Тимано-Североуральский регион — модельный объект палеозойского рифообразования

Палеозойские рифы и другие органогенные образования широко распространены в России, Канаде, Северной Америке и Западной Европе, а также встречаются в Китае, Пакистане, Центральной Азии и Австралии. Расширенные списки литературы можно найти в публикациях, обобщающих понимание рифовых сообществ, рифовой экологии и их развитие во времени (Heckel, 1974; Toomey, 1981; Geldzetzer et al., 1988 и др.). Глобальное распространение палеозойских ри- фов представлено в работе Flügel, Flügel-Kalher (1992). Первое описание палеозойских рифов в России относится к нижнепермским известнякам Среднего Урала (Яковлев, Рябинин, 1915). Добыча нефти в 1929 году из пермских рифов привела к их масштабным исследованиям в Пермском крае. В 50—60-х годах открытие и добыча нефти и газа из верхнедевонских массивных карбонатов в Тимано-Печорской, Прикаспийской и ВолгоУральской областях стимулировали интерес геологов и геологов-нефтяников в целом к ископаемым рифам

в России (Кузнецов, 2000). В Тимано-Печорской провинции изучению и поискам рифов, их нефтегазоносности посвящено огромное количество публикаций. Среди них есть монографии, в которых освещены результаты первопроходцев этого направления и последующие исследования (Чернов, 1972; Беляева и др., 1998; Жемчугова, 2002 и др.). В объемной монографии (Рифогенные…., 1990) обобщен состав фанерозойских рифообразующих последовательностей в различных тектонических структурах. Карты расположения рифов на территории бывшего СССР в этой монографии показывают, что палеозойские рифы более всего распространены на Урале и в Приуралье.

Рифы и рифогенные образования Тимано-Североуральского региона (ТСУР) предоставили уникальную возможность проследить на одной территории эволюцию палеозойского рифообразования, рифовых экосистем и продуктов их жизнедеятельности, демонстрирующих разнообразие биогенных характеристик на протяжении всего верхнеордовикско-ниж-непермского интервала (рис. 1). Их особенность состоит в приуроченности к определенным тектоно-седиментационным этапам. Этот факт позволяет их сравнить по компонентам, последовательности фаций и палеогеографической обстановке с образованиями, известными в других частях мира (Антошкина, 2003; Беляева и др., 1998; Богацкий, Жемчугова, 1992; Кузнецов, 2020; Кузнецов, Антошкина, 2005; Пономаренко, 2025; Antoshkina, 1998, 2003; Antoshkina, Königshof, 2008 и др.). Но, как показали проведенные многолетние исследования палеозойских рифов и рифогенных образований ТСУР, они обладают некоторыми отличительными, а возможно и уникальными, характеристиками в истории палеозойского рифообра-зования Земли, которые оправдывают дальнейшее, более детальное рассмотрение.

Прежде чем начать изложение по теме статьи, необходимо обосновать принципиальное разграничение определения рифовых и других органогенных образований, используемое автором. Именно такой подход и позволил проследить эволюцию палеозойского ри-фообразования в рассматриваемом регионе.

Палеозойские органогенные сооружения ТСУР характеризуются широким спектром морфогенетических типов: от монотаксонных биогенных банок, биогермов, биостромов, холмов, изолированных рифов до фациально дифференцированных протяженных систем рифовых барьеров. Часто все эти существенно отличающиеся по размеру и генезису органогенные тела объединялись и объединяются под общим названием «рифы», «рифовые» или «рифогенные». Важность определения геологического тела как простой органогенной постройки или сложного сооружения — рифа — и последующие затем палеогеографические и палео-тектонические выводы требуют четкого подхода к вопросу их генетической интерпретации.

Простые органогенные постройки могут быть компонентами в структуре рифов. Они могут существовать в разных участках морского бассейна и на разных глубинах (0—11 000 м). Они не служат седиментационным барьером, влияющим на гидродинамику, гидрохимию и биосообщества в зарифовом бассейне, и не являются индикаторами тектонических событий.

Рис. 1. Распределение генетически разных палеозойских органогенных сооружений на территории Тимано-Североуральского региона

Fig. 1. Distribution of genetically different Paleozoic organogenic structures in the territory of the Timan-Northern Ural region

И наконец, рифы помимо масштабных сооружений представляют собой комплекс парагенетических фациальных ассоциаций — гребня, плато, склонов, обломочного шлейфа и лагун. Такой полноценный рифовый профиль характерен для современных рифов (Преображенский, 1986) и выявлен в мезозойских, палеозойских и докембрийских рифах (например, Geldzetzer et al., 1988; Wilson, 1975). Классическим примером фациального разнообразия служат фран-ские рифы Северо-Западной Австралии, представляющие прекрасно сохранившиеся морфологические и рифовые структуры, а также рифовые сообщества (Playford et al., 2014), послужившие эталоном для ископаемых аналогов, в том числе и для палеозойских рифов ТСУР.

Известно, что главным свойством всех экосистем и рифовой в частности является способность к разви- тию, следовательно, экологическая сукцессия эволюционирует от начальных нестабильных фаз к более стабильным (Одум, 1986). Первые две фазы (стабилизация и колонизация) соответствуют стадии формирования холмов, а фазы диверсификации и доминантная (климаксная) — стадии зрелых рифов (James, Bourque, 1992). Это отражает тенденцию к возрастанию видового разнообразия, усложнению экосистемы (= трофической структуры) и стабильности. При отсутствии внешних стрессовых факторов экологическая сукцессия представляет собой направленный процесс (Преображенский, 1986; Copper, 1994). При достижении стабильного состояния рифовая экосистема обладает наиболее развитой трофической (биогеоценоти-ческой) и ландшафтно-морфологической (морфоли-то-фациальной) структурами.

