Палеозойские рифы Печорского Урала и сопредельных областей

Антошкина, Анна Ивановна

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Палеозойские рифы Печорского Урала и сопредельных областей
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Палеозойские рифы Печорского Урала и сопредельных областей"

РГ6 ЩССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

УРАЛЬСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ - ~ АПР '¿1ЛШМИ НАУЧНЫЙ ЦЕНТР ИНСТИТУТГЕОЛОГИИ

На правах рукописи АНТОШКИНА АННА ИВАНОВНА

ПАЛЕОЗОЙСКИЕ РИФЫ ПЕЧОРСКОГО УРАЛА И СОПРЕДЕЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ

04.00.01 - Общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Сыктывкар -1999

Работа выполнена в лаборатории литологии и геохимии осадочных формаций Института геологии Коми научного центра Уральского отделения Российской академии наук

Научный консультант: доктор геолого-мннералогических наук А.И.Елисеев

(Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, профессор

Н.В.Короновский (Московский государственный университет, Москва)

Защита состоится 25 января 2000 г. на заседании специализированного совета Д 200.21.00 при Институте геологии Коми НЦУрО РАН по адресу: 167610, Республика Коми, г. Сыктывкар, ул. Первомайская, 54. fax: (8212) 42-53-46, E-mail: Institute@geo. komi. ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Коми НЦ УрО РАН

Автореферат разослан 25 ноября 1999 г.

Отзывы в двух экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим направлять в Диссертационный совет по указанному адресу.

доктор геолого-минерапогических наук, профессор В.Г.Кузнецов (Государственная академия нефти и газа, Москва)

доктор геолого-минерапогических наук Н.И.Тимонин (Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар)

Ведущая организация: Институт геологии и геохимии Уральского отделения

Российской академии наук, Екатеринбург

Ученый секретарь Диссертационного совета

д. г.-м.н. А.Б.Макеев

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность. Как известно, ископаемые органогенные постройки и рифы являются индикаторами палеогеографической и палеотектонической обстановок. В последнее десятилетие достигнут значительный прогресс в восстановлении истории рифов палеозойского возраста, выявлении роли биогенных и абиогенных факторов, участвовавших в их формировании (Geldsetzeretal., 1988; Talent, 1988; Рифогенные..., 1990 " ; Flügel, FIugel-Kahler, 1992; James, Bourgue, 1992; Большакова и др., 1994; Wood, 1995; Cooper, 1997; Рифогенные..., 1997 и др.). Однако, глобальная картина распространения папеорифов только тогда станет полной, когда фазы их зарождения, расцвета и исчезновения могут быть установлены на уровне ярусов или даже в пределах ярусов. Выявление причин изменения рифов в течение времени дает ключ к реконструкции ряда важных геологических процессов. Разработка четких критериев диагностики ископаемых органогенных каркасных структур позволяет более определенно идентифицировать рифы с выявлением фаз их развития. Огромное количество накопленной информации вызывает объективную необходимость ее систематизации и обобщения. На этой основе возможна разработка эволюционных моделей, учитывающих морфологию, экологию и эволюцию рифовых компонентов. С этой точки зрения Печорский Урал предоставляет уникальную возможность с единых позиций и в пределах единого палеобассейна проследить эволюцию палеозойского рифообразования от его зарождения до затухания. Изучение палеозойских рифов Печорского Урала и сопредельных областей имеет не только теоретическое, но и важное практическое значение, так как к ним в Тимано-Печорской провинции приурочены месторождения нефти и газа.

Цель работы. Создание эволюционной модели палеозойского рифообразования на основе разработанных критериев диагностики и пространственно-временного анализа органогенных каркасных структур Печорского Урала и сопредельных областей,

Задачи исследований. 1. Изучение морфо-генетическихтипов органогенных каркасных структур и выделение диагностических признаков ископаемых рифов :реди них. 2. Обоснование закономерностей стратиграфической и пространственной приуроченности выделенных морфо-генетических типов в тектоно-седимента-ционных циклах. 3. Выделение основных этапов и стадий развития органогенных каркасных структур как составляющих процесса эволюции палеозойской рифовой экосистемы. 4. Выявление генетических и палеогеографических особенностей палеозойских рифов Печорского Урала в зависимости от глобальных и региональных факторов.

Фактический материал. Основу работы составляли материалы исследований автора за 1970-1998 гг. Объектами изучения являлись карбонатные отложения верхнего ордовика-нижнего девона Тимано-Уральского региона, силура-среднего

девона восточного склона Приполярного Урала, верхнего девона гряды Чернышева, верхнего карбона-нижней перми западного склона Приполярного Урала и верхнего силура на островах юго-восточной Аляски (архипелаг Александра). Изучались стратиграфия, литология и палеоэкология палеозойских органогенных образований. Некоторые материалы для сравнительного анализа получены при детальных исследованиях верхнедевонских рифов Южного Тимана, верхнеюрских биогермов на юго-восточном побережье Крыма и неогенового атолла Казантип на азовском побережье Крыма и верхнеснлурийскнх рифов и органогенных построек архипелага Александра юго-восточной Аляски. Менее детально исследовались силурийские 11 нижнедевонские рифы Среднего и Южного Урала, нижнепермские рифогенные массивы Башкирии и каменноугольно-нижнепермские органогенные постройки гряды Чернышева, силурийские органогенные постройки Эстонии, верхнедевонские биогермы на северо-западе Свентокширских гор в Польше, знаменитые силурийские рифы района Великих Озер и среднедевонские биогермы на западе штата Ныо Йорк в Северной Америке, силурийские биогермы и олистостромы нижнедевонскпх рифов формации Нюбриджин Нового Южного Уэльса Австралии. В общей сложности при литолого-палеоэкологических исследованиях разновозрастных органогенных построек и рифов было изучено 260 разрезов, около 10000 шлифов, большое количество пришлифовок всех основных разновидностей пород органогенных образований и вмещающих отложений.

