мшанок и проблематических гидроидов – фаза диверсификации. Распространены скопления рифовых конглобрекчий и гравелитов с инкрустациями синседиментационного цемента. Увеличение вверх по разрезу роли биокластового материала (особенно криноидной биокластики), количества рифовых конглобрекчий, карбонатных песчаников, пластинчатых строматопороидей и корковых микробиальных обрастаний говорит о доминантной фазе рифовой экосистемы – завершении роста рифа. Здесь колонии гелиолитидоидей разрознены и часто несут следы растрескивания, заиливания и сверления. Эрозионный характер кровли рифа проявлен в крупных участках рифовых известняков с линзами конглобрекчий среди пород перекрывающей яптикшорской свиты на Приполярном Урале в верховьях р. Кожим, в районе устья руч. Бадьяшор, расположен риф Бадъя мощностью 260 м с палеоландшафтными элементами фронтальной зоны, рифового плато, внутририфовой лагуны и тылового рифа. В основании доломитизированной рифовой толщи широко развиты микробиально-водорослевые гравелиты и гравелитопесчаники, разнородный биокластовый материал – фаза стабилизации.

Выше в разрезе появляются биогермные разности, сложенные зелеными Dimorphosiphon sp., проблематическими красными Kozhymella dembowskii Sh. и Vermiporelloides kozhymicus. водорослями (определения В.П. уйского), проблематическими гидроидами и губками (рис. 1). линзочки брахиоподовых и гастроподовых ракушняков, скопления мелких ветвистых мшанок отмечаются среди обилия криноидного песка. фазы колонизации и диверсификации трудно разделить из-за разрушенности выходов.

В пределах рифового плато рифовые ядра образуют рельефные тела, между которыми распространены биокластовые с обилием криноидного песка Рис. 1. Выходы ландшафтно-морфологических элементов среднеашгильского рифа Бадъя: слева – фронтальная зона рифа, справа – зона рифового плато, левый берег р. Кожим, Приполярный Урал.

разности. Во фронтальной зоне широко развиты протяженные строматолитоподобные обрастания из кальцимикробов и цианобактерий Renalcis, Girvanella, участки до 2–3 м2 скоплений зеленых и красных водорослей, строматолитовые биогермы размерами до 1.21.0 м и более, участки «рифового туфа», крупнофенестровые и биокластовые доломиты, а также многослойные инкрустации синседиментационого цемента. Завершают разрез рифа Бадья стороматолитовые обрастания, микробиальные литокласты и обильный скелетный материал. Кровля рифа перекрывается прослоем черного аргиллита мощностью до 7 см и характеризуется наличием трещин и карманов, заполненных биокластовым материалом с фрагментами брахиопод Holorhynchus из яптикшорских отложений (рис. 2).

на Полярном Урале, в среднем течении р. лек-елец, доломитовая рифовая толща мощностью до 500 м в основании характеризуется массивнослоистыми биокластовыми разностями (фаза стабилизации). Выше по разрезу появляются линзы микробиальных биогермных доломитов, остатки строматопороидей, табулят и ругоз, фрагменты дазикладиевых и желвачки багряных водорослей, кальцимикробные образования (фаза колонизации).

Рис. 2. характер контакта рифа Бадья с перекрывающими отложениями яптикшорского горизонта верхнего ашгилла на левом берегу р. Кожим, напротив устья руч. Бадья-ор.

Молоток указывает на кровлю, подчеркнутую прослоем черного аргиллита.

фаза диверсификации выделяется в разрезе распространением инкрустаций синседиментационного цемента, биогермных пород, образованных крупными губкообразными организмами и рецептакулитами Fischerites sp. в ассоциации с цианобактериями Girvanella-Hedstroemia-Garwoodia и протяженными строматолитовыми обрастаниями (рис. 3). В верхних слоях толщи характерны скопления гастропод среди тонкофенестровых, биоклаРис. 3. фрагмент микрофотографии биогермного микробиального доломита с цианобактериями Givnll (справа), Hdti (слева), возможно красными водорослями, кальцимикробами и губками (А), губкообразные организмы (Б, В) и рецептакулит (Г) Ficit x g. ctic (Etidg) из верхнеордовикской рифовой толщи на р. лек-елец.

Рис. 4. Граница рифогенной каменнобабской (верхний хирнантий) и глубоководнорамповой ручейной (нижний рудданий) свит на правом берегу р. Кожим.

стовых и брекчиевых разностей. Кровля фиксируется прослоем (до 10 см) тонкослойчатых глинистых доломитов со следами растрескивания и пиритовой импрегнацией. Они перекрываются темно-серыми доломитами с ориентировкой биокластов и косой слойчатостью. В конце хирнанта на Приполярном Урале возобновляется рифообразование (каменнобабская свита мощностью до 60 м) в условиях отмельной банки, которое первоначально было прервано в конце ордовика обмелением (в кровле массивных доломитов наблюдаются поверхности размыва с полостями заполнения литокластовым материалом), затем окончательно на границе ордовика и силура. Массивные светло-серые породы перекрываются темно-серыми до черных тонкоплитчатыми иловыми с прослоями тонкобиокластовых доломитами ручейной свиты нижнего руддания (рис. 4).

силурийские рифы подразделяются на позднеаэронские и венлокскораннелудфордские.

Верхнеаэронские рифовые комплексы с системой рифов-бугров и лагунных пэтч-рифов по латерали разделены лагунно-литоральными фациями, а в разрезах Печорской синеклизы среди них отмечены прослои сульфатов.

Первый тип рифов мощностью 170 м установлен на Северном Урале на р. илыч (руч. Заколаель). В основании разреза залегают биокластовые доломиты (около 50 м) с преимущественно криноидным составом – фаза стабилизации. В сменяющих их биогермных микробиально-гидроидных доломитах видны скопления ветвистых мшанок(?) и табулятоморфных кораллов, строматопороидей, участки брекчий и конглобрекчий с инкрустациями синседиментационного цемента. из-за интенсивной доломитизации и окремнения пород здесь сложно выделить фазы колонизации и диверсификации, однако смена биокластового основания биогермными разностями с разнообразными каркасостроящими организмами проявляется отчетливо. В верхних слоях толщи преобладают массивно-слоистые доломиты ваются нижнетелическими темно-серыми кораллово-строматопоровыми доломитами районе р. Балбанью, обломки рифовых пород этого возраста отмечены в составе конглобрекчий манюкской свиты, подстилающей венлокско-лудловский риф (Антошкина, 2007).

толщ филиппъельской свиты линзовиднослоистым чередованием пород массивного и толстоплитчатого сложения и приуроченностью разрезов к внутренней зоне окраины руч. лолашор) толща светло-серых массивРис. 5. Микрофотография ных биогермных известняков и вторичных доломитов с фенестровой структурой, без видимых органических остатков (рис. 5).

Чередующиеся с ними массивные биогермные образования (до 11 м) сложены микробиальными ассоциациями Ikella-Garwoodia-Girvanella в виде строматолитоподобных обрастаний вокруг табулятоморфных кораллов, строматопороидей и скоплений крупных брахиопод Pseudoconchidium kozhimicum Nikif. (определения Т.М. Безносовой). Сходные образования со скоплениями пентамерид отмечены А.Г. Кондиайн (1967) на р. Унья Северного Урала. на Полярном Урале (р. лек-елец) массивная толща сильно кавернозных биогермных, био- и литокластовых разностей доломитов имеет видимую мощность до 60 м. характерны линзовидные прослои (0.5–25 см) онколитовых и гравелитовых разностей, пласты (до 20 см) с мелкими микробиально-водорослевыми банками и темно-серыми доломитами со спонгиостроматовой структурой. Встречаются инкрустации синседиментационного цемента и скопления крупных брахиопод Harpidium sp.

Венлокско-нижнелудфордский рифовый комплекс на Северном Урале (р. илыч, устье р. Б. Косью) представлен известняковой толщей мощностью до 550 м, прослеживающейся на протяжении 8 км. Венлокская часть выделяется распространением илово-биокластовых и строматактоидных известняков, сменяющихся известняками строматолитовыми с прослоями онколитовых. Здесь представлен разрез илового холма с отчетливой тенденцией обмеления вверх (фазы стабилизации и колонизации рифовой вого биогерма, где отчетливо видны скоплеnovosemelicum Nl., гастроподония скелетного материала в центре, вокруг вых ракушняков (до 30 см в дликоторого происходит нарастание цианобактериальных оболочек онкоида. Горстианская ну) и обильный скелетный матечасть рифа на левом берегу р. илыч, напрориал. Отмечен также четырехтив устья р. Б. Косью.

биогермные известняки с разРис. 7. Типы синседиментационного морского цемента в брекчиях растрескивания нообразными ассоциациями циав основании лудфордской части рифа на пранобактерий Renalcis, Epiphyton, Рис. 8. Микрофотография афросальпингидо-микробиального биогермного известняка с губками plpinx () и цианобактериями Ldlvi (L), Rnlci (R), Hctpytn (H) из нижнелудфордской части рифа илыч.

Girvanella, Rothpletzella, Hedstroemia, Ludlovia, Sphaerina и Hecetaphyton.

Сфинктозойные афросальпингидные губки в составе строматолитовых каркасных известняков как индивидиумы прочно соединены в биогермной структуре с микробиальными организмами (рис. 8). Биокластовые и литокластовые разности обильны. Здесь представлена фаза диверсификации.

В верхней части разреза характерны строматолитовые обрастания вокруг кубков афросальпингид, ругоз, скоплений биокластов, микробиальных и иловых участков, рифовых конглобрекчии и биокластовые известняки. Риф перекрывается склоновыми циклично построенными верхнелудфордскопржидольскими илово-зернистыми известняками с прослоями рифового дебрита, но непосредственный контакт не наблюдается.

на Приполярном Урале (р. Кожим, район р. Балбанью) доломитовая венлокско-нижнелудфордская рифовая толща мощностью до 700 м залегает на фундаменте из карбонатных псефитолитов подводного каньона (ntnt- kin. 2008). Маломощное биокластовое основание рифа (фаза стабилизации) сменяется вверх по разрезу микробиально-коралловыми биогермными разностями, образованными тонковетвистыми табулятами Thecia, гелиолитоидеями Halysites, ругозами Holacanthia, Zelophyllum в ассоциации с цианобактериями Girvanella, Rоthpletzella, Renalcis, Ikella, багряными красными возраста характеризует рифовую экосистему на фазах колонизации и диверсификации. Скопления литокластового материала присутствуют крупные полости с тонкослоистым иловым материалом, свидетельствующие о проградации лудловской части Рис. 9. Биогермный микробиругозы Pseudoamplexus, Pseudomicroplasma ально- (цианобактерии Rnlci, Givnll, кальцимикробы) ко- (определения В.С. Цыганко) и табуляты ралловый (ругозы Zlpyll, табуляты Hlyit) доломит из венлокской части рифа Балбаэкосистемы уже лудловского рифа. Поверхнью, р. Кожим, пришлифовка.