Геологическая структура региона

Тиманский хребет, Печорская синеклиза, Пред-уральский краевой прогиб, ограниченный на западе поднятиями Чернышева и Чернова, и северная часть Западной мегазоны Урала, включающая Северный, Приполярный и Полярный Урал, представляют собой Тимано-Североуральский регион с запада на восток, характеризующий погруженную северо-восточную часть Европейской платформы (Тимонин, 1998; Тимано-Печорская…, 2002 и др.). Складчатый позднекембрийский фундамент его обнажен на поднятых сводах Тиманского хребта, Урала, Пай-Хоя и южного острова Новая Земля. Палеозойские слои Тимано-Северо-уральского блока сформировали нижний структурный этаж осадочного чехла Печорской плиты. Формирование Уральского складчатого пояса (уралид) началось в позднем девоне в результате столкновения Магнитогорской островной дуги и пассивной окраины ВосточноЕвропейского палеоконтинента (Пучков, 2010).

Палеобиогеография рифообразования

Развитие рифов на территории ТСУР северо-восточной окраины Европейской платформы началось с позднего ордовика после открытия Палеоуральского океана на границе кембрия и ордовика и завершилось активизацией процессов коллизии в ранней перми. Образование Уральской складчатой системы привело к деформации и отступлению существовавшего ранее края карбонатной платформы, а органогенные постройки сохранялись на склонах и внутри относительно глубоководных впадин и на отступающем крае карбонатной платформы (Палеозойское…, 2011, Салдин, 2010).

Палеозойский карбонатный шельф был сформирован в позднеордовикское время главным образом разнообразными бентосными микробными и многоклеточными сообществами, которые образовывали ла-терально распространенные фациальные тракты, периодами с ограничением циркуляции вод шельфа, вплоть до обстановок эвапоритизации. Рифы и рифоподобные тела существовали в разных палеогеографических и тектонических условиях: на окраине и внутри карбонатной платформы, склонах или отмелях внутриплатформенных впадин, в зарифовых лагунах, деформированном крае платформы и т. п. Палеомаг- нитные и палеоклиматические данные, включая наличие широко распространенных лагунных эвапоритов и карбонатов, характеризующихся особыми бентосными сообществами, свидетельствуют о том, что исследуемая область в палеозое располагалась в пределах широт от 15° ю. ш. до 30° с. ш. (Scotese et al., 2015; Scotese, 2021).

Результаты изучения органогенных сооружений (Антошкина, 2003) показали, что в истории геологического развития региона в верхнеордовикско-ниж-непермском интервале было три этапа их развития, совпадающих с периодами образования калейдовых формаций, выделенных А. И. Елисеевым (1978). Этапы рифообразования: среднекатийско-раннеэмсский, среднефранско-раннетурнейский и поздневизейско-раннепермский различаются генезисом, геометрией органогенных сооружений, масштабом, скоростью их роста и палеогеографическим положением. Сведенные вместе разнообразные типы органогенных структур представляют мегасукцессию рифовой экосистемы, определившей эволюционный тренд палеозойского рифообразования в ТСУР.

Среднекатийско-раннеэмсский этап рифообра-зования (~49.5 млн лет) представлен рифами (260— 1200 м), имеющими зрелую экологическую сукцессию, и насыщен разнообразием глобальных геобиосфер-ных событий. В среднем катии рифы (Большая Косъю на Северном, Бадья на Приполярном и Лек-Елец на Полярном Урале) развивались одиночно на окраине крайне мелководного карбонатного шельфа. Основанием для них служили нижнекатийские терриген-но-карбонатные отложения верхней рампы. В сред-некатийское время в условиях низкого стояния уровня моря и аридного климата в пределах внутреннего шельфа накапливались сульфаты (Жемчугова и др., 2001). В конце среднего катия рифы были выведены в зону эрозии, а в позднем катии (яптикшорская фаза) были затоплены в результате эвстатического поднятия уровня моря при таянии ледников в южном полушарии (Шмелева, 2016; Antoshkina, 1996; Caputo, 1985, 1998).

Возможно, в этом процессе отразился еще и региональный тектонический фактор, связанный с расширением Палеоуральского океана. Последующее резкое падение уровня моря, связанное с хирнантским оледенением, отразилось в формировании литорально-супралиторальных обломочных карбонатов и массовом развитии эрозионных поверхностей в раннем хир-нанте на Северном и Приполярном Урале. Во второй половине хирнанта на биокластовых песках отмелей возникли небольшие метазойно-микробиальные поселения (Приполярный Урал) и водорослево-криноид-ная отмель (Северный Урал), завершившие позднеордовикскую фазу (Антошкина, Шмелева, 2018). После массового вымирания в конце ордовика глобальное восстановление рифов (их размеры и биотическое разнообразие) в позднем аэроне заняло несколько миллионов лет (Wang et al., 2014).