Научная новизна. 1. Впервые с единых позиций охарактеризованы органогенные каркасные сооружения палеозоя Печорского Урала с детализацией их стратиграфического и пространственного распределения. 2. Выделены конкретные диагностические признаки 12 основных морфогенетических типов органогенных построек и рифов, характеризующихся четкой приуроченностью к палеоландшаф-тным фациям. 3. Впервые установлено преобладающее распространение органогенных построек и рифов в наиболее регрессивной и сложно построенной части тектоно-седиментационных циклов доорогенной палеозойской истории Печорского Урала. Собственно рифы, наиболее характерные для верхнеордовикско-нижне-девонской части первого цикла, имели четкую палеогеографическую позицию - на окраине карбонатного шельфа. 4. Целенаправленное изучение рифогенных фаций впервые дало возможность проследить всю историю палеозойских рифов Печорскою Урала от их зарождения в ордовике до их отмирания в перми. На основе этого работана эволюционная модель палеозойского рифообразования, которая состоит из трех стадий, имеющих свои характерные экологические черты, различающиеся по палеогеографической позиции каркасных структур, масштабам рифообразования. 5. Впервые обобщен и с единых позиций диагностирован материал по палеозойским органогенным постройкам и рифам восточного склона севера Урала и Пайхойско-Новоземельского региона, показывающий их сходство и отличие от одновозрастных органогенных,образовании Печорского Урала, обусловленные

конкретной геологической обстановкой этих регионов. 6. Впервые показаны генетические и палеогеографические особенности палеозойских рифов и органогенных построек Печорского Урала среди одновозрастных образований других регионов мира.

Практическое значение. Результаты проведенных исследований представляют определенный вклад в теорию рифообразования. Разработанная морфо-генетпческая типизация органогенных построек и рифов способствует их более правильной диагностике, бо.лее корректной реконструкции морских палеобассейнов, может использоваться при геологическом картировании районов распространения карбонатных отложений.Установленные закономерности распределения органогенных структур в палеозойском Тимано-Уральском осадочном бассейне позволяют уточнить региональную стратегию поисков карбонатных резервуаров, содержащих углеводородное сырье.

Защищаемые положения. В работе обоснованы следующие положения:

1. Палеозойские органогенные постройки и рифы Печорского Урала распространены в интервале от среднего ордовика до нижней перми и представлены широким спектром морфо-генетических типов. Их размещение в палеобассейне соответствует батиметрическому профилю от внутреннего шельфа до континентального склона. Собственно рифы развивались только на окраине шельфа.

2. Развитие и наибольшее распространение рифов и органогенных построек в палеозое Печорского Урала и Приуралья связаны с завершающими фазами тек-тоно-седиментационных циклов в доорогенный этап образования платформенного чехла Печорской плиты. Собственно рифы наиболее выразительны и крупномасштабны только в интервале от верхнего ордовика до нижнего девона.

3. Палеозойское рифообразование Печорского Урала может быть представлено в виде эволюционной модели трехстадийного развития рифовой палеоэкосисте-мы: фазы зарождения, быстро прогрессирующей в зрелую фазу, и постепенно вырождающуюся в фазу затухания. Эта модель прослежена в истории палеозойского рифообразования Пайхойско-Новоземельского региона и севера Восточного Урала, но продолжительность и полнота стадий в течении определенных временных интервалов обусловлены конкретной геологической обстановкой.

4. Таксономическое и структурное подобие позднесилурийско-раннедевон-ских рифовых сообществ Урала и южной Аляски выявило существование между этими ныне столь удаленными регионами тесную палеобиогеографическую связь в среднем палеозое.

5. Сочетание палеогеографических и палеотектоннческих факторов обусловило уникальность рифов Печорского Урала, выразившуюся в продолжительном на протяжении палеозоя существовании окрапнношельфовых рифов, в своеобразии и распространении биотстроматолит-содержащих каркасных рифовых структур, в формировании наиболее мощного, протяженного и фациально-дифференци-

рованного рифового пояса в раннем девоне, в развитии типичных рифов в раннем карбоне.

Объем и структура работы. Диссертация состоит их введения, 9 глав, заключения и списка литературы. Общий объем работы 307 страниц, в том числе 100 рисунков, 10 текстовых таблиц и 43 фототаблицы, библиография включает387 источников.

Апробация работы. Основные положения диссертационной работы рассматривались на У-УИ Всесоюзных симпозиумах по ископаемым рифам и кораллам (Душанбе, 1983; Владивосток, 1987; Свердловск, 1991), VI 1-ой Выездной папеоэко-лого-литологической сессии " Пермские рифогенные образования Южного Урала". (Уфа, Стерлитамак, Ишимбай, 1989), 29-ом Международном геологическом конгрессе (Япония, 1992), Всероссийском литологическом совещании "Современные проблемы литологии" (Новороссийск, 1994), XIII Международном конгрессе по карбону и перми (Краков, Польша, 1995), Втором Международном симпозиуме по силурийской системе (Рочестер, США, 1996), Международном симпозиуме по цикличности и биособытиям в девонской системе (Рочестер, США, 1997), Международной конференции " Палеобиогеография австрало-азиатской фауны и флоры" (Воллонгонг, Австралия, 1997), Ежегодных совещаниях американских геологов (Портланд, США, 1996,1997; Торонто, Канада, 1998), Международной конференции " Циркум-Арктическая фауна и фации" (Варшава, Польша, 1998), на Международной конференции " Циркум-Арктические нижне-среднепалеозойские события" (Юрмала, Латвия, 1999) и др..

Доклады в тезисной форме представлялись на Международном строматоли-товом симпозиуме (Невада, США, 1994), 30-ом Международном геологическом конгрессе (Бенджин, Китай, 1996), Европейском союзе геонаук Е1Ю-9 (Страсбург Франция, 1997), Международной подкомиссии по силурийской стратиграфии (Иберия, Испания, 1998), Международной конференции "Северогондванская среднепа-леозопская биогеография/биособытия в связи с динамикой земной коры" (Исфахан. Иран, 1998) и др..