гетеротрофов, подчеркиваемая уровнями распространения микробиальных сообществ в виде темной каемки, присутствие рельефно обособляемых биогермных тел, линз карбонатных песков и галечников характеризуют зону рифового плато с отмелями. фронтальная зона (водорослевый хребет) выделяется по обильным тонко- и волнистослойчатым строматолитоподобным коркам (протяженностью более 10 м и мощностью от 0.05 до 0.8–1.2 м) вокруг биокластового материала с преобладанием криноидного. К сожалению, отсутствует верхний контакт рифа Балбанью.

на Полярном Урале, на р. нияю, развита неравномерно доломитизированная толща рифовых известняков раннелудловского возраста мощностью до 390 м. Она прослеживается на протяжении 13 м и перекрывается верхнелудфордско-пржидольскими открыто-морскими отложениями. Разрез рифовой платформы в трех сечениях позволяет проследить палеоландшафтно-морфологическую структуру: фронтальную зону с системой рифовых ядер, зону рифового плато с внутририфовой лагуной и зону тылового склона рифа (Антошкина, 2003, рис. 41). Основание рифа (вид.

мощн. 46 м) представлено массивно-слоистыми пористыми биокластовыми доломитами с участками инкрустационного цемента. на крупных биокластах видны следы биокоррозии и прикрепления мелких Renalcis. Выше Рис. 10. характерные биогермные микробиально-фистулелловые известняки нижнелудловского рифа ния-ю: полевой образец и микрофотография.

в разрезе появляются участки с брекчиями растрескивания, ракушняками брахиопод Brooksina, Gypidula, Conchidium и корками соленопор. Эта фаза колонизации довольно резко сменяется фазой диверсификации, выражающейся в преобладании пористых биогермных доломитов, сложенных проблематическими гидроидами Fistulella, красными водорослями Solenopora и Parachaetetes, цианобактериями Girvanella, Epiphyton, Renalcis, Rothpletzella и кальцимикробами (рис. 10). Ругозы и строматопороидеи распределены небольшими скоплениями или разрозненно. Встречены корки багрянок размером до 810 см2 по площади. ироко развит инкрустационный цемент и неравномерная доломитизация. Рифовые конглобрекчии распространены в виде крупных линз до 4–6 м в ширину и длиной до 15–20 м. Отложения внутририфовой лагуны выделяются в виде пачки слоистых илово-зернистых вторичных доломитов (вид мощн. 4 м). В фазу диверсификации формируется наиболее мощная (110 м) часть рифа. Во фронтальной зоне распространены рифовые ядра или биогермы среди криноидных доломитов, мощные инкрустации синседиментационного цемента в брекчиях растрескивания.

Выше по разрезу (160 м) преобладают биокластовые разности с биогермными телами, брахиоподовыми ракушняками, скоплениями одиночных кораллов и ветвистых табулят. доминантная фаза рифовой экосистемы выделяется обилием строматолитовых обрастаний. В зоне тылового рифа развиты слоистые биокластовые разности с ракушняками ортоцератид и онколито-строматолитовые банки (Антошкина, 2003, рис. 45). Риф перекрывается линзовидно наслоенными биокластовыми разностями с остатками брахиопод Atrypoidea и Collorathyris позднего лудфордия. Рифовый дебрит в предрифовой зоне образует экзотические брекчии мощностью от 0.5 до 2 м среди тонкослойчатых зернисто-иловых известняков.

нижнедевонские рифы включают верхнелохковские изолированные рифы и пражско-нижнеэмсские линейные барьерные рифовые системы.

Верхнелохковская рифовая толща р. Б. Уса мощностью 160 м сложена массивными сильно пористыми вторичными доломитами. В ее основании выделяются криноидные биокластовые доломиты с линзами пористых биогермных микробиальных разностей и брахиоподовых ракушняков (фаза стабилизации). Выше по разрезу в полостях со скопленими биокластов и проблематических гидроидов Fistulella распространены крупные инкрустации синседиментационного цемента (до 2.5 см толщиной) – фаза колонизации. Строматолитоподобные микробиальные корки со структурой типа Spongiostromata имеют протяженность до 5–10 м и мощность до 50–60 см.

Появляются линзовидные прослои строматопоровых и биогермных (микробиальных и микробиально-строматопоровых) разностей и конгло-гравелитов с микробиальной каемкой обломков – фаза диверсификации. Видны иловобиокластовые уровни. Обилие линз и линзовидных пластов криноидных песчаников говорят о хорошо развитой зоне отмелей рифового плато. Отчетливо пятнистое распределение остатков брахиопод, остракод, гастропод, строматопороидей, ветвистых табулят и микробиальных желваков и сгустков. Верхняя часть рифа (10–15 м мощности) выделяется резкой несортированностью (от менее 1 мм до 5–6 см) скелетных фрагментов. на скоплениях биокластов развиты микробиальные корки и крупные пластинчатые колонии строматопороидей – доминантная фаза верхнелохковского рифа.

на Северном Урале наиболее эффектные и мощные выходы пражской массивной рифовой толщи (вид. мощн. до 300 м) отмечались многими исследователями в логу иорданского на р. В. Печора. для нее характерно широкое развитие структур «рифового туфа» и инкрустационного цемента. В составе палеоценозов консументную часть представляют остатки строматопороидей, ругоз, табулят, проблематических гидроидов фистулелл и мшанок. Среди гетеротрофов-рифолюбов, слагающих гнезда и линзы, преобладают остатки гастропод, ортоцератид, пелеципод, остракод, трилобитов и криноидей, но наиболее многочисленными и разнообразными (до 33 видов) являются остатки брахиопод (Биостратиграфия..., 1971). Цианобактерии Renalcis, Girvanella, Ikella, Rothpletzella в ассоциации с проблематическими гидроидами Fistulella и строматопороидеями формировали биогермные известняки. Вероятно, здесь представлена фаза диверсификации пражского рифа. Зона рифового плато прослеживается от р. Печоры до р. ежим, в восточном обрамлении которого развиты микробиально-водорослевые (?) известняки рифового гребня (Щербаков, 1977). Предрифовые брекчии в виде линз и прослоев среди аргиллитов отмечены на р. Печоре. Граница прагиена и эмса фиксируется пластом известняковых брекчий и гравелитопесчаников, водорослевых и амфипоровых конгломератов мощностью 4.5 м.

Выше появляются микробиально-водорослево-гидроидные биогермные известняки с линзами кораллов, строматопороидей, брахиопод и гастропод.

характерны строматолитоподобные обрастания вокруг скоплений скелетного и литокластового материала. В верхней части разреза отмечаются пропластки темных аргиллитов, которые сменяют биоморфные (коралловые и строматопоровые) известняки, чередующиеся с пластами кварцевых песчаников. Ориентировка кораллитов ругоз и желваковых ценостиумов строматопороидей, прослои криноидного песчаника характеризуют фации потоков и говорят о смещении раннеэмсских органогенно-аккумулятивных построек (по терминологии уйского, 1973) в область склона.

на Приполярном/Полярном Урале пражско-нижнеэмсская рифовая толща мощностью до 1200 м прослеживается в отдельных выходах на протяжении 17 км вдоль р. лемва (рис. 11). Распознается хорошо развитая палеоландшафтная рифовая структура (Антошкина, 1994, рис. 27–28, табл. VIII–II). из-за сильной преобразованности пород и кливажа выделить фазы экологической сукцессии сложно. фронтальная зона пражского рифа имеет видимую ширину выходов 400 м, а эмсского – почти полностью перекрыта сланцевой толщей среднего-верхнего девона. В этой зоне преобладают пористые биогермные микробиально-гидроидные (Fistullella и Taravalia) доломиты с гнездами грубого криноидного лома и фрагментами гидроидных. Зона песчано-галечной отмели выделяется обилием сортированного скелетного материала, органогенных и доломитовых песчаников и гравелитов. Микробиальные ассоциации Ikellа-Girvanella образовывали корки на поверхности песчаных и галечных валов. Биогермы в виде рифовых ядер обособлялись среди песчаных баров, что в современном рельефе наблюдается в виде изолированных останцов. Зона рифовых блоков характеризуется сахаровидными биогермными водорослево-микробиально-гидроидными доломитами с линзами темно-серых полибиокластовых доломитов. ироко распространены остатки брахиопод Karpinskia conjugula, Howellella, Gypidula, Delthyris, Pugnax и др., скопления мелких двустворок Hercynella.

Обильные многослойчатые инкрустационные корки имеют шаровидную отдельность. Вполне вероятно, что эта зона в структуре рифа подобна образованиям типа «негритянских голов» в современных рифах, отписанных Б.В. Преображенским (1986). Зона внутририфовой лагуны выделяется плитчатыми темно-серыми доломитами с микробиально-сгустковой и онкоидной структурами, с разнообразным биокластовым материалом (фрагменты цианобактерий, зеленых дазикладиевых водорослей, крупных Hercynella, Рис. 11. Схемы геологического строения района пражско-нижнеэмского рифа лемва, распределения рифовых фаций и палеогеоморфологический профиль рифа. Зоны: Iа – фронтальная (водорослевый хребет), 1 – краевая часть рифового плато, II – песчаногалечные отмели в пределах внутренней зоны плато, III – зона блоков, IV – тыловый склон рифа (богато заселенный); V – более удаленный склон с пэтч-рифами. Цифры – номера гастропод, брахиопод, ветвистых мшанок и чашечек криноидей). Зона удаленного тылового склона рифа включает небольшие пэтч-рифы в бассейне руч. Качашор и постепенно сменяется слоистыми доломитами зарифовой лагуны. нижнеэмсские породы зоны рифового плато значительно меньше доломитизированы и отличаются широким распространением в биогермных разностях наряду с Fistulella остатков строматопороидей, табулят и ругоз. Распознаются цианобактерии, водоросли зеленые дазикладиевые и красные багряные (рис. 11). Появляются линзочки неравнослойчатого кварцевого алевролита и прослои рифовых конглобрекчий.

на Полярном Урале пражско-нижнеэмсская рифовая толща мощностью 580 м прослеживается почти без перерыва на протяжении 5 км вдоль р. лек-елец, и в ней удалось проследить развитие рифовой экосистемы.

фазы стабилизации и колонизации (50 м) выделяются распространением мелкообломочных и биокластовых вторичных доломитов с небольшими скоплениями брахиопод Karpinskia и ветвистых табулят в верхней части.