В конце аэрона (филиппъельская фаза) рифы на окраине карбонатного шельфа уже развились в рифовые системы (Печорский Урал), но сегодня они представлены фрагментарно. Так, на Приполярном Урале была сформирована система рифов, включавшая за-рифовые пэтч-рифы. Этот факт подтверждается при- сутствием обломков рифовых пород в конглобрекчи-ях манюкской свиты, послужившей основанием для верхневенлокско-лудловского рифа Балбанъю. На Полярном и Северном Урале была развита система рифов и рифов-холмов на окраине шельфа и верхней части предрифового склона (Антошкина, 1994). Такой большой интервал отсутствия рифов после среднего катия был обусловлен перерывом на границе лландо-вери и венлока в раннем шейнвуде, подтвержденном изотопными данными на Приполярном (Mannik, Martma, 2000) и Северном (Пономаренко, Соколова, 2025) Урале. Западнее, в пределах внутреннего шельфа (Хорейверская впадина) на этом уровне было выявлено формирование латеритной коры выветривания, вскрытой скважинами (Палеозойское…, 2011). На окраине мелководного шельфа в позднем венлоке возобновилось рифо-образование, и в лудлове уже вновь существовали барьерные рифы с отчетливо проявленной фациальной зональностью: Илыч на Северном, Балбанъю на Приполярном и Нияю на Полярном Урале (Антошкина, 1994). Их рост был прерван эвстатическим падением уровня моря на границе гердъюского и гребенского надгоризонтов, вызвав резкое смещение фаций, которое связывают с кратковременным оледенением, распространением условий с дефицитом кислорода, повлекшим вымирание бентосной и планктонной фауны (Антошкина и др., 2012; Kaljo et al., 2003; Lehnert et al., 2007 и др.).

Глобальное поднятие уровня моря привело к затоплению образовавшейся в пржидоле и раннем лох- кове платформы-рампы, просуществовавшей до позднего лохкова. В сотчемкыртинскую фазу на окраине новообразованного шельфа возрождаются склоновые кораллово-строматолитовые постройки (Большая Уса, Полярный Урал) и склоновые строматолито-микробиальные холмы (например, в основании рифа Лемва на Приполярном / Полярном Урале). Эти холмы стали основанием для самых крупных в палеозое ТСУР рифовых систем прагиена — раннего эмса. В лохковскую фазу в условиях низкого стояния уровня моря и аридного климата вновь накапливались мощные толщи сульфатов, вскрытые скважинами во впадинах Предуральского прогиба. В пражское время на окраине карбонатного шельфа была сформирована линейная система мощных барьерных рифов на всем Западном Урале (Шуйский, 1973; Antoshkina, 2003; Antoshkina, Königshof, 2008). Рифы располагались на узком шельфе с преобладающей терригенной седиментацией, что было связано с каледонским орогенезом на северо-западе палеоконтинента Балтика. В праж-ско-раннеэмсское время шельфовые впадины заполнялись осадками озерно-болотных и аллювиальных равнин (Щербаков, 1977), вытесняя карбонатонакопле-ние в узкую зону окраины шельфа (рис. 2). Рост рифов первоначально был кратковременно прерван на границе прагиена—эмса падением уровня моря и окончательно завершился в середине эмса (предтакатин-ский перерыв).

Заложение Печоро-Колвинской внутриплитной палеорифтовой зоны в среднем девоне повлияло на

Рис. 2. Генерализованное распределение фаций по стадиям формирования рифов среднего катия — нижнего эмса, включая вышележащие и нижележащие фации открытого шельфа.

Условные обозначения: 1—8 — фации: 1 — песчаники, алевролиты аллювиальных равнин; 2 — карбонатно-терригенные отложения озерно-болотных равнин; 3 — ламинарные карбонаты, строматолитовые купола лагун и литорали закрытого шельфа; 4 — сульфаты и карбонаты лагун и сабх; 5 — терригенно-карбонатные с разнообразной бентосной фауной отложения открытого шельфа; 6 — биогермы, биостромы; 7 — рифы; 8 — кремнисто-карбонатно-глинистые отложения батиали

Fig. 2. Generalized facies distribution by stages of reef formation of the Middle Katian — Lower Emsian, including overlying and underlying facies of the open shelf.

Legend: 1 — sandstones, siltstones of alluvial plains; 2 — carbonate-terrigenous deposits of lake-swamp plains; 3 — laminar carbonates, stromatolitic domes of lagoons and littoral of the closed shelf; 4 — sulfates and carbonates of lagoons and sаbkhas; 5 — terrigenous-carbonate deposits of the open shelf with diverse benthic fauna; 6 — bioherms, biostromes; 7 — reefs; 8 — siliceous-carbonate-clayey deposits of the bathyal zone тектоническую, палеогеографическую и седиментационную ситуацию. Рельеф дна среднефранско-тур-нейского палеобассейна представлял собой расчлененный шельф, состоящий из мелководных карбонатных платформ и банок, окруженных областями понижений либо с «доманиковыми фациями», либо с клиноформным заполнением (рис. 3). Частые глобальные и региональные колебания уровня моря приводили к формированию поверхностей перерыва (Чернов, 1972; Беляева и др., 1998; Antoshkina, 2006), предопределив тем самым массовое распространение микробиального сообщества, включающего цианобактерии и кальцибионты, восстанавливающие рифообразование.