Публикации. По теме диссертации опубликовано 36 статей, 1 препринт, 5 монографий (четыре из них в соавторстве), многочисленные тезисы и рефераты докладов на всесоюзных, российских и международных совещаниях. Печатные трудь изданы в нашей стране и за рубежом.

Благодарности. За длительный период изучения палеозойских рифов авто|: общалась с очень многими специалистами. Особо плодотворные обсуждения лито логических, палеонтологических, палеоэкологических, стратиграфических и обще геологических проблем с А.Ф.Абушик, А.К.Афанасьевым, Т.М.Безносовой, О.В.Бого явленскэй, Н. А.Боринцевой, А.И.Елисеевым, Н.М.Задорожной, В.П.Зарх, Н.В.Калаш никовым, И.К.Королюк, В.Г.Кузнецовым, Н.А.Малышевым, С.В.Максимо вой,Т.В.Майдль, С.В.Мельниковым, В.Вл.Меннером, Л.С.Милициной, М.В.Михайло вой, ТЛ.Модзалевской, Л.В.Нехорошевой, Д.К.Патруновым, В.Н.Пучковым, Н.Н.Пред

теченским,.А.И.Першиной, Н.Б.Рассказовой, С.Т.Ремизовой, В.А.Салдиным, Л.И.Филипповой, В.С.Цыганко, Б.И.Чувашовым, М.А.Шишкиным, М.В.Шурыгиной, В.П.Шуйским, Р.Э.Эйнасто, А.Б.Юдиной, В.В.Юдиным, Я.Э.Юдовичем. Очень значительным было творческое-сотрудничество с американским профессором К.М.Соджа, благодаря которой автор не только имел возможность проводить полевые работы на юго-восточной Аляске, но й посетить одни из первых, описанных в геологической литературе ископаемых рифов-знаменитые силурийские рифы района Великих Озер Северной Америки. С неизменной благодарностью автор вспоминает своих первых наставников и учителей С.В.Максимову, Д.К.Патрунова и Р.Э.Эйнасто. Большую помощь мне оказали ведущие специалисты по рифам Урала И.К.Королюк и В.П.Шуйский.

Я глубоко признательна директору Института академику Н.П.Юшкину за поддержку и возможность участия в международных совещаниях и зарубежных полевых экскурсиях.

Особую благодарность выражаю доктору геолого-минералогнческих наук А.И.Елисееву, который во многом содействовал моему научному росту и появлению данной работы.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

РИФЫ: ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И ПРИНЦИПЫ ДИАГНОСТИКИ

Проблемы систематизации и номенклатуры рифов и других органогенных образований и их диагностика тесно связаны с формированием самого понятия о рифе, о типичных чертах "геологической" рифовой структуры и рифовой экосистемы. Экологическое понятие рифа как трофически многоуровневой экосистемы, возникающей в морском мелководье за счет комплекса фотосинтезирующих авто-трофных организмов, способных к быстрому росту, выделению больших масс органогенной извести и служащих основой существования консументной части, позволяет четко выделять его среди других органогенных каркасных структур. Сукцесснонное понятие рифа как отражения последовательной смены фаз развития рифовой экосистемы от начальных - стабилизации (базисной) и колонизации (пионерной) к зрелым - диверсификации (климаксной) и доминантной (завершающей) отражает иерархический ряд стадийного развития органогенной каркасной структуры. Исходя из того, что биогерм, биостром, холм (иловый, микробиальный, скелетный) могут быть составными частями в рифовых структурах необходимо разделять понятия "органогенная постройка" и "риф". Ландшафтно:морфологическое понятие рифа определяет его как фациально-дифференцированное геологическое тело, состоящее из совокупности разнообразных фаций - тылового рифа, рифового плато, рифового гребня, рифового обломочного шлейфа и предрифа. Органогенные постройки и

рифы представляют собой трансформированный геологический продукт жизнедеятельности специфических шельфовых экосистем, поэтому с геологической точки зрения они характеризуют формационное понятие. Исходя из этого, генетическое понятие ископаемого рифа определяется тем, что эта крупная сложноор-ганизованная органогенная каркасная структура, образовывала на окраине шельфа эко-седиментационный барьер, разделявший разные по своим физико-химическим и гидрологическим свойствам обстановки предрифовой и зарифовой областей, нарушавший свободный водообмен в пределах шельфа, определяя тем самым специфику экологи-ческих и седиментационных характеристик отложений в зарифовом палеобассейне.

ЧАСТЬ 1

ПАЛЕОЗОЙСКИЕ РИФЫ ПЕЧОРСКОГО УРАЛА

Глава 1. ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ

Присутствие в палеозойских отложениях Печорского Урала и Приуралья органогенных образований отмечалось, начиная с Н.Н.Иорданского, многими геологами - В.А.Варсанофьевой, А.А.Черновым, М.Е.Раабен, А.Г.Кондиайн,А.И.Першиной и др..Позднее наметился периодлитолого-стратиграфических исследований (Г.А.Чернов, А.И.Равикович, Т.И.Кушнарева, Н.Н.Кузькокова, А.И.Елисеев, В.А.Чермных, В.П.Шуйский, В.С.Цыганко, А.И.Антошкина, М.А.Шишкин, В.Вл Меннер, Б.И.Чу-вашов и др.). В дальнейшем появляются работы, в которых больше внимания уделяется уже генезису органогенных построек и рифов и их классификации ( Шуйский, 1973^ Тихий, 1984; Шуйский, Клюжина, 1989;Антошкина, 1979,1988,1992,1994,1996, 1998, 1999; Беляева, 1986, 1992, 1998; Богданов, 1991 и др.). Однако литолого-палеоэкологическая характеристика и генетическая интерпретация разновозрастных органогенных каркасных структур, широко распространенных в исследуемом регионе, далеко не равнозначны, не всегда обосновано выделение рифов. С учетом этого автор данной работы проводил свои исследования и проанализировал имеющийся материал по рифам и органогенным постройкам с позиций современных представлений об их генезисе.