Скелетный материал в отдельных прослоях отчетливо ориентирован. фаза диверсификации (310 м) характеризуется наибольшей массивностью выходов и преимущественно известняковым составом пражских биогермных микробиально-гидроидных известняков (рис. 12). Распространены рифовые конгломераты и гравелито-песчаники, несортированные биокластовые разности, скопления целых остатков раковинной (брахиоподы, гастроподы, ортоцератиды) и колониальной (табуляты, ругозы) фауны, Рис. 12. Биогермный микробиально-гидроидный доломит с полостями инкрустационного синседиментационного цемента, широко распространенный в пражской части рифа обильны колонии гидроидов Fistulella с желвачками Girvanella, корочки багряных водорослей Solenopora, обломки мшанок, табулят, ругоз. Выше появляются биогермные микробиально-строматопоровые известняки, сложенные дендровидными колониями строматопороидей Stachyodes в ассоциации с Wetheredella, Sphaerocodium и Renalcis, и строматолитовые колонии в ассоциации с крупными остатками члеников криноидей. Здесь же распространены строматолитовые корки вокруг скоплений табулят и ругоз. Эта часть разреза вероятнее всего характеризует фронтальную зону рифа в доминантной фазе. Завершают пражскую часть линзовидно переслаивающиеся биогермные, биокластовые, тонкофенестровые известняки и пористо-кавернозные доломиты с линзами брахиопод и крупных пелеципод Hercynella. Выделяются прослои брекчий и линзочки грубослойчатых доломитов с пропластками глинистых кварцевых алевролитов. В нижнеэмсской части (220 м) микробиально-строматопоровые биогермные разности редки, распространены тонкофенестровые известняки, остатки строматопороидей, амфипор, табулят и ругоз, которые биогермных тел не формировали. Появляются линзы пестроцветных мергелей, глинистых сланцев, кварцевых песчаников и рифовая экосистема прекращает существование.

РеГиОнАльные и ГлОБАльные ГеО-БиОСфеРные СОБыТия В иСТОРии РАннеПАлеОЗОйСКОГО РифООБРАЗОВАния Регион севера Урала является восточной частью ТиманоСевероуральского литосферного блока, расположенного в северовосточной части европейской платформы. начальный этап формирования континентальной окраины отражает формационная триада нижнего палеозоя (формации…, 2006). Кембрийско-среднеордовикская терригенная формация характеризует межконтинентально-рифтовый этап раскрытия Палеоуральского океана. Сменяющая карадокско-нижнеашгильская терригенно-карбонатная формация продолжает формирование пассивной континентальной окраины как карбонатной платформы-рампы и отражает пострифтовый этап. В строении среднеашгильско-нижнеэмской карбонатной формации отчетливо проявляется влияние чередующегося внутриплитного рифтогенеза и пострифтового погружения. Это запечатлелось в чрезвычайно пестром составе литокомплекса, представляющем сочетание карбонатных платформ-шельфов с дифференциацией условий осадконакопления и рифами на окраине и платформ-рамп с довольно однообразными в пределах платформы трансгрессивными трактами с присутствием кораллово-строматопоровых биогермов и биостромов (Антошкина, 2006).

Водорослево-губково-строматолитовые рифы возникли в середине ашгилия на окраине крайне мелководного шельфа, трансформированного из карадокско-раннеашгильской рампы с отмельным поясом в результате кого стояния уровня моря и аридного климата в зарифовом шельфе накапливались сульфатно-карбонатные толщи. Во второй половине ашгилла рифы были эродированы, а затем затоплены в яптикшорское время в результате эвстатического поднятия уровня моря при таянии ледников в южном полушарии. При резкой трансгрессии возможно кратковременное проявление эвксинных условий, заглушивших среднеашгильское рифообразование; так кровля рифа Бадъя на Приполярном Урале перекрывается прослоем черных углистого облика аргиллитов с рассеянной пиритизацией. Во время раннего хирнанта произошло глобальное понижение уровня моря, связанное с заключительной фазой позднеордовикского оледенения, о чем свидетельствует формирование экзогенных брекчий (бадъяшорская свита). Эта регрессия отмечена во многих регионах мира (nly, 2004).

непродолжительная фаза возобновления рифообразования во второй половине хирнанта на окраине шельфа завершилась резким обмелением в конце хирнанта. Окончательно позднеордовикское рифообразование прекратилось на границе ордовика и силура в связи с эвстатическим подъемом уровня моря при таянии мощных гондванских ледников (Klj et l., 2003). Эвстатическое падение и последующий подъем уровня моря в начале силура сопровождались глобальным биотическим событием массового вымирания Hirnant Event (pkvki, 1995). Возрождение бентосных сообществ после хирнантского массового вымирания проявляется в раннем лландовери распространением и разнообразием новых родов и видов табулятоморфных кораллов фавозитидного типа, мелких кораллов ругоз и строматопороидных губок в трансгрессивных трактах. Они здесь образуют небольшие биогермы. После длительного затопления в условиях гумидизации климата в раннем и среднем лландовери платформа-рампа в конце аэрония преобразуется в платформу-шельф с возобновлением рифообразования на окраине, что сопровождалось формированием карбонатных конглобрекчий подводных каналов на Приполярном Урале. Возникают рифовые комплексы с системой рифов-бугров и пэтч-рифов, однако в брахиоподово-кораллово-микробиальных сообществах позднеаэронских рифов разнообразия коралловой фауны не отмечается. Распространены цианобактериальные ассоциации, представители зеленых водорослей отмечены лишь как биокластика, а красных – в виде мелких желвачков. на границе среднего и позднего лландовери рифы были выведены на поверхность в результате крупной регрессии, которая проявляется во многих мелководных разрезах палеоконтинента Балтики (ilin…, 2003).

После обширной раннетелической (маршрутнинской) трансгрессии в начале позднего лландовери (Klj t l., 2003) рифообразование возобноKlj., вилось лишь в венлокское время (возможно только в позднем). Это связано с перерывом на границе лландовери-венлока, которое установлено по данным изотопии и конодонтам, а также по формированию красноцветной коры выветривания в средневеякской подсвите в разрезах силура хорейверской впадины, выявленной Р.В. хипели (ntkin, 2007). Как показаntkin, но во многих регионах мира, на этой границе содержание изотопов органического углерода возрастает во время биотического события Ireviken Event, отмечая начало раннего шенвудия основания венлока (Klj et l., 2003;

C, ltzn, 2005). В разрезах Приполярного Урала такого явления не было установлено (Mnnik, Mt, 2000) и мощность венлока в разрезах севера Урала не превышает 50 м, что дает основание говорить об отсутствии нижневенлокских отложений в регионе (Mnnik et l., 2000). В самых восточных карбонатных разрезах р. Кожим развита толща конглобрекчий манюкской свиты, где разные по генезису, размеру и форме обломки содержат два комплекса конодонтов: позднего аэрона и теличия, а цемент – только позднего теличия-раннего шенвудия? (ntkin, 2008). источником обломочного материала служили отложения окраины шельфа.

Устойчивое поднятие уровня моря определило рост рифов на окраине платформы-шельфа до середины лудфордия. формировались окраинношельфовые барьерные рифы мощностью до 700 м с типичной рифовой зональностью. Это время характеризуется широким развитием рифов на всех окраинах континента Балтии (li t l., 2003). После завершения ирейli., викенского биотического события венлокские и лудловские бентосные сообщества характеризуются распространением ветвистых табулятоморфных кораллов, строматопорат, остракод и двустворок. Ветвистые табуляты представлены небольшим числом видов рода Parastriatopora, единичных Laceripora и Thecia в отложениях зарифовых шельфов. Рифовые экосистемы венлока в одних случаях изобиловали крупными колониальными кораллами ругозами (размер колоний до 1 м), гелиолитоидеями (до 60 см в высоту), тециями (длиной 40 см) в ассоциации с гастроподами, брахиоподами, мшанками и разнообразными цианобактериями (Приполярный Урал), в других – преимущественно сообществами кальцимикробов и цианобактерий (Северный Урал). Такому разнообразию типов органогенных сооружений и рифовых сообществ способствовали палеотектонические особенности окраины Печорской плиты в венлокско-лудловское время (Антошкина, 2003, рис. 47). Граница венлока и лудлова в рифовых толщах проявлялась отчетливой регрессией с образованием либо вертикальных трещин, заполненных линзами гастроподовых ракушняков (Северный Урал), либо накоплением пачки мощностью 5–6 м конгло-гравелитов (Приполярный Урал). В зарифовом бассейне регрессия на этой границе, проявленная и в других регионах Балтики (Cltin…, 2000), фиксируется накоплением пачки кварцевых песчаников и алевролитов мощностью от 4 до 11 м.

Структуры лудловских рифовых сообществ отличаются от венлокских меньшим разнообразием трофических уровней, но имеют сходство в составе дроиды фистулеллы, сфинктозойные губки афросальпингиды и подчиненные – кораллы ругозы, мшанки) и микробиально-водорослевых (цианобактерий до 11 видов, красных–соленопорид, int di Wetheredella). Зеленые водоросли служили в качестве песчаного заполнения, как в современных рифах водоросли Halimeda. Отличия рифовых экосистем вдоль окраины шельфа выражались в преобладании тех или иных основных каркасостроителей и их размеров (Антошкина, 1994, с. 68). Редкость коралловой фауны, возможно, связана с обилием цианобактериальных и Fistulella-Ikella ассоциаций.

Следующее резкое обмеление в середине лудфордия, а затем резкое повышением уровня моря, вызвавшее возникновение эвксинных условий, сопровождались среднелудфордским биотическим событием Lau Event (Модзалевская, 1997). на Приполярном Урале (р. Кожим) в глинистых известняках, сменяющих черные аргиллиты на границе гердъюского (нижний лудфордий) и гребенского (верхний лудфордий) надгоризонтов, установлено содержание Сорг 2.9 % от объема породы, что говорит о его многократном превышении относительно нормы. Геохимические изменения на этой границе, проводимые на раковинах брахиопод показали, что положительная 13Ccb экскурсия началась в конце нижнего лудфордия, т. е. в основании события лау, увеличивалась в течение его и достигла максимального положения в конце события лау, отмечаемое во многих регионах мира (Mdzlvky, Wnzl, 1999).

есть предположение о связи этого события, как и предыдущих, с эпизодом похолодания (Lnnt t l., 2007). В зарифовых бассейнах были развиты тиLnnt., пичные аталассофильные геосистемы с преимущественно бикарбонатным составом, обусловившие формирование отложений лагун с образованием седиментационно-диагенетических доломитов и бедным комплексом эвригалинной фауны. Резкая смена обстановок седиментации в морском североуральском бассейне в конце раннего лудфордия от эродирования платформы до образования эвксинных обстановок во впадинах окраины шельфа в начале трансгрессии позднего лудфордия привели к коллапсу рифовой экосистемы и к завершению силурийского рифообразования (рис. 13).