Среднефранско-раннетурнейский этап (~27.0 млн лет) представляет важный переход от окраинно-шельфовых рифов к разномасштабным микробиальным холмам внутри расчлененного шельфа. Характерны карбонатные толщи из биогермных строматолитовых, спонгиостроматовых и своеобразных кальцисферо-фенестровых известняков в виде морфологически выраженных массивных биогенных карбонатов (100— 700 м). Рифовая экосистема не достигала зрелой фазы из-за неустойчивого бассейнового режима, вызванного тектонической активизацией при формировании системы прогибов и поднятий в палеорифтовой системе шельфа (Антошкина, 2013). Поэтому на образовавшихся мелководных карбонатных платформах фор- мировались микробиальные холмы, преимущественно на окраинах и вверху склонов, за счет массового поступления органического вещества из окаймляющих их прогибов (Матвеева, 2017; Палеозойское..., 2011; Menner et al., 2001 и др.) (рис. 3, 4). Подобные массивные тела отмечены на поднятиях Чернова, Чернышева (Чернов, 1972; Цыганко, 2011; Antoshkina, 2006) и при бурении в пределах Печорской синеклизы для выявления перспектив их нефтегазоносности.

Развитие строматолитовых рифов продолжилось только на окраине вновь сформировавшегося шельфа. На Южном Тимане развиты верхнефранские стро-матолитовые рифы (Антошкина, 2013; Цыганко, Безносов, 2010; House et al., 2000), среди которых наиболее изучен с позиций строения, структуры и сообществ строматолитовый риф Седъю (Пономаренко, 2019). Каркасная структура биогермных известняков сложена скелетными микробиальными сообществами, ассоциирующими с довольно редкими строма-топороидеями (Антошкина и др., 2014). Глобальное падение уровня моря на границе турне и визе привело к эрозии турнейской карбонатной платформы, а ранневизейское глобальное затопление платформ прервало рифообразование на длительное время (~ 18 млн лет).

Поздневизейско-раннепермский этап , завершающий палеозойское рифообразование в ТСУР, выделяется резким изменением состава, структуры и мор-

Рис. 3. Фациальный профиль фаменских отложений в пределах Дюсушевской площади Хорейверской впадины по линии I–I (по: Палеозойское…, 2011 c некоторым упрощением).

Условные обозначения : 1—4 — известняки: 1 — пелитоморфный, 2 — пелитоморфный с пелоидно-биокластовым материалом (> 10 %), 3 — пелитоморфно-микробиальный сферо-узорчатый, 4 — пелитоморфно-ооидно-биокластовый; 5—7 — известняки (доломиты): 5 — биокластово-литокластовый, 6 — микробиальный биогермный, 7 — перекристаллизованный; 8 — известняк пелитоморфный глинистый; 9 — фации: спокойноводных лагун и впадин (А), переходных склоновых с неустойчивым гидродинамическим режимом (В), отмелей с подвижноводным режимом (С); 10 — коллекторы; 11 — градации литокомплексов, основанные на содержании глинистого материала в породах

• Fig. 3.    Facies profile of Famennian deposits within the Dyusushevskaya area of the Khoreyver Depression along line I–I (based on: Paleozoic…, 2011 with some simplification).

Legend: 1—4 — limestones: 1 — pelitomorphic, 2 — pelitomorphic with peloid-bioclastic material (> 10 %), 3 — pelitomorphic-microbial spherical-patterned, 4 — pelitomorphic-ooid-bioclastic; 5—7 — limestone (dolomite): 5 — bioclastic-lithoclastic, 6 — microbial biohermic, 7 — recrystallized; 8 — pelitomorphic clayey limestone; 9 — facies: calm-water lagoons and basins (A), transitional slopes with an unstable hydrodynamic regime (B), shoals with a mobile water regime (C); 10 — collectors; 11— gradations of lithocomplexes based on the content of clay material in the rocks

Рис. 4. Распределение фаций карбонатных банок:

а — геологический поперечный разрез, показывающий органогенные тела и заполняющие их пласты франского яруса. Разрез от скважины 60-Западный Яраэль до скважины 3-Западный Арес в районе Арес–Чиксина (Klimenko et al., 2011, fig. 13.5). Условные обозначения : 1 — карбонат; 2 — глинисто-карбонатные карманы фаменских мелководных отложений; 3 — глина; 4 — глинисто-карбонатные пласты; 5 — карбонаты с эвапоритами; 6 — рифоподобные тела; 7 — склоновые отложения; 8 — «доманиковая» фация; 9 — границы фаций; 10 — эрозионные поверхности. Глубина скважин в метрах; b — схема строения карбонатной банки в фаменское время в пределах центральной части современной Хорейверской впадины. Условные обозначения — на рис. 3

• Fig. 4.    Distribution of carbonate bank facies:

a — geological cross-section showing organogenic bodies the Ares–Chiksin area (Klimenko et al., 2011, fig. 13.5). Legend: 1 — carbonate; 2 — clay-carbonate pockets of Famennian shallow-water sediments; 3 — clay; 4 — clay-carbonate layers; 5 — carbonates with evaporites; 6 — reef-like sediments; 7 — slope sediments; 8 — “Domanik” facies; 9 — facies boundaries; 10 — erosion surfaces. Well depths in meters; b — schematic diagram of the structure of a carbonate bank during the Famennian period within the central part of the modern Khoreyver Depression. Legend — in Fig. 3

фологии органогенных сооружений в результате формирования фаз герцинского (уральского) орогенеза (рис. 5), сопровождавшегося не только резкими колебаниями уровня моря, но и проявлением магматической и вулканической активности, влиявшей на гидрохимию в осадочных бассейнах (Antoshkina, Ponomarenko, 2014). В позднем визе на окраине шельфа с засолоненными участками, сохранившегося после внутриплатформенного рифтинга, возникают мета-зойно-микробиальные биогермы и биостромы, стро-матолитовые холмы, существовавшие вплоть до пред-среднекаменноугольного регионального размыва (Елисеев, 1971; Skompski et al., 2001). Прерванное затем на огромный временной интервал, составивший по международной шкале ~24 млн лет, рифообразо-вание возобновилось в касимовское время позднего карбона. В это время на окраине деградирующего карбонатного шельфа начали формироваться изолированные и метазойно-микробиально-водорослевые холмы. Их рост был остановлен подъемом уровня моря в середине позднего карбона.