Глава2. МОРФОЛОГИЯ, СТРУКТУРА И ГЕНЕЗИС ОРГАНОГЕННЫХ ПОСТРОЕК И РИФОВ

В составе палеозойского осадочного чехла Печорского Урала и Предуральско-го краевого прогиба органогенные постройки установлены в интервале средний ордовик - нижняя пермь и представляют широкий спектр морфо-генетических типов:

сгг элементарных монотаксонных банок и калиптр, биостромов, биогермов до мощных фациалыю дифференцированных линейных рифовых барьерных систем. Первые органогенные образования отмечены в верхах карадока на Приполярном Урале и гряде Чернышева. Они представлены небольшими (до Юм) кораллово-мшанковыми биогенными банками карбонатного рампа.

Первые рифы датируются верхним ашгштлом и установлены на Северном, Приполярном и Полярном Урале. Они формировали изолированные крупные (110-500 м) сооружения на окраине крайне мелководного шельфа с участками засолоненных лагун. Главная породообразующая роль, в рифах принадлежит разнообразным микробиальным и водорослевым автотрофам в ассоциации с гетеротрофными каркасостроителями - губкообразными организмами, рецептакулитами, гелиолитидами, мшанками, проблематическими гидроидами - фистулеллами, реже кораллами. Конкретные рифовые массивы имеют ряд отличий: по составу и различной породообразующей роли каркасных организмов, геометрии и мощности построек.

Среди силурийских отложений выделяются уровни развития органогенных построек и рифов. К первым относятся небольшие (до 2-4 м) кораллово-строматопо-ровые, строматопоровые и строматолитовые биогермы и биостромы, стромато-литовые калиптры, разнообразные биогенные, чаще всего монотаксонные, банки. Они наиболее распространены в разрезах лландовери, нижнего венлока и пржидо-лия как на Печорском Урале, так и Предуральском краевом прогибе. Рифы, развитые только на Печорском Урале, приурочены к верхнему лландовери и верхнему венлоку-лудлову. Среди верхнелландоверийских рифовых образований установлены два типа: рифовые бугры (170 м) верхней части континентального склона и пэтч-рифы (до 80 м) внутришельфовых лагун. Первые достоверно известны только на Северном Урале и характеризуются широким развитием несортированных биоклас-товых разностей. Биогермные структуры в них представлены водорослево-гидроид-ной ассоциацией. Пэтч- или "лоскутные" рифы выделяются распространением узорчатых и онколитовых доломитов среди массивных биогермных разностей. Каркасные структуры образованы строматолитоподобными цианобактериями и гетеротрофными организмами - табулятами и строматопороидеями. Верхневен-локско-лудловские рифы (500-700 м) в лудлове в виде барьера из цепочки рифовых отмелей на окраине шельфа, окаймляли зарифовые лагуны с примыкавшими к ним приливно-отливными равнинами. Общим в изученных рифовых толщах является то, что в их формировании одну из основных ролей играли различные микробпонты и водоросли, из которых наиболее распространены представители цианобактерий. Главным отличиями верхневенлокско-лудловских рифов являются: морфо-фацнальная структура, состав рифовых палеоценозов и породных ассоциаций, мощности, геометрия и история развития.

В разрезе девонских отложений обособляются нижнедевонский и верхнедевонский уровни с развитием органогенных построек и рифов. В нижнелохковских

отложениях развиты шельфовые (биогенные банки, строматолитовые калиптры и биогермы) и склоновые (типа банок цементации) органогенные постройки. Изолированные рифы (160 м) росли на окраине засолоненного шельфа в позднем лохкове. Биогермные структуры сложены в основном цианобактериями, образующими протяженные строматолитоподобные обрастания, строматопороидеями и редкими скоплениями ветвистых табулят среди криноидных биокластов. Мощные (до 1000 м) пражские рифы, формировали окраинношельфовые линейные барьеры, обрамлявшие зарифовые лагуны, примыкавшие к озерно-болотным равнинам. Характерно большое сходство пражских рифовых сообществ по латерали в пределах всего рифового пояса и наиболее развитая палеоландшафтная структура. Рифовые сообщества пражско-времени отличаются от предыдущих наибольшим разнообразием рифостроителей-автотрофов и рифолюбивых организмов. В это время получили расцвет дазикладиевые водоросли и гидроидные полипы, наибольшего разнообразия достигли цианобактерии. Нижнеэмские органогенные каркасные структуры (до 200 м) на Приполярном Урале имеют сходство с пражскими. На Северном и Полярном Урале в них преобладает аккумулятивный характер седиментации и отчетливо влияние аллювиальных равнин.

Верхнедевонские органогенные каркасные структуры, слагающие массивные толщи (свыше 600 м), распространены главным образом в разрезах Предуральского краевого прогиба. Они характеризуются линзовидным чередованием л итокластовых, биокластовых и биогермных разностей, с широким развитием, особенно в фаменс-кое время, сферово-узорчатых и сгустково-комковатых. В разрезе этих мощных карбонатных толщ нет отчетливо выраженных характерных рифовых фаций. Биогермные известняки сложены преимущественно цианобактериями, а в биокластовых и .сгустково-комковатых известняках отмечаются неопределимые кодиевые и распространены ооспорангии харовых водорослей. Только в верхнефранской части в ассоциации с цианеями отмечаются строматопороидеи. Здесь мы можем говорить о формировании в пределах обмелявшихся изолированных карбонатных платформ, окруженных аноксичными водами, позднефранских микробиально-строматопоро-вых биогермов окраин и фаменских микробиапьных холмов склонов. Такие органогенные каркасные структуры можно называть карбонатными банками с биогермным и микробиальным обрамлением.