Позднелудфордско-раннелохковское время характеризует существование платформы-рампы с накоплением сходных открытоморских фаций и комплекса бентосных организмов в пределах всего ТиманоСевероуральского региона. В бентосных сообществах ведущими компонентами являлись табулятоморфные кораллы Squameofavosites, Syringopora, Favosites, мшанки, строматопороидеи, брахиоподы, трилобиты, криноидеи, гастроподы и мшанки, менее распространены кораллы ругозы, ветвистые табуляты, остракоды и конодонты. Распространение илово-карбонатной седиментации и ассоциация таких глинистых минералов как гидрослюдахлорит-каолинит/иллит в аргиллитах свидетельствуют о гумидизации климата после. Аридизация климата в венлокско-раннелудфордское время проявлялась накоплением сульфатов в предела х Печорской синеклизы.

Рис. 13. Взаимосвязь эволюции рифообразования с гео-биосферными событиями в раннем палеозое: с региональными и глобальными тектоническими событиями, событиями вымирания и оледенения, физико-химическими параметрами морской среды, колебаниями уровня моря и эволюцией карбонатных платформ. Граница между образованием областей низкомагнезиального кальцита и арагонита+высокомагнезиального кальцита показана горизонтальной линией на уровне Mg/C=2. Условные обозначения: 1 – прибрежная аллювиальная и озерно-болотная равнины: 2 – приливно-отливные равнины; 3 – засолоненные равнины, сабхи; 4 – шельфовые лагуны с нарушенным водообменом; 5 – открытое море – рампа; 6 – рифовые отмели; 7 – континентальный склон; 8 – батиаль.

Рифообразование возобновилось в позднем лохкове после проявления на границе силура и девона резкого обмеления и дифференциации осадконакопления в результате пассивного Печоро-Колвинского рифтогенеза (Малышев, 2002). на окраине платформы-шельфа формировались мшанково-строматопорово-строматолитовые рифы. Зарифовые отложения (сотчемкыртинская свита) представлены хемогенными и глинистыми доломитами с единичными прослоями пористых кораллово-строматопоровых доломитов. В пределах Предуральского краевого прогиба и Печорской синеклизы формировались мощные карбонатно-сульфатные толщи, что говорит об аридизации климата в это время. Рифовые экосистемы позднего лохкова на начальных фазах характеризовались пионерными видами – кальцимикробы и цианобактерии, позднее появляются мшанки, строматопороидеи, брахиоподы, гастроподы, криноидеи. Строматолитовые цианобактериальные маты были наиболее характерными представителями позднелохковского рифового сообщества. Подобная ситуация была в рифовых экосистемах среднего ашгилла, когда воды были также насыщены сульфатами. К тому же морской бассейн, начиная с венлока, мелел и сокращался в связи с формированием каледонского коллизионного пояса со стороны Балтийского щита. В пражское время зарифовые шельфовые впадины заполнялись осадками озерно-болотных и аллювиальных равнин, вытесняя карбонатонакопление в узкую зону. Рифы располагались на окраине карбонатного шельфа с расширяющейся терригенной седиментацией. Тем не менее, в прагиене в условиях устойчивого погружения континентальной окраины развивается система самых мощных барьерных рифов с наиболее развитой фациальной зональностью. Комплексы каркасостроителей и рифолюбов характеризуются сходством в пределах всего Западного Урала (n- ntkin., Knigf, 2008). Предпозднеэмсское время характеризовалось реnigf, гиональным перерывом, вызванным существенным подъемом наибольшей части Печорской плиты, а столкновение палеоконтинентов Балтии и лаврентии вызвало в свою очередь перекомбинацию субдукционной системы (Пучков, 2000). Рифовые экосистемы пражско-раннеэмсских рифов отличались набором автотрофных и гетеротрофных организмов (ntkin, 2003).

наиболее широко были распространены симбиоз проблематических гидроидов Fistulella-Pedifolium с инкрустирующими цианобактериями Ikella и зеленые дазикладиевые водоросли. Раннеэмсская экосистема представлена редуцированным микробиально-водорослево-гидроидным сообществом с кораллами ругозами, строматопороидеями, брахиоподами и гастроподами.

Однако выдвижение условий прибрежных аллювиальных равнин к окраине шельфа вытеснило раннедевонскую рифовую экосистему сначала в условия склона, где она начала угасать, а затем полностью прекратила существование из-за интенсивной терригенной и глинистой седиментации. В начале ведшее к изменению условий на окраине платформы и возможному проявлению главной фазы биотического события Dalejan Event (Gci-lcld, 1997). В позднем эмсе в пределах всей платформы были распространены тонкие карбонатно-терригенные илы в условиях гумизации климата.

Сложная история раннепалеозойского рифообразования отражается в своеобразии биогенных каркасов. Среди них обособляются следующие категории: скелетные метазойные, скелетные метазойно-микробиальные, скелетные микробиальные и нескелетные кальцимикробные. Скелетные метазойные биогенные каркасы коралловые, мшанково-коралловые, кораллово-строматопоровые. Такие биогенные каркасы типичны в верхнекарадокских, среднелландоверийских, верхнелландоверийских (телических), пржидольских и нижнелохковских биогермах и биостромах, развитых в трансгрессивных трактах платформ-рамп. Скелетные метазойно-микробиальные биогенные каркасы (во взаимовыгодных отношениях) наиболее распространенная группа – это мшанково-кораллово-микробиальные, микробиально-коралловые, губково-водорослево-строматолитовые, строматопорово-кораллово-микробиальные, губково-гидроидно-микробиальные и мшанково-строматолитовые типы, характерные для среднеашгильских, верхнеаэронских, венлокско-нижнелудфордских (Приполярный Урал), нижнелудфордских (Полярный и Северный Урал) и верхнелохковско-пражских рифов. Они формировали биогенные каркасы рифов на окраинах платформ-шельфов со сложной дифференциацией дна и чаще всего в ассоциации с обширной карбонатно-эвапоритовой седиментацией в конседиментационных впадинах и на себхах зарифовых водоемов.

Скелетные микробиальные биогенные каркасы характеризуются тем, что в них морфология и основные признаки анатомического строения цианобактерий распознаются, – строматолитовые и строматолитоподобные каркасные структуры типичны. Они менее распространены, чем первые две категории, и формировали биогенные каркасы в позднеордовикских рифах на доминантной стадии. Нескелетные калъцимикробные биогенные каркасы – это структуры микробиолитов (тромболитов), которые отмечены в пэтч-рифах верхнего аэрония, иловых холмах венлока и лохкова, органогенно-аккумулятивных склоновых постройках нижнего эмса. Они характеризуют первые две фазы сукцессии рифовой экосистемы и отражают формирование первой стадии рифообразования (стадия холмов по,, 1992). Своеобразие таких каркасов в отличие от скелетных, вероятнее всего, состояло в том, что в формировании биогенных структур преобладал процесс не биоминерализации, а органоминерализации. При этом аккреция илового материала и микробиальных пелоидов происходила благодаря ускоренному формированию новообразованного кальцита на отмершем органическом веществе мягких тканей мелких сессильных организмов (губок, мшанок) и бактерий. Мелкая узорчатость (фенестровая структура) имеет отчетливый строматактисовый облик, образование которой в пэтч-рифах и микробиальных холмах объясняется наличием микробиальных матов с их последующей перекристаллизацией. Массовое развитие микробиальных организмов перенасыщает окружающие воды органическим веществом и влияет тем самым на обстановку, изменяя ее в неблагоприятную среду для существования бентосной фауны. Об этом свидетельствует темный цвет пород (из-за разложившейся органики), слойчатое расположение (характерное для цианобактериальных матов) и фактическое отсутствие остатков фауны. Открытые полости цементировались изопахитовой кальцитовой коркой, образуя Stromatactis, или заполнялись другой генерацией илового продукта. Приуроченность таких биогенных структур к обстановкам шельфовых склонов (холмы), тыловых рифовых склонов или лагун (пэтч-рифы), где существовали спокойноводные условия, обеспечивала их обилием микробиальных организмов и способствовала формированию довольно крупных структур.

Анализ биогенных каркасов показывает широкое распространение в них микробиальной составляющей – первичных продуцентов фаз стабилизации и колонизации (пионерная фаза) в рифовых экосистемах. Экосукцессия рифовых экосистем – организованный и направленный процесс развития сообществ и видов от пионерной стадии до климаксной, который осуществляется там, где внешние физико-химические факторы не претерпевают значительного изменения, т. е. приводит к возрастанию биологического контроля среды и стабилизации экосистемы при росте рифа (Cp- Copp, 1994). факт обилия пионерных колонизаторов в рифовых экосистемах является отражением частых гео-биосферных изменений – проявление стрессов во время развития рифов (рис. 13). К их числу относятся следующие региональные события: 1 – активизация блоков фундамента Печорской плиты по разломам, унаследованным с докембрийского времени;

2 – неоднократное проявление процессов рифтогенеза (дифференциация обстановок седиментации платформ-шельфов) и пострифтового погружения (трансгрессивные тракты в пределах платформ-рамп); 3 – формирование коллизионного пояса на северо-западе Печорской плиты и увеличение областей поднятия. Глобальные биосферные изменения в раннем палеозое в первую очередь связаны с периодами похолодания на Гондване, проявлявшимися периодически в позднем ордовике-раннем силуре и возможно кратковременно в позднем силуре, что отражалось в эвстатических колебаниях уровня моря и геохимических изменениях гидросферы (Cpt, 1998;

Klj t l., 2003; Lnnt t l., 2007). Глобальные регрессии в результате похолодания вызывали экспозицию карбонатных платформ – эродирование поверхности рифов и зарифовых шельфов, создавая стрессовые ситуации в бентосных экосистемах. Последующие глобальные трансгрессии как отражение периодов потепления вызывали резкое углубление дна бассейна и проявление эвксинных условий, которые пагубно влияли на рифовую экосистему. Как правило, возникновение таких обстановок фиксировалось появлением слоев-горизонтов черных, часто углистого облика, аргиллитов с разным типом пиритизации. иногда это ограничивалось только пиритовой импрегнацией. При нарушении океанской циркуляции вследствие глобальных колебаний уровня моря явление аноксии имело глобальный характер, что проявлялось в биотических событиях вымирания. Ранг биособытий зависел от масштабности проявления аноксии (cn nxic vnt).