В это время на деформированной континентальной окраине, включая поднятия Чернышева, Чернова и Полярный Урал, были распространены преимущественно небольшие иловые холмы (Инкина, 2015; Палеозойское…, 2011; Салдин, 2005; Antoshkina, 1997). Наиболее выразительными органогенными сооружениями позднего карбона — ранней перми являются гжельско-ассельские скелетные холмы, широко развитые на Северном и Приполярном Урале. При этом Северный Урал отличается разнообразием и строением этих холмов (Пономаренко, 2025). Скелетные хол-

Рис. 5. Нижнепермские органогенные постройки:

а — схематический палеолитологический профиль на начало кунгурского века в северной части Печорской синеклизы. Отложения: 1 — органогенных построек; 2 — склона глубоководных впадин; 3 — глубоководных впадин (с упрощением по: Жемчугова, 1998); b — схематическая фациальная модель ассельского времени на территории Приполярного Урала и гряды Чернышева

• Fig. 5.    Lower Permian organogenic structures:

a — schematic paleolithic profile at the beginning of the Kungurian in the northern part of the Pechora syneclise. Deposits: 1 — organogenic structures; 2 — slopes of deep-sea basins; 3 — deep-sea basins (slightly simplified according to Zhemchugova, 1998); b — schematic facies model of the Asselian time in the territory of the Subpolar Urals and the Chernyshev Ridge

мы формировались на склонах деформированного карбонатного шельфа, и их выразительной особенностью было распространение обильных крустификационных цементов (Antoshkina, Ponomarenko, 2014). Резкий подъем уровня моря и усиливающееся терригенное осадконакопление со стороны образовавшегося складчатого сооружения Урала прервали рифообразование на окраине отступающей карбонатной платформы в позднесакмарское, а затем в артинское время на внутренней части окраины шельфа. В результате этого ри-фообразование смещается в пределы формирующегося нового северо-западного шельфа, представленного в современном плане Северным Тиманом и полуостровом Канин, северо-западом Хорейверской впадины и Баренцевоморским шельфом (Klimenko et al., 2011).

Биогенные каркасные структуры в геобиосферных процессах палеозоя

Палеозойская эра (538.8±2 — 251.9±0.024 млн л.) представляла эру глобальных изменений в биосфере, когда жизнь вышла из океанов и освоила сушу. Глобальные климатические изменения в палеозое проявлялись периодами глобальных похолоданий (регрессий), сопровождавшихся масштабным эродированием карбонатных платформ, и глобальных потеплений (трансгрессий), выражавшихся в затоплении платформ, возникновении обширных аноксидных обстановок и окислении. Эти события приводили к пертурбациям в шельфовых экосистемах, отражавшихся в смене бентосных и планктонных сообществ и, соответственно, в изменении каркасостроителей.

Так, скелетные метазойные каркасы (биогермы, биостромы) развивались в относительно холодные периоды. Метазойно-микробиальные рифы также могли развиваться во время интенсивных периодов похолодания при относительном потеплении климата, приводящего к повышению относительного уровня моря. Однако усиление похолодания климата с оледенением могло привести к распространению микробиальных холмов (средний фран — ранний турне, поздний визе). Периоды потеплений иногда совпадают с преобладанием каркасных структур метазойно-ми-кробиально-поддерживаемых рифов (средний фран, поздний визе — серпухов), матрикс-поддерживаемых ассельских иловых холмов и цемент-поддерживающих скелетных холмов.

Эволюция палеозойского рифообразования ТСУР прослеживается в эволюции биогенных каркасных структур. Они подразделяются на пять категорий (рис. 6):

• 1)    скелетные метазойные каркасы представляют преимущественно строматопорово-коралловые и кораллово-строматопоровые ассоциации скелетных организмов, образующих каркасные структуры в верхневенлокских и нижнеэмсских рифах, в лан-доверийских и пржидольских биогермах и биостромах (рис. 7);

• 2)    скелетные метазойно-микробиальные (во взаимовыгодных взаимоотношениях) — губково-строма-толитовые, губково-гидроидно-микробиальные каркасные структуры — характерны для среднекатийских, лудловских и верхнелохковско-пражских рифов (рис. 8);

• 3)    скелетные микробиальные , в которых морфология и основные признаки анатомического строения 10

цианобактерий хорошо сохранены и распознаются. Строматолитовые и строматолитоподобные каркасные структуры типичны для верхнедевонских и ниж-нетурнейских микробиальных холмов (рис. 9);

• 4)    нескелетные кальцимикробные — микробиальные и биокластово-микробиальные структуры присутствуют в иловых холмах верхнего венлока, лохкова, нижнего эмса и нижней перми, в пэтч-рифах верхнего аэрония, рифах среднего катия и микробиальных холмах верхнего девона (рис. 10);

• 5)    биоцементные (биологически индуцированный цемент) — мшанковые, палеоаплизиновые, филлоид-но-водорослевые, тубифитесовые каркасные структуры, в которых маленькие или тонкие организмы служат субстратом для твердых цементных корок, развиты в позднекаменноугольно-раннепермских скелетных холмах (рис. 11).