Нижнекаменноугольные органогенные постройки и рифы развиты в одном верхневизей.ско-серпуховском интервале. Риф(200 м) установлен только на Приполярном Урале. Он формировался на окраине крайне мелководного шельфа. Главную рифостроящую рольиграли разнообразные водоросли - красные соленопоровые, зеленые и цианобактерии. Биогермные водорослевые известняки, иногда с отчетливой строматолитовой структурой, преобладают в рифовой толще. Визейско-серпуховские органогенные постройки (2.5-25 м) распространены на Приполярном, Северном Урале и гряде Чернышева. Они представлены водорослевыми био-

гермами и биостромами среди биокласТовых известняков.Такие постройки могли формироваться в переходных обстановках от литорали к сублиторали. Начиная с концасреднего карбона широко представлены органогенные образования, называемые палеоаплизиновыми биогермными известняками. Характерным примером является постройка на р. Щугор. Как оказалось, наиболее важным структурным компонентом этих органогенных построек являлись филлоидные водоросли. Каркас построек из этих хрупких организмов усиливался за сч-ет инкрустации кальцимикробов. Такая органогенная постройка является склоновым образованием типа филлоидно-водороелевых холмов.

Гжельско-сакмарские органогенные структуры (до 330 м) отмечается в разрезах Северного и Приполярного Урала и гряды Чернышева. Для них характерно отсутствие рифовой фациальной зональности по латерали и вертикали. Мы видим разрез массивных, линзовидно наслоенных, биогермных (мшанковых, микробиаль-но-мшанковых, палеоаплизиновых ) й биокластовых известняков, включающих довольно разнообразный на уровне родов таксономический состав бентосной фауны. Гидродинамическая обстановка во время формирования постройки была, вероятно, достаточно спокойной, что подтверждается широким распространением свободнолежащих форм брахиопод. Характерны линзовидные прослои несортированных и неокатанных, иногда мусорного облика, скелетных осадков. Формировании такой органогенной постройки происходило в открытых окраинноше-льфовых условиях и в обстановках низкой энергии водной среды с периодическим влиянием штормов. Таким критериям соответствуют органогенные постройки типа скелетных куполов на склонах карбонатных плато, контактирующих с глубоководным трогом.

Глава 3. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОРГАНОГЕННЫХ ПОСТРОЕК И РИФОВ В ПАЛЕОЗОЙСКИХ ФОРМАЦИЯХ ПЕЧОРСКОГО УРАЛА И ПРЕДУРАЛЬСКОГО КРАЕВОГО ПРОГИБА

В палеозойских доорогенных образованиях Печорского Урала и Приуралья среди отложений Елецкой структурно-формационной зоны А.И.Елисеевым выделены три типа формаций: терригенная (фалаховая), терригенно-карбонатная (пла-тамовая) и преимущественно карбонатная (капейдовая), образующих генетический ряд формационной триады. За промежуток времени от раннего ордовика до ранней перми включительно намечается тритектоно-седиментационных цикла с отчетливой трансгрессивно-регрессивнной направленность и завершающиеся накоплением фациально неоднородной калейдовой формации (рис.1). Формирование ее происходило в условиях активизации тектонических событий в пределах Печорской плиты и определенного этапа развития Уральского палеоокеана. Сопровождающее эти события усложнение донного рельефа вызывало перестройку в распределении и

А - 1 - конгломераты; 2 - песчаники и алевролиты; 3 - кремнисто-глинистые сланцы; 4 - известняки; 5 - доломиты; 6 - песчанистые известняки; 7 - глинистые известняки; 8 - комковатые известняки; 9 - органогенные постройки; 10 - рифы; 11 -рифовые ко иглобрекчии в слоистых известняках; 12 - сульфаты.

Б - 1 - песчаники, алевролиты аллювиальных равнин; 2 - красноцветы озерно-болотных равнин; 3 - глинисто-доломитовые отложения лагун; 4 -ламинарные карбонаты, строматолитовые купола лагун и литорали закрытого шельфа; 5 - терригенно-органогенные отложения открытого шельфа; 6 - сульфаты и карбонаты лагун и себх; 7 - биогермы, биостромы; 8 - рифы.

Рис. 1. Схема распространения рифов и органогенных построек в палеозойских формациях западного склона севера Урала и Предуральского краевого прогиба (А) и литолого-фациальный разрез ашгильско-нижнеэмской-мелководно-депрессионной (калейдовой) формации (Б).

структурах бентосных сообществ, определяемых батиметрической приспособляемостью, и усиливало морфо-генетическое разнообразие типов каркасных структур. Именно этим объясняется преобладающее распространение органогенных построек и рифов в наиболее регрессивной части тектоно-седиментационных циклов (рис. 1). В платамовых формациях, накапливавшихся в условиях рампа или погруженной платформы со свободным воодообменом, более характерны простые органогенные постройки. Рифы, как Большенадотский риф на Приполярном Урале, здесь скорее являются исключением. Возможно, это связано с тем, что основанием рифа могли служить биогенная или оолитовая банка, а также микробиальныйхолм, начавшиеся формироваться в условиях рампа. Собственно риф с обильным рифовым дебрисом мог развиться позднее в серпуховское время. Рифы являются наиболее выразительным и крупномасштабным элементом только верхнеашгильско-нижнеэмской калейдовой формации первого тектоно-седиментационного цикла. Именно в это время характерно появление и развитие наиболее мощных палеозойских рифов. В составе среднефранско-турнейской калейдовой формации распространен другой тип органогенных каркасных структур - карбонатных банок. Рифообразование в это время сместилось в западные районы Печорской плиты. Серпуховско-нижнеартинская калейдовая формация характеризуется развитием преимущественно микробиаль-ных, палеоаплизиновых, филлоидно-водорослевых и скелетных холмов склонов.

Глава4. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ПАЛЕОЗОЙСКИХ РИФОВ ПЕЧОРСКОГО УРАЛА

История палеозойского рифообразования на территории Печорского Урала может быть представлена в виде трехстадипной модели развития рифовой палеоэко-спстемы, включающую среднеордовикско-раннеэмскую, среднефранско-турней-скую и поздневизейско-раннеартинскую стадии (рис.2). Эти стадии отражают фазы рифовой палеосукцессии: фаза зарождения быстро прогрессирующая в зрелую и затем постепенно вырождающаяся в фазу затухания. Фазы, в свою очередь, являются реакцией рифостроящих организмов на развитие Уральского палеоокеана, тектоническую эволюцию Печорской плиты и глобальные колебания уровня моря. Довольно хорошая сохранность органогенных образований среди отложений шельфа, его окраины и склона обеспечивает относительно редкую возможность для понимания динамических процессов и батиметрии, ассоциирующихся с ростом рифов на довольно протяженной окраине (свыше 1000 км) северо-востока Европейской платформы.