В течение раннего палеозоя в регионе нашли отражение следующие биособытия, непосредственно связанные с гибелью рифовых экосистем: хирнантское глобальное событие массового вымирания на границе ордовика и силура (ГСМВ) и биотические события вымирания (СМ) – лау (граница нижнего и среднего лудфордия) и дэйлиджин (на границе нижнего и верхнего эмса). интересным фактом является установление связи аноксических событий с формированием углеродистых осадков вследствие усиленной фоссилизации органического вещества за счет обогащения поровых вод фосфатом, что говорит о прямой генетической связи между аноксией и фосфогенезом (юдович, 2006). Подтверждением такой связи могут являться региональные фосфатоносные горизонты в глинисто-углеродистых сланцах харотской свиты лемвинской структурно-формационной зоны севера Урала на венлоксконижнелудловском и лохковско-пражском уровнях (Осадочные формации…, 1986). именно в конце этих интервалов отмечается затухание рифообразования (силурийского и раннедевонского), что предполагает вынос в фотическую зону обогащенных питательным веществом вод, предварительно накопленных в аноксичных бассейнах во время оледенения. Обобщенная кривая 34 показывает, что для отложений верхнего ордовика-нижнего девона характерны средние значения, которые предполагают интенсивную сульфатредукцию в широко распространенных аноксичных бассейнах того времени (Mtin, 1996). Что касается верхнеордовикских проявлений фосфоритов, то здесь прямая связь нарушена процессами мезо-кайнозойского гипергенеза, в результате которых сформировалась мощная среднеордовикская фосфатоносная кора выветривания (Софроновское месторождение и три крупных рудопроявления) на Полярном Урале (Силаев, 1996).

Среди крупных гео-биосферных событий, влиявших на химизм вод и океанскую циркуляцию в раннем палеозое и соответственно на структуру рифовых сообществ, можно также отметить глобальные тектонические процессы, вызывавшие увеличение областей эрозии и поступления питательных веществ, повышающих мезотрофность вод. В результате таких стрессов в рифовых экосистемах преобладающими становились кальцимикробные и цианобактериальные сообщества как наименее восприимчивые к изменениям экологических факторов (уровень моря и изменения солености, питательные поступления), чем метазои. Сообщества с преобладающими гидроидно-водорослево-микробиальными ассоциациями были ограничены в их трофической структуре. Важно также учесть, что расширение (спрединг) Палеоуральского океана и становление островодужных структур с основным вулканизмом, активизации которых заканчивается в раннем девоне (диденко, Руженцев, 2001), могли в совокупности с потеплением способствовать появлению эвксинных условий, приводивших к гибели рифовых экосистем. Установлено, что скорость спрединга вдоль срединноокеанических хребтов влияла на соотношение Мg/C, S04/Cl и N/K морской воды и минералогию секретирующих организмов (Hdi, 1996). Ранний палеозой был временем коренных перестроек в структуре Земли, закрытием древних и открытием новых океанов вокруг палеоконтинента Балтии – Палеоуральского, Палеоазиатского, а также существующего Палеотетиса. исходя из того, что основные рифостроящие и осадкообразующие организмы имели преимущественно кальцитовый состав и интенсивную биокальцификацию (массивные колонии кораллов и гидроидов, мощные строматолитовые маты, мощные рифовые тела), метазойные организмы и цианобактерии секретировали преимущественно низкомагнезиальный кальцит (< 4 l % MgCO3), характерный для морских вод при высоких скоростях спрединга (Stanley, Hardie, 1999).

Анализ раннепалеозойского рифообразования показывает, что своеобразие биогенных каркасов определяли: а) экологическая стабильность таксонов, имеющих кальцитовый состав скелетов; б) видовая устойчивость скелетных бикарбонатов, не зависящая от биотических событий; в) массовое распространение микробиальных сообществ в ответ на тектоническую активизацию и г) появление нескелетных кальцимикробных карбонатов, обусловленное эвстатическими колебаниями уровня моря.

Таким образом, рифообразование в раннем палеозое Североуральского региона не регулировалось эволюцией скелетной бентосной биоты, а в большей степени было связано с глобальными эвстатическими колебаниями уровня моря и контролировалось тектонической эволюцией Печорской Работа проводилась в рамках Программы Президиума РАн № 5/2, Антошкина А.И. 1994. Рифы в палеозое Печорского Урала. СПб.: наука. 154 с.

Антошкина А.И. 2003. Рифообразование в палеозое (на примере севера Урала и сопредельных территорий). екатеринбург: УрО РАн. 303 c.

Антошкина А.И. 2006. Пространственно-временные связи в структуре нижнепалеозойской калейдовой формации севера Урала // Проблемы геологии и минералогии. Сыктывкар:

Антошкина А.И. 2007. нижний палеозой верховьев р. Кожим, Приполярный Урал / изучение, сохранение и использование объектов геологического наследия северных регионов (Республика Коми): Мат-лы науч.-практ. конф. Сыктывкар: Геопринт. С. 65–67.

Биостратиграфия силурийских и девонских отложений Печорского Урала. 1971 / А.и. Першина, В.С. Цыганко, Э.С. Щербаков и др. л.: наука. 130 с.

Диденко А.Н., Руженцев С.В. 2001. Геодинамическая модель формирования Полярного Урала // Тектоническая история Полярного Урала. М.: наука. С. 137–169 (Тр. Гин Зоненшайн Л.В., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. 990. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: наука. 1327 с.

Кондиайн А.Г. 1967. Силурийские и нижнедевонские отложения Бельско-елецкой фациальной зоны Печорского Урала. л.: недра. С. 87–122 (Тр. ВСеГеи. нов. сер., т. 144).

Космынин В.Н., Геккер М.Р. 1997. Сукцессия на рифах // Рифогенные постройки в палеозое Малышев Н.А. 2002. Тектоника, эволюция и нефтегазоносность осадочных бассейнов европейского севера России. екатеринбург: УрО РАн. 270 с.

Модзалевская Т.Л. 1997. Среднелудфордское событие в эволюции силурийских брахиопод европейской провинции // Стратиграфия. Геологическая корреляция. Т. 5. № 3. С. 3–9.

Осадочные формации лемвинской зоны Урала и перпективы их рудоносности. 1986 / А.и. елисеев, я.Э. юдович, А.А. Беляев и др. (Сер. преп. «научные доклады»; вып.

Преображенский Б.В. 1986. Современные рифы. М.: наука. 244 с.

Пучков В.Н. 2000. Палеогеодинамика южного и Среднего Урала. Уфа: даурия. 146 с.

Силаев В.И. 1996. Минералогия фосфатоносных кор выветривания (Полярный Урал). СПб:

формации палеозоя северо-восточной окраины европейской платформы. 2006 / елисеев А.и., Салдин В.А., Антошкина А.и. и др. (Сер. преп. «научные доклады»; вып. 151).

Шуйский В.П. 1973. известковые рифообразующие водоросли нижнего девона Урала. М.:

Щербаков Э.С. 1977. Терригенный девон западного склона Северного Урала. л.: наука. 160 с.

Юдович Я.Э. 2006. Семь генотипов фосфогенеза // Вестник ин-та геологии. № 6 (138). С. 2–6.

Antoshkina A.I., Soja C.M., White B. 2000а. Nw dt n t cpitin f Ldlw f in t yktyvk: Gpint. P. 22–26. (Ictylit I, pcil Pblictin, 6).

Antoshkina A. Eclgy f Lw Dvnin f in t Wtn Ul // CF, 2003. V. 242: 111–123.

Antoshkina A.I. 2007. ilin -lvl nd bitic vnt in t Tin-ntn Ul gin:

dintlgicl pct // ct Plntlgic inic. V. 46: 23–27.

Antoshkina A. 2008. Lt Odvicin-Ely ilin fci dvlpnt nd nvinntl Antoshkina A., Knigshof P. 2008. Lw Dvnin f tct in Ri – n xpl f Baarli B.G., Johnson M.E., Antoshkina A.I. 2003. ilin ttigpy nd Plggpy f Brenchley P.J. 2004. End Odvicin Glcitin / Wbby.D., Pi F., D M.L., Pcivl I.G. (d): T Gt Odvicin idivifictin Evnt. Clbi Univity P, Nw Caputo M.V. 1998. Odvicin-ilin glcitin nd glbl -lvl cng / Lnding E., Cramer B.D., Saltzman M.R. 2005. ttin f 12C in t dp cn ding t ly Wnlck (ilin) pitiv cbn itp xcin // Plggpy, Plclitlgy, Plclgy. V. 219: 333–349.

Crowley T.J., North G.R. 1991. Plclitlgy. Nw Yk (Oxfd Univ. P). Р. 1–171.

Garcia-Alcalde J.L. Nt Gndwnn Ein vnt // Epid, V. 20, № 4. P. 241–246.

James N.P., Bourque P.A. 1992. Rf nd мnd / R.G. Wlk, N.P. (d). Fci Mdl Kaljo D., Martma T., Mannik P., Viira V. 2003. Iplictin f Gndvn glcitin in t ltic Lehnert O., Eriksson M.J., Calner M. t l. 2007. Cncnt dinty nd itpic indictin f Mnnik P., Martma T. 2000. Llndvy-Wnlck bndy in t bpl Ul // Ictylit Mnnik P., Antoshkina A.I., Beznosova T.M. 2000. T Llndvy-Wnlck bndy in t Martin R.E. 1996. cl inc in ntint lvl tg t Pnzic: iplictin f Modzalevskaya T.L., Wenzel B. 1999. ittigpy nd gcity f Upp ilin bcipd f t Tin-Pc gin (Ri) // ct Gl. Plnic. V. 49. P. 145–157.

Scotese C.R. 2004. Plggpic tl. Plp Pjct. Clgy.

Sepkoski J.J.Jr. 1995. Pttn f Pnzic xtinctin: ppctiv f glbl dt b / Intntinl Intdicipliny cptin in t IGCP pjct 216 “Glbl bilgicl vnt Stanley S.M., Hardie L.A. 1999. Hypclcifictin: plntlgy link plt tctnic nd gcity t dintlgy // G Tdy. V. 9 (2). P. 1–7.

Рифогенные формации и рифы в эволюции биосферы.