Как показал анализ глобального палеозойского ри-фообразования в целом и каждого этапа рифообразо-вания на территории ТСУР, на эволюцию биогенных каркасов влияли (рис. 12): а) химизм вод, показавший, что экологическая стабильность сохраняется для организмов, имеющих кальциевый состав скелета ( верхний ордовик — нижний эмс ); б) преобладание скелетных биогенных каркасов и их видовая устойчивость, не зависящая от биотических событий, которая сохраняется в метазойно-микробиально-строматолитовых сообществах рифов лудлова , верхнего лохкова, прагиена ; в) массовое распространение микробиальных сообществ в ответ на тектоническую активизацию ( средний фран — фамен, поздний визе ); г) распространение скелетных микробиальных и нескелетных кальцимикроб-ных карбонатов, обусловленное интенсивностью спре-динга (глобального — расширение и сокращение Палеоуральского океана — и регионального — Печоро-Кожвинского палеограбена) и частыми колебаниями уровня моря ( лудлов — прагиен, фран — фамен, поздний визе — касимов ); д) широкое развитие цементолитовых каркасов определялось сочетанием холодного климата ( поздний карбон — ранняя пермь ), орогенными процессами, повышением континентального сноса, увеличением трофики и арагонитовым составом океанских вод и скелетов организмов-строителей, а также глобальным понижением уровня моря (Антошкина, 2003; Антошкина и др., 2014; Antoskina, Ponomarenko, 2014 и др.).

Изменения в окислительно-восстановительном состоянии океана, обусловленные климатом, хорошо прослеживаются в палеозойских отложениях эпиконтинентальных морей ТСУР. Например, для раннего палеозоя во время крупных климатических изменений от холодного климата среднего и позднего ордовика до парниковых условий силура эти отложения демонстрируют образование аноксидных событий, способствовавших проявлению разномасштабных событий вымирания, вплоть до массовых (граница ордовик / силур). Неустойчивость климатических условий выражались в смене эпизодов парникового климата эпизодами похолодания, что отчетливо фиксировалось в силурийский период (Antoshkina, 2007 и др.). Во время интервалов потепления низкие уровни растворенного кислорода могли приводить к снижению биоразнообразия, что сочеталось с высоким карбонатным насыщением, и все приводило к развитию

Биогенные каркасные структуры

Рис. 6. Схематическое изображение структур биогенных каркасов

Fig. 6. Schematic representation structures of biogenic frameworks

Рис. 7. Скелетно-метазойные каркасы:

а — строматопорово-коралловый биогерм, маршрутнинский горизонт, верхний теличий, Приполярный Урал; b — одновоз-растный строматопоровый биогерм, гряда Чернышева; c — биогермная структура с кораллами Halysites и иловым заполнением в полостях между колониями, верхний венлок, риф Балбанъю, Приполярный Урал; d — биогермная структура ругозы Zelophyllum sp . с неравномерным обрастанием кораллитов цианобактериями Renalcis и кальцимикробами, пришлифовка, верхний венлок, риф Балбанъю.

• Fig. 7.    Skeletal-metazoan frameworks:

a — stromatoporoid-coral bioherm, Marshrutny Horizon, Upper Telycian, Subpolar Urals; b — coeval stromatoporous bioherm, Chernyshev Ridge; c — bioherm structure with Halysites corals and silt filling in cavities between colonies, Upper Wenlock, Balbanyu Reef, Subpolar Urals; d — bioherm structure of rugosa Zelophyllum sp. with uneven overgrowth of corallites by Renalcis cyanobacteria and calcimicrobes, polished, Upper Wenlock, Balbanyu Reef

Рис. 8. Скелетные микробиально-метазойные каркасы:

а—e — средний катий: а — риф Бадъя, Приполярный Урал; б — риф Большая Косъю, Северный Урал; с — микробиальноводорослевый (красные водоросли Kozhymella dembowsky Sh.), риф Бадъя, Приполярный Урал; d — микробиально-губ-ковый доломитовый, там же; e — микробиально-метазойный включает Kozhymella dembovsky Sh. (K) заполнение межкаркасных полостей цианобактериями Renalcis sp. (R) и сфинктозойными губками Corymbospongia sp. (C), риф Большая Косъю, Северный Урал; f — микробиально-губковый с цианобактериями Renalcis, Rothpletzella (облекающие) и афро-сальпингидными губками — Palaeoschada, лудлов , риф Илыч, Северный Урал; g — одновозрастный микробиально-гидроидный (ассоциация Ikella–Fistulella ) известняк c микробиальной массой и цианобактериями Renalcis , лудлов, риф Нияю, Полярный Урал; h — микробиально-метазойная ассоциация, включает цианобактерии Girvanella , Rothpletzella в ассоциации с кораллами, лудлов, риф Илыч, Северный Урал; i — микробиально-метазойный биогермный доломит с неопределимыми микробиальными компонентами и афросальпингидными губками Aphrosalpinx (много мелких обломков), риф Балбанъю, Приполярный Урал. Масштабная линейка 5 мм