К началу среднеордовикско-раинедевонского этапа рифообразования на территории севера-востока континента Балтика оформилась зона континентального склона и его подножия, к западу от которого существовали обстановки типичной мелководной карбонатной платформы. Среднеордовикские карбонаты послужили

фундаментом для формирования палеозойских рифов Печорского Урала. Первые постройки в виде биогенных мшанково-коралловых банок, мощностью 7-10 м, формировались на карбонатном рампе. Первые рифы датируются поздним ашгиллом и характеризуются обилием цианобактериальных строматолитовых обрастаний в каркасной структуре. Достаточно резкие отличия в составе палеоценозов позднеордо-викских рифов свидетельствуют об их отчетливой изоляции в пределах единого бассейна. Они формировали довольно мощные изолированные сооружения (110-500 м) на краю шельфа, преобразованного из рампа карадокско-раннеашгильской терри-генно-карбонатной платформы. В середине позднего ашгиллия (конец мало-тавринского времени) рифы были выведены на поверхность и эродированы,азагем в самом позднем ашгиллии(яшикшорское время) были заго-плены в результате глобального подъема уровня моря, связанного с таянием ледников в Северной Африке.

Высокое стояние уровня моря на карбонатной платформе продолжалось вплоть до позднего лландовери. Небольшие кораллово-строматопоровые и строматопоро-вые биогермы росли на отмелях открытой затопленной платформы. Рострифов возобновился в начале позднего лландовери (филиппъельское время), когда уровень моря понизился вследствие очередной флуктуации гондванского (бразильского) материкового оледенения. Возможные тектонические подвижки Печорской плиты способствовали образованию нового абриса континентальной окраины. В это время стали формироваться рифовые комплексы с системой рифов-бугров на окраине шельфа и склона и пэтч-рифов на границе зарифовой лагунной и лагунно-литоральной зон шельфа. Преобладают микробиальные сообщества с участием проблематических гидроидов, кораллов и строматопороидей в образовании биогенных структур этих рифов. Резкое повышение уровня моря в маршрутнинское время, связанное с таянием ледниковых шапок в южном полушарии, прервало рифообразование на окраине шельфа. Биогенные карбонаты в виде кораплово-строматопоровых биогермов и биостромов распространены в это время на внутреннем и внешнем шельфе. Устойчивое погружение края платформы на фоне сокращения Тимано-Уральского морского бассейна привело к возобновлению роста рифов в позднем венлоке и формированию барьерных рифов с типичной рифовой зональностью в лудлове на окраине шельфа. В структуре лудловских рифов уже отчетливо проявляется полосовидный характер фациальных рифовых зон. Такое распределение палеогеоморфологических элементов присуще уже линейным рифовым образованиям барьерного типа. Стабильность оптимальных условий способствовала непрерывному вертикальному наращиванию (до 700 м), латеральному расширению (4-13 км ширина рифовой платформы) и увеличению таксономического и видового разнообразия скелетных циа-нобактерий, кальцимикробов и метазойных организмов. Однако наряду со сходством рифы позднего венлока-лудлова в разных участках папеобассейна имели свои особенности. В целом, в составе рифовых палеоценозов верхнего венлока-лудлова возросли численность и таксономическое разнообразие как автотрофной, так и гс-

Рис.2 Эволюционная модель палеозойского рифообразования на Печорском Урале.

■ • редко ,

■ - локально присутствуют I • 1 !'МФЫ

I-обычно р~[у|.закрытый шельф

¡-обильны |——| -карбонатные

банки, холмы деградация /шельфа (=1 -открытый шельф

- проградацит карбонатного --деградация /шельфа [ -»-транзитная зона

1 - цианобактерии, кальцимикробы

2 - известковые водоросли

3 - губки (афросальпицгиды, стро-матопороидеи, проблематические гидроиды, папеоаллшины)

4 - табуляты + ругозы

5 - мшанки, 6 - иглокожие 7 -брахиоподы

теротрофной составляющих. Из гетеротрофов-рифостроителей широко распространены проблематические гидроиды, колониальные ругозы, афросальпингиды, ге-лиолитиды, табуляты, строматопороидеи, мшанки. Рост лудловских барьерных рифов был прерван резким обмелением в позднем лудлове и завершился образованием мощных потоков рифового дебрлса. Это выразилось в формировании массивно-слоистой толщи пржидольскихбиокластовых известняков с прослоями лудловских рифовых конглобрекчий. В конечном итоге рост лудловских, и соответственно силурийских, рифов закончился в результате смены резкого падения уровня моря относительно резким его подъемом на границе гердъюского и гребенского времени.

К началу раннего девона мелководно-морские обстановки в пределах Тимано-Урапьского бассейна были относительно выравнены. В позднем лохкове после длительного пржидольско-лохковского затопления карбонатной платформы резкое обмеление способствовало возрождению локальных рифов (до 170 м), обрамлявших окраину новообразованного крайне мелководного шельфа. Фундаментом для них могли служить склоновые сооружения, типа банок цементации. Широко развитые цианобактериальные маты и инкрустации по ним являются характерным признаком позднелохковских органогенных структур. Изолированность, рифов, как и в позднем ашгиллии, была связана с активизацией блоков края пл'атформы. В пражское время паузком карбонатном шельфе была сформирована самая мощная и сложно фациа-льно дифференцированная линейная барьерная рифовая система, характеризую-^ щаяся большим видовым сходством рифостроящих и рифолюбивых организмов на столь протяженной шельфовой окраине. Эти рифы выделялись не только наибольшими мощностями (до 1000 м), но и самым богатым видовым и таксономическим разнообразием автотрофных рифостроителей. В раннем эмсе, за исключением Приполярного Урала, формировались уже не фациально дифференцированные рифы, а органогенные сооружения биогермно-банкового типа, в которых аккумулятивная органогенная седиментация постепенно подавляла биогермное карбонатонакопле-ние. Рост пражских рифов был первоначально кратковременно прерван на границе прагиена и эмса резким падением уровня моря и окончательно закончился в середине эмса в результате резкого повышения уровня моря и накопления тонких карбонатно-терригенных илов в вязовское время. Органогенно-аккумулятивные постройки ран-неэмского (такатинского) времени завершают позднеордовикско-реннедевонскую эпоху палеозойского окраинношельфового рифообразования. Итак, позднеордо-викско-позднелландоверийские рифы характеризуют фазу зарождения палеозойского рифообразования Печорского Урала и Приуралья, пражские - фазу диверсификации, а эмские - доминантную (рис. 1).