Серия «Гео-биологические системы в прошлом». М.: ПИН РАН, 2011. С. 142–154.

http://www.paleo.ru/institute/files/rif.pdf Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, Якутск В среднем палеозое Северо-Востока Азии выделены два рифовых пояса: Верхоянский и Новосибирско-Колымский. В состав первого входят Сетте-Дабанская и Хараулахская, а в состав второго – Новосибирская, Яно-Индигирская, Момская, Омулевская и Приколымская карбонатные платформы. Наивысший пик рифообразования приходится на поздний венлок – ранний лудлов. В нижнем и среднем палеозое Северо-Востока Азии выделяются три цикла рифообразования II порядка: позднеордовикско-позднесилурийский, раннелудловский, пржидольско-раннедевонский и среднедевонскораннекаменноугольный, два первых из которых характеризуются асимметричным строением: продолжительной инициальной стадией с образованием простых рифовых построек и короткой финальной стадией, на которой происходило формирование сложных рифовых систем большой мощности. В среднедевонско-раннекаменноугольном цикле вспышки рифообразования наблюдались в позднем живете, среднем фране и раннем карбоне. Доминирующими рифостроителями в течение среднего палеозоя оставались водоросли, а субдоминантными – табулятоморфные кораллы, ругозы и строматопораты.

Ключевые слова: рифообразование, карбонатная платформа, риф, рифовый пояс, средний палеозой, Северо-Восток Азии.

Рифовые системы относятся к открытым нелинейным, диссипативным, динамическим, автоколебательным системам. Они являются основными поставщиками биологической продукции. В среднем палеозое на территории Северо-Востока Азии выделяется два крупных биосферных ритма, максимумы биопродуктивности которых приходятся на поздний прагий – ранний эмс и поздний девон – ранний карбон (Баранов, 2008).

Палеозойским рифовым системам различных континентов посвящена обширная литература. В среднем палеозое Северо-Востока Азии рифовые системы пользуются широким распространением, но до настоящего времени им не уделялось должного внимания, хотя в мировой практике с ними связаны крупные месторождения нефти и газа, бокситов, фосфоритов и нерудного сырья. В верхнесилурийских отложениях, включающих рифы, обнаружено золото-ртутное оруднение. К погребенным палеозойским рифовым платформам на шельфах Восточно-Сибирского и моря Лаптевых могут быть приурочены крупные месторождения углеводородов. Некоторые девонские рифовые постройки Восточной Якутии описаны Т.С. Альховик и В.В. Барановым (2001).

В среднем палеозое на территории Северо-Востока Азии располагался эпиконтинентальный морской бассейн, в строении дна которого выделялись положительные и отрицательные формы рельефа. Наиболее крупные положительные морфоструктурные элементы были представлены карбонатными платформами на пологих склонах которых и происходило образование рифовых построек. Этимология термина «карбонатная платформа», морфология, топография, генетические особенности строения карбонатных платформ рассматриваются в монографии В.Г. Кузнецова (2003). Нами были выделены изолированные открыто-морские и окаймляющие рифовые карбонатные платформы (Альховик, Баранов, 2001, 2002; Баранов, 2007). Первые соответствуют по В. Райту и Т. Бахитте (,, 16) изолированным, а вторые – эпиконтинентальным платформам. К изолированным открыто-морским платформам были отнесены: Сетте-Дабанская, Яно-Индигирская, Момская и Омулёвская, а к окаймляющим – Приколымская. Вероятно, к первому типу, следует относить также Хараулахскую и Новосибирскую карбонатные платформы. Рифовые системы, входящие в состав этих платформ, образуют два рифовых пояса: Верхоянский и Новосибирско-Колымский (рис. 1). По отношению к урезу воды рифовые постройки, входящие в состав карбонатных платформ, относятся к погруженным. Отсутствие шлейфов с крупнообломочной составляющей свидетельствует о том, что верхняя часть их в большинстве случаев находилась ниже базиса волновой эрозии и накопление осадков полностью компенсировалось скоростью прогибания морского дна. Исключение составляют Приколымская платформа, на западном обрамлении которой обнаружены конгломератобрекчии в составе известковокарьерской свиты (ранний эмс) (Альховик, Баранов, 2001) и центральная часть Яно-Индигирской платформы (нижнее течение р. Кибэриньэ), пласты конгломератов входят здесь в состав себечанской 1 – Талынджинский, 2 – Белогорский, 3 – Хобочалин- грессивно-регрессивными ский, 4 – Крестюряхский, 5 – Мирнинский, 6 – Кремегациклами. Инициальстовский.

от аридного к муссонному климату. В этот интервал времени преобладают процессы карбонатообразования. К середине мегациклов приурочено накопление углеродисто-глинистых толщ – это время доминирования муссонного климата. Процессы рифообразования на изученной территории в этот промежуток времени практически нивелируются. Финальные стадии мегациклов представлены карбонатными отложениями, которые коррелируются с переходным от муссонного к аридному климату. Завершаются они сульфатоносными отложениями. В это время на территории Северо-Востока Азии устанавливается господство аридного тропического климата.

всего среднего палеозоя. Его интенсивность коррелируется с колебаниями уровня Мирового океана и инверсиями климата. Каркасные рифовые постройки представлены биостромами, Наиболее крупные органогенные постройки приурочены к финальным стадиям трансгрессивнорегресивных мегациклов и установлены в позднем венлоке – раннем лудлове – Талынджинский и Крестовский рифовые, Крестюряхский и Мирнинский биогермные массивы и раннем девоне – Белогорский биогермный массив в Селенняхском кряже и Хобочалинский биостромный массив в хребте Талынджинский рифовый массив в Селенняхском кряже прослеживается вдоль правого борта р. Талынджи более чем на 12 км, от руч. Гона до р. Сеймчан и далее ниже по течению в порогах р. Сакынджи. Два его небольших выхода установлены и на левом борту: один против устья руч.

Гона и второй – против устья руч. Кривого. Рифовый массив имеет асимметричную форму с более крутым северо-восточным склоном. Он входит в состав рябининской свиты. Его максимальная направлениях она плавно уменьшается. Рифовый массив сложен (биогермами), в поперечном сечении имеющими эллипсоидальную форму и спирале- Рис. 3. Крестюряхский биогермный массив.

Рис. 4. Литофациальный разрез через Талынджинский рифовый (I) и Белогорский (II) биогермный массивы: каркасные рифовые образования. 1 – рифы, 2 – биогермы, 3 – биостромы. Обозначения: 4, 5 – известняки: 5 – глинистые; 6, 7 – доломиты: 7 – с кремнистыми прослоями; 8 – мергели; – алевролиты; 10 – конгломераты; 11 – пестроцветность;

12, 13 – границы: 12 – литостратиграфические, 13 – геохронологические; 1 – 10 – свиты:

1 – рябининская, 2 – артыхюряхская, 3 – талынджинская, 4 – датнинская, 5 – сагырская, 6 – неличенская, 7 – криворучьевская, 8 – геремганджинская, – герская, 10 – пряникская.

видную структуру. Длина их колеблется от первых метров до первых десятков метров, а диаметр поперечного сечения – от первых метров до полутора десятков метров. На поперечных сечениях биогермов прекрасно видно, что каждый из них состоит из биогермных образований более низкого порядка, также имеющих эллипсоидальную форму. Полости между ними заполнены карбонатным материалом. В северо-восточном рифовый массив замещается темно-серыми микрозернистыми доломитами, в северо-западном направлении – темно-серыми микрозернистыми доломитами с пластами брахиоподовых ракушняков, а в юго-западном и южном – красноцветными мергелями.

Если для Талынджинского рифового массива характерна плотнейшая упаковка водорослевых биогермов, то Крестюряхский биогермный массив в хр.

Тас-Хаяхтах и биогермный массив в Омулёвских горах (Орадовская, 186, рис. 10) образованы серией одиночных водорослевых биогермов, расположенных в толще слоистых доломитов. К северу, в бассейне р. Артых-Юрях Крестюряхский массив окаймлен фациями зарифья, представленными слоистыми доломитами с двухметровым пластом конхидиумовых ракушняков, входящих в состав рябининской свиты, которая перекрывается сульфатоносной пестроцветной артыхюряхской свитой. В истоках р. Болдымбы зарифовые фации представлены мощной до 400 м толщей гипсоносных мергелей и доломитов. Крестовский рифовый массив занимает водораздельную часть хр. Улахан-Сис. В истоках руч. Крестовка левого притока р. Кресты он сложен двухсотметровой толщей белых крупнозернистых, массивных водорослевых доломитов, в которых встречаются редкие раковины брахиопод представителей рода Hapdm. Рифовый массив прослеживается в бассейн р. Эрчи на расстоянии около трех километров.

В позднем лудфорде наблюдается максимум регрессии. Площади карбонатонакопления и, соответственно, рифообразования в это время резко сокращаются. Прекращают существование Талынджинский рифовый и Крестюряхский биогермный массивы. Первый перекрывается мощной (до 100 м) толщей красноцветных песчаников, а второй – красноцветными мергелями с линзовидными прослоями гипса и ангидрита мощностью до 410 м.

В пржидольском веке, в связи с начавшейся трансгрессией, открыто морские обстановки существовали на территории хр. Улахан-Сис (бассейны рек Правого Наанчана, Кусаган-Юрэха, Озёрной и Крестов), Селенняхском кряже (бассейны рек Талынджи, Сакынджи и Джапканджи-I), на восточном склоне хр. Тас-Хаяхтах (бассейны рек Тэбэтея, Борыллаха и Нахатты) и юго-западном склоне Омулёвских гор (бассейн р. Таскан).

На остальной территории Северо-Востока Азии продолжали накапливаться сульфатоносные и терригенные красноцветные осадки. Основными рифостроителями в это время продолжают оставаться водоросли. На отмелях они образовывали плоские, линзовидные, маломощные тела биостромов, а сообщества замковых брахиопод Aypoda poa (Sal) и Collaoys В лохковском веке также не отмечается крупных органогенных построек, но наряду с водорослевыми, на всех карбонатных платформах происходит образование коралловых (табулятовых) биостромов, сложенных полипняками Favoss admabls Dbaolov и F. soals Sokolov Tsakov.

В первой половине пражского века продолжается формирование биостромов. В качестве каркасостроителей выступают водоросли, табуляты, колониальные ругозы и строматопораты. Два крупных биострома встречены в составе нижнесагырской подсвиты Селенняхского кряжа, на правобережье р. Талынджи. Здесь, на правом борту среднего течения руч. Гона каркас первого биострома сложен крупными (до 0.4 м в диаметре) караваевидными, булковидными и уплощёнными полипняками табулят Calapoa maopoosa Dbaolov и Samoavoss ns Smnova, плотно наросшими друг на друга. Промежутки между ними заполнены веточками табулят Favoss soals Sokolov Tsakov, реже Yakopoa nna (Dbaolov) и глинисто-известковым матриксом с большим количеством раковинного детрита. Верхняя часть биострома (0.8 м) сложена стелющимися полипняками аулопорид. Количество глинисто-известкового матрикса не превышает 20 %. Мощность биострома 7 м. Он протягивается на левый водораздел ручья, где его мощность возрастает до 14 м (Альховик, Баранов, 2001).