• Fig. 8.    Skeletal microbial-metazoan framework:

a—e — Middle Katian: a — reef Bad'ya, Subpolar Urals; b — reef Bol’shaya Kos’yu, Northern Urals; c — microbial-algal (red algae Kozhymella dembowsky Sh.), reef Bad'ya; d — microbial-sponge doloboundstone, the same; e — microbial-metazoan includes Kozhymella dembovsky Sh. (K) filling of interframework cavities with cyanobacteria Renalcis sp. (R) and sphinctozoan sponges Corymbospongia sp. (C), reef Bolshaya Kosyu, Northern Urals; f — microbial-sponge with cyanobacteria Renalcis, Rothpletzella (enveloping) and aphro-salpingid sponges — Palaeoschada , Ludlow, reef Ilych, Northern Urals; g — coeval microbial-hydroid ( Ikella–Fistulella association) boundstone with microbial mass and cyanobacteria Renalcis , Ludlow, reef Niyayu, Polar Urals; h — microbial-sponge includes cyanobacteria Girvanella, Rothpletzella in association with corals, Ludlow, Ilych reef, Northern Urals; i — microbial-metazoic dolobound-stone with unidentifiable microbial components and aphrosalpingid sponges Aphrosalpinx (many small fragments), Balbanyu reef, Subpolar Urals. Scale bar is 5 mm

Рис. 9. Скелетные-микробиальные каркасы среднефранско-фаменского микробиального холма Шаръю, гряда Чернышева: a — фрагмент выходов; b — полевая зарисовка фрагмента строения микробиального холма; с — строматолитовый известняк, образованный чередованием цианобактерий Sphaerocodium и Girvanella вокруг скоплений Renalcis и Shuguria ; d — розетки Palаeomicrocodium как индикатор поверхностей перерыва в микробиальной массе: R — Renalcis ; e — строматолитовый био-гермный известняк с Rothpletzella-Girvanella-Renalcis -ассоциацией и залеченная фенестровая пористость субаэральных сред; f — ветвистые колонии эпифитоноподобных Shariuphyton с участками перекристаллизации в микробиальном матриксе; g — микробиальный каркас, сложенный Renalcis-Shuguria-Chabakovia- ассоциацией. Масштабная линейка 5 мм

• Fig. 9.    Skeletal-microbial frameworks of the Middle Frasnian-Famennian Sharyu microbial mound, Chernyshev Ridge: a — fragment of outcrops; b — field sketch of a fragment of the microbial mound structure; c — stromatolitic limestone formed by alternating cyanobacteria Sphaerocodium and Girvanell a around Renalcis and Shuguria clusters; d — Palaeomicrocodium rosettes as indicator of hiatus surfaces in the microbial mass: R — Renalcis ; e — stromatolitic bioherm limestone with Rothpletzella-Girvanella-Renalcis association and healed fenestral porosity of subaerial environments; f — branched colonies of Epiphyton- like Sharyuphyton with recrystallization areas in the microbial matrix; g — microbial framework composed of the Renalcis-Shuguria-Chabakovia association. Scale bar is 5 mm.

микробиальных карбонатов. В период раннего девона — ранней перми в каркасных структурах отчетливо отразилось динамическое взаимодействие био-и геосферы в системах земной поверхности, в том числе: а) колонизация суши сосудистыми растениями, б) формирование суперконтинентов Лавруссия и Пангея, в) два глобальных массовых вымирания (пограничные события франа — фамена и девона — карбона) и г) позднепалеозойский ледниковый период (визе — средняя пермь). Важно учитывать тот факт, что на отражение геобиосферных событий в рифоо-бразовании активно или опосредованно оказывали

Рис. 10. Нескелетные кальцимикробные каркасы верхнепалеозойского илового холма Косью, Приполярный Урал: а — фораминиферово-микробно-водорослевый; b — микробиальный известняк с участками перекристаллизации и присутствием несортированной биокластики; c — микробиальный с полостями перекристаллизации и несортированной биокла-стики; d — биокластово-тубифитесово-мшанковый известняк с крустификационными корками и полостями перекристаллизации; f — микробиальный известняк с перекристаллизованной микробиокластикой. Масштабная линейка 5 мм (адаптировано по: Салдин, Ремизова, 2020)

Fig. 10. Non-skeletal calcimicrobial frameworks of the Upper Paleozoic Kosyu mud mound, Subpolar Urals: a — foraminifera-microbial-algal; b — microbial limestone with recrystallization areas and the presence of unsorted bioclastics; c — microbial with recrystallization cavities and unsorted bioclastics; d — bioclastic-Tubiphytes-bryozoan limestone with crustification crusts and recrystallization cavities; f — microbial limestone with recrystallized microbioclasts. Scale bar is 5 mm (adapted from: Saldin, Remizova, 2020)

влияние и региональные тектонические процессы Печорской плиты (рис. 12).