Средний девон отмечен большими палеогеографическими и седиментацион-ными переменами, связанными с заложением Печоро-Кожвинской рифтовой зоны. В это время накапливались смешанные терригенно-карбонатные отложения транзитного открытого шельфа. Существовавшая раннедевонская система линейного барь-

ерного рифа распалась в поздне эмсе, небольшие кораллово-строматопоровые биогермы существовали на окраине среднедевонскоготерригенно-карбонатного рампа, трансформировавшегося из шельфовой окраины в результате внутриплитного рифто-генеза. Рифообразование в позднем эмсе и среднем девоне сместилось в экваториальную зону - на шельфы островной вулканической дуги и возобновилось на Печорском Урале только в среднем фране.

Среднефраиско-турнейский этап рифообразования представляет важный переход в развитии палеозойских рифов предорогенной карбонатной платформы: от окраиношельфовых рифов до крупных органогенных построек в пределах внешнего и внутреннего шельфа. Фактически рифообразование смещается в западные районы Печорской плиты на окраины прибрежного шельфа. Позднедевонский фациальный план был установлен в результате главного франского затопления больших областей окраины Восточно-Европейской платформы, связанного с интенсивным, субдукционным погружением континентального края и формированием Тимано-Печорской системы депрессий. Масштабное биогенное карбонатона-копление, особенно в Приуралье, связано с расширением в позднефранское время зон апвелинга глубоких аноксичных вод не только вдоль континентальной окраины, но и на Печорской плите. Одновременно проявляется и вулканическая деятельность в рифтовых зонах. Хотя биогенные карбонаты формировали мощные (до боо м) толщи рифовая экосистема не достигала зрелой стадии в этих условиях, не образовывала четкой биотической и фациальной зональности. Эти биогенные сооружения рассматриваются как карбонатные банки, т.е. латерально недифференцированные, наслоенные карбонатные тела, состоящие из линзовидного чередования биогермных и небиогермных отложений, без типичных рифовых брекчий и раннеморской цементации. Преобладающий микробиальный состав каркасостроителей служит свидетельством стрессовых обстановок, в результате которых развитие рифовой экосистемы фактически оставалось на начальной (пионерной) стадии. Формировались они на небольших изолированных карбонатных платформах в окружении аноксичных вод. Если в начале позднего франа строматопороидеи, ругозы, рецептакулиты и табуляты присутствовали в той или иной степени в составе метазойной сообществ на окраине карбонатных банок, то в конце в них отмечаются только редкие строматопороидеи. Резкая трансгрессия прервала рифообразование в конце франского времени, на Урале и в Предуральском краевом прогибе в пределах банок формировались преимущественно слоистые известняки с обилием криноидей и присутствием интра-кластов. В фамене фактически прекратилось образование метазойно-микробиальных построек, преобладали мелкие строматолитовые биогермы и толстые стромато-литовые корки на биокластовых и литокластовых песках. Формировались органогенные постройки типа микробиальных холмов.Турнейские микробиальные карбонаты отмечаются на территории Печорского Урала. Продолжающийся подъем

Русской и Печорской плит на границе турне и визе и глобальное падение уровня моря привели к эрозии турнейской карбонатной платформы.

Поздневизейско-раннепермский этаприфообразования характеризуется восстановлением в раннем карбоне развития зрелых рифов после позднедевонско-турнейского кризиса с Преимущественным развитием микробиальных, скелетных и иловых холмов. После исчезновения в течение позднего девона силурийско-девонсм :х рифовых сообществ наблюдается медленное развитие нового биотического сообществ;!, разнообразие которого достигло максимума в ранней перми. После периода затопления платформы во время глобальной средневизейской трансгрессии аридизация климата и обмеление в конце визе и Серпухове способствовали широкому распространению микробиальных биогермов и матов среди биокластовых и террйгенных песков, характеризующих обстановки приливно-отливных равнин. Несмотря на продолжительную трансгрессию в рельефе дна сохраняется его дифференциация, унаследованная с позднего девона. Возможно это способствовало появлению в позднем визе на внешней окраине новообразованного крайне мелководного шельфа роста изолированных рифов (200 м), преимущественно микро-биально-водорослевого состава. Мощный обломочный рифовый шлейф образовался в результате падения уровня моря и эродирования накопленных осадков, вплогь до образования явлений палеокарста в разрезах внутреннего шельфа, а также связан с начавшимся заложением краевого прогиба на окраине карбонатного шельфа. В связи с этим рифовая экосистема продолжала развиваться уже в условиях стресса и могла формировать сложные по составу, но экологически не дифференцированные, органогенные каркасные структуры, подобные Большенадотскому рифу. Усиление коллизионных процессов активной и пассивной окраин Уральского палеоокеана выразилось в формировании в глубоководном бассейне поднятий с синседиментационной субаквальной эрозией, поставлявшей терригенный материал в область шельфа, возможно, начиная со среднего карбона. Предсреднекаменно-угольный региональный размыв завершился резким подъемом уровня моря. Каких-либо органогенных построек этого времени не установлено. Однако, широкое распространение среднекаменноугольных карбонатных брекчий с присутствием водорослевых известняков может свидетельствовать о былом развитии водорослевых биогермов или поселений с одновременным их разрушением. Возможно причиной этого было формирование органогенных построек из филлоидных водорослей, менее устойчивых, чем строматолитовые постройки, и тектонические события. Формировавшийся надрифтовый палеорельеф дна шельфа и распространение передового прогиба с флишевыми осадками на край карбонатного шельфа определяли новую тектоническую и седиментационную дифференциацию. В результате, в начале позднего карбона развивались филлоидно-водорослевые и скелетные холмы на склоне деградирующего карбонатного шельфа. Широкое распространение скелетных метазой в конце карбона и ранней перми, однако, не способствовало образованию