Второй биостром залегает в 55 м выше по разрезу. Каркасостроители представлены крупными колониями ругоз Tamyopyllm and (Dn n nson) и табулят Favoss kolymnss Tnysv, Samoavoss ns Smnova; ветвистыми полипняками табулят Yaopoa nna (Dbaolov), ругозами Psdoamplxs alas (Dybovsk), булковидными и пластинчатыми полипняками строматопорат. Промежутки между полипняками заполнены мелкими веточками Yaopoa allas (Yan), раковиYan), нами брахиопод, члениками криноидей, шламовым детритом, глинистым материалом. Мощность 12 м. Биостром прослеживается вниз по течению вдоль правого борта р. Талынджи на протяжении 12 км до руч. Медвежьего, где его мощность уменьшается до 7 м.

На этом же стратиграфическом уровне расположен коралловый биостром в хр. Улахан-Сис, на левобережье р. Кресты. Здесь, на правом водоразделе руч. Крестовки он сложен крупными до (0.2–0.3 м в диаметре) полипняками табулят Favoss kolymnss Tnysv, Samoavoss ns Smnova, Alvols kkovnss (Dbaolov), ругозами Psdoamplxs alas (DyDbaolov), заполнены веточками табулят Paypoa ylnda Tnysv, Yaopoa allas (Yan), ругозами, раковинами брахиопод, крупным и мелким детриYan), том, сцементированным разнозернистым известняком.

В Южном Верхоянье в раннепражское время также происходило образование биостромов. Один из них встречен в составе среднесеттедабанской подсвиты. Здесь, на правобережье р. Восточной Хандыги, на правом борту руч. Тихого каркас биострома образован табулятами и в меньшей степени строматопоратами. Каркасостроители: караваевидные и булковидные полипняки Favoss kolymnss Tnysv, Samoavoss ns ols kkovnss (Dbaolov). Полипняки расположены тесно по отношению друг к другу. Каркасостроители составляют около 70 % биострома. Промежутки между ними заполнены средними и мелкими обломками ветвей табулят Paasaopoa zonsnkaja Dbaolov, Yaopoa nna (Dbaolov), мелкими веточками Paypoa aa (Tdnova), Saopoa sasw Pz, члениками криноидей, раковинами брахиопод Kolboona pymaa (Alksva) и панцирями трилобитов, сцементированных чёрным глиниAlksva) ) стым органогенно-детритовым известняком, количество которого не превышает 10 % от массы биострома. 70 % массы каркасостроителей захоронены in situ, остальные перевернуты. В 2 м выше биострома залегает пласт органогенного известняка (мощностью 0. м), сложенный пластинчатыми полипняками табулят Alvols kkovnss (Dbaolov), реже встречаются караваевидные полипняки Samoavoss ns Smnova. Обрастания не наблюдается. Расстояние между полипняками по вертикали 2–8 см, по горизонтали – 5–8 см. Полипняки захоронены n s, редко перевернуты. Еще выше залегают пять органогенных пластов, сложенных ветвями Favoss soals Sokolov Tsakov. Мощность биострома 3 м.

Далее, почти до конца пражского века, несмотря на наличие рифостроящих организмов, существовали неблагоприятные условия для образования каркасных рифовых построек. Муссонный климат с ливневыми осадками способствовал площадному смыву с суши значительного количества глинистого материала, что приводило к заиливанию рифовых построек и массовой гибели рифостроящих организмов. Для этого времени характерно образование только бескаркасных рифовых образований типа иловых холмов. В конце пражского века на общем фоне максимума трансгрессии отмечается кратковременный регрессивный минимум. К этому интервалу времени приурочено образование коралловых биостромов.

Один из них, встречен в Селенняхском кряже, на правобережье р. Талынджи, на водоразделе ручьев Неличена и Ледникового в кровле верхненеличенской подсвиты. Каркас биострома сложен крупными (до 0.7 м в диаметре) полипняками табулят Samoavoss boms (Poa), Solopoa assals (Dbaolov) и ругоз, причём ветвистые формы наDbaolov)) ходятся в базальной части биострома. Промежутки между полипняками заполнены черным известково-глинистым детритовым материалом, в котором встречаются веточки табулят Paypoa ylnda Tnysv, Alvols kamaknss Tnysv, Cons anasomoss Monova, Eoslla kznskana (Tnysv), раковины брахиопод, остракод, гаTnysv),), стропод, членики криноидей. Мощность биострома 12 м.

Начало эмского века (фаза kabs) было неблагоприятным для образования каркасных рифовых построек. Эта возможность появилась только в начале фазы xavas. Основными рифостроителями продолжали оставаться водоросли и табулятоморфные кораллы.

Белогорский биогермный массив входит в состав криворучьевской свиты. Он расположен в Селенняхском кряже на правобережье р. Талынджи, на водоразделе ручьев Самыра – Гона и Гона – Первого. Нижняя его часть его образована криноидно-водорослевыми биогермами, расположенными в толще органогенно-детритовых, иногда глинистых известняков. Высота их составляет от 1 до 3 м, при длине от 2 до 15 м. Межбиогермные отложения представлены раковинными, преимущественно, слоистыми брахиоподовыми, а перекрывающие – табулятовыми известняками. Рифолюбы представлены здесь остатками бентосных и нектонных животных разнообразного таксономического состава. Большинство брахиопод-рифолюбов, встреченных здесь, как правило, не встречается в отложениях мелкого и среднего шельфа. Верхняя часть массива сложена крупным биогермом, в строении каркаса которого принимали участие известкововыделяющие водоросли. Он представлен белыми и светло-серыми, массивными, микрозернистыми доломитами. Его максимальная высота составляет около 200 м, при длине около трёх километров. В северо-восточном направлении он замещается раковинными известняками, сложенными раковинами брахиопод Elyyna salaa Rzonsnskaja.

Хобочалинский биостромный массив входит в состав верхней половины геремганджинской свиты (поздний эмс). Он описан в береговых обрывах по руч. Искра, левому притоку р. Хобочало (горная система Черского, хр. Тас-Хаяхтах). Биостромный массив сложен толщей ритмично переслаивающихся биостромов и мергелей. Каркас биостромов образован средними, реже крупными полипняками Favoss oldss d’Obny, Synopoa sp., пластинчатыми полипняками Alvols kkovnss (Dbaolov) с расDbaolov) ) ходящимися лопастями, крупными ветвями Alvols polnow Pz. Про-.

межутки между полипняками заполнены коричневым глинистым детритовым известняком с веточками Sbladopoa lans (Dbaolov), Alvols fias (Dbaolov), A. kamaknss (Tnysv), Solopoa dla Alkovk, ругозами Psdodonopyllm ablm Kavzov и алевролитами известкового, кварцевого и смешанного состава. Некоторые биостромы подстилаются или перекрываются маломощным пластом темно-серого тонкослоистого мелкозернистого известняка. Ниже описывается характер переслаивания: 1) мергели – 8.4 м; 2) биостром –.2 м; 3) мергели, тонкослоистые известняки – 12.6 м; 4) биостром –.2 м; 5) мергели с пластом известняка – 7.1 м; 6) биостром – 1.8 м; 7) мергели – 1.8 м; 8) слоистые известняки – 2.5 м; ) биостром – 0.8 м; 10) мергели – 7.1 м; 11) биостром – 4.2 м; 12) мергели органогенно-детритовые и слоистые известняки с брахиоподами Calma als aanov; конодонтами Pandonllna xpansa Uyno, Polynas nflxs aanov, Sannmanna lns (Klapp) – 8.4 м;

13) биостром – 2 м; 14) мергели – 8.4 м; 15) биостром – 5 м; задерновано – ность массива составляет 113.8 м. Он перекрывается темно-серыми до черных, толстоплитчатыми, тонкозернистыми известняками с многочисленными органогенными прослоями, сложенными ветвями Solopoa dla Alkovk и пластинчатыми полипняками Alvols kkovnss (Dbaolov).

Среди них встречаются редкие раковины спириферид Elyyna salaa В эйфельском веке площади рифообразования резко сокращаются.

В результате крупной регрессии на большей части территории СевероВостока Азии процессы карбонатонакопления сменяются сульфатообразованием. Области карбонатонакопления и рифообразования смещаются к центральной части морского бассейна. На мелком шельфе продолжают формироваться пласты биоморфных коралловых известняков, местами переходящие в коралловые (табулятовые) биостромы (восточный склон хр. Тас-Хаяхтах, верхнее течение р. Тебетей. Начало живетского века на большей территории Северо-Востока Азии, в связи с начавшейся трансгрессией, характеризуется размывом подстилающих толщ. Мощность базальных конгломератов колеблется от первых до десятков метров. Выше залегают сульфатоносные отложения, среди которых появляются пласты доломитов. Максимум живетской трансгрессии характеризуется разнообразием фациальных обстановок. В центральной части Яно-Индигирской карбонатной платформы (хр. Тас-Хаяхтах) формируется мощная толща рифогенных известняков и доломитов до пятисот метров мощности, а на западном склоне – относительно маломощная толща глинистых известняков с банками брахиоподовых разностей, переходящая выше в толщу переслаивания углеродисто-глинистых сланцев и известняков.

На севере платформы (Селенняхский кряж и хр. Улахан-Сис) к этому времени приурочено накопление мелководных осадков – доломитов и доломитистых известняков с редкими пластами известняков. На Сетте-Дабанской карбонатной платформе к этому интервалу разреза приурочено накопление пачки темноцветных, глинистых известняков с брахиоподами и конодонтофоридами. В конце живетского века на фоне развивающейся регрессии на Сетте-Дабанской платформе формируются маломощные биостромы и небольшие биогермы, каркас которых сложен ветвистыми табулятоморфными кораллами, а на Яно-Индигирской и Омулевской платформах ракушняковые брахиоподовые банки, образованные крупными раковинами замковых брахиопод – стрингоцефалид. На Приколымской карбонатной платформе толща рифоидных известняков живетского возраста (нижняя половина ярходонской свиты) содержит крупные стратиформные полиметаллические месторождения.