Рассмотрев эволюцию биогенных каркасов в палеозойских рифах и рифогенных сооружениях ТСУР, можно отметить, что она не всегда полностью коррелировалась с глобальным стратиграфическим распространением характерных каркасостроителей или с физико-химическими параметрами морской воды, включая колебания уровня моря. Это могло быть связано с тем, что временные изменения в глобальных параметрах затрагивают скелетную биоту и биологически индуцированный карбонат независимо. Распространение кальцимикробных карбонатов контролировали в большей степени временные изменения фи- зико-химических параметров, вызванные насыщенностью вод карбонатными минералами и органикой. Характер распространения и масштабности развития генетически разнообразных органогенных сооружений в Тимано-Североуральском осадочном бассейне показывает, что здесь на палеозойское рифообразова-ние дополнительно с глобальными факторами влияли и региональные события, связанные с тектонической историей Печорской плиты. Глобальные эвстати-ческие колебания уровня моря и сопутствующие эрозионные процессы усиливались или снижались движением блоков фундамента. Эрозионные процессы могли повышать или снижать трофность вод, тем самым обеспечивая водный баланс, либо дополняя пи-

Рис. 11. Биоцементные каркасы скелетных холмов среднего карбона — нижней перми: a — микробиально-мшанково-тубифитесовый биогермный биоцементолит, р. Подчерем, гжельский ярус, Северный Урал; b — филло-идно-водорослевый биокластовый биоцемен-толит, р. Унья, ассельский ярус, Северный Урал; c — мшанково-тубифитесовый биогермный биоцементолит, р. Кожым, ассельский ярус, Приполярный Урал; d — крустификационный изопахитовый кальцитовый фибровый цемент вокруг фрагментов филлоидных водорослей с участками пелоидного и блокового цемента, р. Унья, ассельский ярус. Северный Урал; e — филлоидно-водорослевый биокластовый био-цементолит, р. Заостренная, гжельский ярус, Северный Урал; f — радиально-лучистый сферовидный крустификационный цемент вокруг Tubiphytes с мшанками внутри, пелоидный и блоковый цемент между сфероидами, р. Кожым, гжельский ярус, Приполярный Урал

Fig. 11. Biocement frameworks of the skeletal mounds of the Middle Carboniferous — Lower Permian:

a — microbial-bryozoan-Tubiphytes bioherm bio-cementolite, the Podcherem River, Gzhelian Stage, Northern Urals; b — phylloid-algal bioclastic bio-cementolite, the Unya River, Asselian Stage, Northern Urals; c — bryozoan-Tubiphytes bioherm biocementolite, the Kozym River, Asselian Stage, Subpolar Urals; d — crustification isopach-tic calcite fibrous cement around fragments of phylloid algae with areas of peloid and block cement, Asselian Stage, the Unya River, Northern Urals; e — phylloid-algal bioclastic biocemento-lite, the Zaostrennaya River, Gzhelian Stage, Northern Urals; f — radial-rayed spherical crust-ification cement around Tubiphytes with bryozo-ans inside, peloid and block cement between spheroids, Kozhym River, Gzhelian Stage, Subpolar Urals тательными веществами и повышая мезотрофность вод в бассейне, либо понижая ее. И это все вместе с онтогенезом Палеоуральского океана — образованием, расширением и его закрытием во время уральского орогенеза — определило специфику палеозойского ри-фообразования в Тимано-Североуральском регионе.

В истории рассмотренного здесь палеозойского рифообразования отсутствует этап глобального раннекембрийского рифообразования, прекрасным полигоном которого являлся Сибирский кратон. В то время территория ТСУР только начинала оформляться как стабильная платформа после завершения байкальской складчатости, и разрез осадочного платформенного чехла начал формироваться с раннего — среднего ордовика (O_1—2).

Заключение

Таким образом, палеогеографическое положение в структуре земной коры, биосферные, глобальные и региональные тектонические процессы предопределили эволюцию палеозойского рифообразования в Тимано-Североуральском регионе. Геобиотические события дали возможность проследить онтогенез рифовых экосистем и каркасов, что позволяет предложить Тимано-Североуральский регион как модельный объект палеозойского рифообразования.

Работа проводилась в рамках темы НИР ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (ГР № 122040600013-9).

Выражаем благодарность анонимным рецензентам за замечания и рекомендации, позволившие улучшить восприятие большого объема статьи .

Ярус/ отдел

Типы и масштабы органогенных сооружений

60    50    40    30    20    10

Са (мэк/л)

Вековые вариации абсолютных концентраций Са2* в морских водах в палеозое:

пунктирная линия - подсчеты, (по: Stanley, Hardie,1998)

Франский

[3 ■ скелетные метазойные и скелетные метазойно-микробиальные рифы и пэтч-риф

[J- скелетные микробиальные рифы и холмы

|   |- скелетные холмы

- шельф/рампа со свободным водообменом

ПП

ЛУО

События тектонической эволюции

ПП - Печорская плита, ПУО - Палеоуральский океан, АР - активный рифтинг, ПКП - Предуральский краевой прогиб, ПР - пассивный рифтинг, И - инверсия

♦события вымирания: ГСМВ (глобальные события массового вымирания)

БС (биотическое событие)

,, (по:

"б 4      2      0     -2       (°C)

Палеотемпературы, события оледенения и вымирания

„ гсмв , Кельвассер

ГСМВ Хирнант

БС Клонк -«

БС Лауч

БС

Иревикен**

ГСМВ , — — Хангенберг

6“^

Mg/Са молярное соотношение ч Аэронский

Рудданский

Рис. 12. Взаимосвязь палеозойского рифообразования в Тимано-Североуральском регионе с глобальными геобиосфер-ными и региональными событиями

Fig. 12. The relationship of Paleozoic reef formation in the Timan-northern Ural region with global geo-biospheric and regional events