Начало франской трансгрессии на всех карбонатных платформах Северо-Востока Азии сопровождается образованием брахиоподовых банок, сложенных в основном раковинами пионерного вида Mosp Рис. 5. Эволюция рифовых систем: циклы II порядка. I – позднеордовикско-раннелудловский, II – пржидольско-раннедевонский, III – среднедевонско-раннекаменноугольный; эпохи: C – сульфатонакопления; К – карбонатообразования; У – накопления углеродисто-глинистых пород; климаты: А – аридный; П – переходный от аридного к муссонному, М – муссонный; 4 – риф; 5 – биогерм; 6 – биостром.

novosbs (Toll). К максимуму франской трансгрессии на Сетте-Дабанской платформе приурочено образование мощных пластов органогеннообломочных, биоморфных коралловых известняков. На мелком шельфе Яно-Индигирской платформе продолжает формироваться толща рифогенных водорослевых известняков (мощностью до четырехсот метров), а на среднем и глубоком шельфе – углеродисто-глинистая толща. На Приколымской карбонатной платформе также продолжает формироваться толща рифогенных водорослевых известняков (верхняя часть ярходонской свиты). С конца франского века и до начала карбона, практически, на всех карбонатных платформах происходило накопление углеродисто-глинистых исходит образование маломощных биостромов, сложенных табулятоморфными кораллами. Кратковременная регрессия в начале турне-визейского времени отмечается образованием маломощной пачки рифогенных известняков. На Сетте-Дабанской платформе она представлена 20-тиметровой пачкой сирингопоровых известняков, а на Яно-Индигирской платформе – 30-40-метровой пачкой криноидных известняков.

Цикличность процессов рифообразования рассматривается во многих работах (Кузнецов, 16, 2003; Уилсон, 180; Taln, 188; Coop, 18). В.Г. Кузнецов (2003) в палеозое выделял четыре цикла длительностью от части периода до нескольких периодов. Среднепалеозойская эпоха рифообразования отнесена им ко второму наиболее продолжительному поднеордовикско-позднедевонскому циклу, который можно считать циклом порядка. На Северо-Востоке Азии внутри этого цикла установлены соподчиненные циклы II порядка (рис. 5): позднеордовикскопозднесилурийский, раннелудловский, пржидольско-раннедевонский и среднедевонско-раннекаменноугольный, два первых из которых характеризуются асимметричным строением: продолжительной инициальной стадией с образованием бескаркасных рифовых построек, затем возникновение каркасных построек небольшой мощности – биостромов и биогермов и короткой финальной стадией, на которой происходило формирование сложных рифовых систем большой мощности – рифов, биостромных и биогермных массивов. Интенсивность рифообразования возрастает с позднего ордовика и достигает своего пика в позднем силуре (позднем венлоке – лудлове). Затем в лудфорде рифообразование прекращается и следующий цикл начинается в пржидоле – раннем девоне (лохкове) и достигает максимума в эмсском веке. В среднедевонско-раннекаменноугольном цикле – в позднем живете, среднем фране и раннем карбоне – происходило образование биостромов и биогермов небольшой мощности.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В среднем палеозое Северо-Востока Азии прослеживаются два рифовых пояса: Верхоянский и Новосибирско-Колымский. В состав Верхоянского пояса входят Сетте-Дабанская и Хараулахская карбонатные платформы, а в Яно-Индигирский – Новосибирская, Яно-Индигирская, Момская, Омулевская и Приколымская карбонатные платформы. Рифообразование обусловлено сочетанием нескольких позитивных факторов: тропическим климатом, наличием положительных морфоструктур и компенсированным прогибанием морского дна. Интенсивность рифообразования при наличии вышеперечисленных факторов в значительной степени зависела от колебаний уровня морского бассейна и инверсий климата. Наивысший пик рифообразования приходится на поздний венлок – ранний лудлов.

В нижнем и среднем палеозое Северо-Востока Азии выделяются три цикла рифообразования порядка: позднеордовикско-позднесилурийский, раннелудловский, пржидольско-раннедевонский, два первых из них характеризуются асимметричным строением: продолжительной инициальной стадией с образованием простых рифовых построек и короткой финальной стадией, на которой происходило формирование сложных рифовых систем большой мощности. В среднедевонско-раннекаменноугольном цикле вспышки рифообразования наблюдались в позднем живете, среднем фране и раннем карбоне. Доминирующими рифостроителями в течение всего среднего палеозоя оставались водоросли, которые образовывали рифовые и биогермные массивы, а субдоминантными – табулятоморфные кораллы, ругозы и строматопораты, которые создавали только биостромы и биогермы.

Работа частично выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (гранты 0-05-8518-р_восток_а

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Альховик Т.С., Баранов В.В. 2001. Стратиграфия нижнего девона Восточной Якутии (Северо-Восток России). Якутск: ЯФ изд-ва СО РАН. 14.

Альховик Т.С., Баранов В.В. 2002. Стратиграфия силура и девона Восточной Якутии (Северо-Восток России). М.: ВИНИТИ. 211 с. Деп. ВИНИТИ, № 41-В2002.

Баранов В.В. 2007. Рифовые системы в силуре и раннем девоне Северо-Востока Азии // Отечественная геология. № 5. С. 43–4.

Баранов В.В. 2008. Эволюция метабиосферы и кризисы экосистем в раннемсреднем палеозое Cеверо-Востока Евразии // Отечественная геология. № 5.

Кузнецов В.Г. 16. Эволюция и цикличность палеоозойского рифообразования в пределах России и смежных государств // Литология и полезные ископаемые.

Кузнецов В.Г. 2003. Эволюция карбонатонакопления в истории Земли. М.: ГЕОС.

Орадовская М.М. 188. Биостратиграфия и фации ордовика-силура СевероВостока СССР. М.: Недра.

Уилсон Дж.Л. 180. Карбонатные фации в геологической истории. М.: Недра. 463 с.

Cooper P. 18. Enmas n Panozo dvlopmn // Mm. Ass. Asalas. Palaonols. V. 8. P. 371–385.

Talent J.A. 188. Oan -bldn: psods o xnon and symboss? // Snknbana laa. V. 6. № 3/4. P. 315–368.

Wright V.P., Burchette T.P. 16. Sallow-wa abona nvonmns // Sdmnay Envonmns: Posss, Fas and Saapy. Oxod: lakwll. P. 325–34.

Серия «Гео-биологические системы в прошлом». М.: ПИН РАН, 2011. С. 155–178.

Развитие каРбонатных оРганогенных постРоек в сРеднем–позднем миоцене Эвксино-каспийского Московский государственный университет им. М.Л. Ломоносова, Москва Область Средиземноморья и прилегающая к ней с севера система обширных эпиконтинентальных бассейнов (Паратетис) в миоцене характеризовались широким распространением органогенных карбонатных построек (рифов, биогермов, строматолитов и пр.). В Средиземноморье, где в это время преобладали коралловые рифы, они отмечены на протяжении всего миоцена вплоть до позднего, включая мессиний; в Паратетисе время распространения карбонатных органогенных построек короче. Паратетис состоит из трех частей: Западного, исчезнувшего в олигоцене, Центрального, который в русской литературе часто именуется Западным, и Восточного Паратетиса (Эвксино-Каспийский бассейн). В Центральном Паратетисе эти постройки существовали в среднем миоцене (ранний и поздний баден, ранний, средний сармат), в Восточном – в среднем и позднем (чокрак, сармат, мэотис) (рис. 1).

Развитие карбонатных органогенных построек в рассматриваемых областях в течение миоцена не было непрерывным. В Западном Средиземноморье в среднем миоцене (лангии и серравалии) и в первой половине позднего (тортоне) отмечено два четких рифовых события, в конце позднего миоцена (в мессинии) – четыре. В среднем миоцене Центрального Паратетиса возникновение рифов следует практически одно за другим (баден, сармат). В Восточном Паратетисе установлено три основных этапа формирования органогенных карбонатных построек: чокрак-караганский, ранне-среднесарматский и мэотический (Гончарова, Ростовцева, 2010;

Goncharova, Rostovtseva, 2009) (рис. 2).

Рис. 1. Схема расположения органогенных построек миоцена в Средиземноморском бассейне и Паратетисе (по Esteban et al., 1996, с изменениями). Карбонатные органогенные постройки Паратетиса: 1 – первая половина среднего миоцена (баден, чокрак); 2 – вторая половина среднего миоцена (сармат); 3 – начало позднего миоцена (мэотис); 4 – средний и поздний миоцен (чокрак, сармат, мэотис).

В каждой из вышеупомянутых областей органогенные карбонатные постройки обладали своими особенностями, определявшимися степенью мористости бассейна (соленостью, химизмом вод и пр.), зависящей от характера его связи с открытыми водами. При этом наблюдается уменьшение мористости с запада на восток: Средиземноморский миоценовый бассейн наиболее полноморской, среднемиоценовый (баденский) Западный Паратетис уже в меньшей степени стабилен, и наиболее нестабильны бассейны среднего и позднего миоцена Восточного Паратетиса, которые, кроме морского чокракского и солоноватоводных позднемэотического и понтического, отвечают стадии незамкнутых полуморских бассейнов (Невесская и др., 2005). То же самое наблюдается и в Средиземноморском бассейне, который сам подразделяется на западную, центральную и восточную части, и последняя из них опять-таки наименее стабильна.

Особенности условий отражались как на количестве и размерах карбонатных построек, так и на качественном и количественном составе каркасостроителей. В миоценовое время в Западном Средиземноморье, условия которого были наиболее благоприятны для обитания бентосных организмов, коралловые рифы были широко распространены на мелководном шельфе, на глубинах от нескольких до десятков метров. В среднем миоцене основными рифостроителями были герматипные (мелководные, с симбиотическими зооксантеллами) кораллы родов Porites, Heliastrea, Рис. 2. Стратиграфическая схема неогена Средиземноморья и Паратетиса (Popov et al., Tarbellastrea, Siderastrea и, локально, представители семейств Mussidae и Faviidae. В не меньшей степени были развиты биостромы из красных водорослей, образующие местами красноводорослевые рампы. Среди среднемиоценовых (лангий, серравалий) средиземноморских коралловых построек в зависимости от типа рифа различают три основные группы (Esteban et al., 1996): 1) примыкающие (fringing-reefs; перевод термина по Латыпову, 2007) длиной 3–7 км и мощностью до 50 м; 2) «лоскутные» (patch reefs) менее 1 км длиной и 10 м мощностью; и 3) коралловые биогермы (coral knobs) на красноводорослевой карбонатной рампе, имеющие размеры: 5–10 м длины и 1–2 м высоты. Позднемиоценовые (тортонские) коралловые рифы, образованы в основном кораллами родов Porites и Tarbellastrea. В раннем тортоне это биогермы мощностью 1–2 м и длиной до 10 м, а основные карбонатные постройки здесь образованы красными водорослями в ассоциации с мшанками, моллюсками и крупными бентосными фораминиферами.

В позднем тортоне коралловые рифы, в большинстве своем относящиеся к категории примыкающих, представляли собой уже значительные сооружения мощностью до 20 и даже 100 м и протяженностью до 2–7 км, хотя присутствовали и небольшие постройки (биогермы).