экологически развитых рифов. Преимущественно метазойные сообщества формировали крупные скелетные купола (до 330 м) на склонах карбонатных плато, контактирующих с глубоководным трогом с усиливавшимся влиянием терригенной седиментации. На внутренней части окраины шельфа (запад гряды Чернышева) в ассельское время среди биоютастовых песков развиты маломощные гидрактиноидные банки. Распространение этих органогенных построек наводит на мысль о развитии в пределах шельфа протяженных сублиторальных карбонатных плато, разделяемых руслами более глубоководных тиховодных проливов с глинисто-карбонатной седиментацией. Сакмарские палеоаплизиново-мшанковые и биокластовые известняки формировали органогенные постройки до до 40 м мощностью. В стерлитамакское время в постройках преобладают биокластовые разности. В Предуральском краевом прогибе они отмечаются и в раннеартинское время. Итак, несмотря на экологическое богатство позднепалеозойских морских бентосных сообществ, биогенное кар-бонатонакопление в позднем карбоне и ранней перми не проявилось на Печорском Урале в мощном рифообразовании. В конце сашарского времени резкий подъем уровня моря и усиление орогенной флишевой-седиментации со стороны формирующегося передового прогиба прервали биогенное карбонатонакопление на внешней окраине отступающего шельфа, а затем, в артинское время - на внутренней окраине.

ЧАСТЬ II

ПАЛЕОЗОЙСКИЕ РИФЫ СОПРЕДЕЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ

Из сопредельных областей Печорского Урала рассмотрены Паи-Хоп, острова Вайгач, Долгий и Новая Земля, атакже Южная Аляска. Выбор Аляски, расположенной наудаленном американском континенте, в качестве сопредельного региона объясняется поразительным родовым и видовым сходством позднесилурнйско-раннедевонских рифовых сообществ Северного Урала и южной Аляски.

Глава 1. ПАЙ-ХОЙ, ВАЙГАЧ, НОВАЯ ЗЕМЛЯ

История развития палеозойского бассейна на территории Пай-Хоя повторяет в общих чертах историю уральского бассейна. В разрезе палеозойских отложений Пай-Хоя, Вайгача и Новой Земли в среднеордовикско-позднекаменноугольном интервале установлен широким спектр органогенных каркасных структур: от монотаксонных банок до атоллов и барьерных рифов. Первые органогенные постройки карбонатного рампа в виде иловых холмов (до! 0-20 м) и строматопорово-кораллового биогерма отмечены в верхней части карадокского яруса на северо-востоке о-ва Вайгач. Риф (78 м), установленный на юго-западном окончании острова в основании ашгнл-

ла, формировался на окраине довольно узкого и мелководного шельфа. В каркасной структуре различаются кораллы и строматопороидеи в ассоциации с цианеямй и багряными водорослями. Ашгильские шельфовые постройки (до 10 м) из стромато-литовых калиптр отмечены здесь и на пайхойском побережье Югорского Шара.

В силурийских отложениях органогенные структуры распространены на Пай-Хое, островах Вайгач, Долгий. Стратиграфически они приурочены, главным образом, к верхнесилурийским отложениям. В основании лудлова на о-ве Долгом они слагают серию (до 5 м) кораллово-строматоровых биостромов. В ассоциации с ними встречены строматолитовые калиптры в виде многоярусных столбчатых построек, высотой до 60 см, характеризующие переходные обстановки зон литорали и сублиторали. На северо-западе о-ва Вайгач развиты склоновые строматопорово-корапловые биогермы (1-4 м), рост которых периодически подавлялся иловой седиментацией. Ок-раинношельфовый рифовый комплекс юго-востока Вайгача (свыше 1000 м) охватывает интервал от лудлова до эмса. Основными каркасостроителями служили разнообразные цианобактерии, красные багряные водоросли и проблематические гидроиды -фистулеллы. На северо-западе Пай-Хоя описаны рифовые известняки (300 м) с распространением литокластового материала и строматолитовых корковых обрастаний. На юго-востоке Пай-Хоя развита толща верхнесилурийских массивных известняков (до 200 м), в биогермных разностях которой установлены остатки сфинктозой-ных губок-афросальпингид. Пржидольские кораллово-строматопоровые биогермы (до 10 м) пользуются широким распространением на юге о-ва Вайгач.

В отложениях девонского возраста органогенные структуры отмечены в стратиграфическом диапазоне: от лохкова до фамена в разрезах о-ов Новой Земли, Долгого, Вайгача и Пай-Хоя. Нижнедевонские органогенные образования имеют наибольшее площадное распространение и сложные палеоландшафтные формы, формируя атоллы, субрифовые комплексы и окраинношельфовые барьеры. В верхней части лохко-вского яруса на о-ве Долгий отмечена биогенная банка (до 3 м) из пальцеобразных колоний строматопороидей преимущественно в нарушенном залегании. На юге о-ва НоваяЗемля эмско-эйфельский"субрифовыйкомплекс"(до 1000м) включает песчаники с прослоями биокластовых известняков в основании и разделяется сланцами и глинистыми известняками. Отсутствие нормального набора биогермостроящих форм, преобладание переотложенных остатков разнообразных водорослей и распространение терригенного материала свидетельствуют о формировании в течении длительного времени биогенных каркасов на склоне узкого прибрежного шельфа. На юго-востоке о-ва Вайгач в отложениях лохковского и эмского ярусов массивные рифовые известняки включаютбиогермные микробиально-фистулелловые ассоциации. Они прослеживаются на северо-запад Пай-Хоя и имеют мощность около 1000 м. В юго-восточной части Пай-Хоя, также установлены верхнелохковско-эмские рифовые толщи, мощностью свыше 600 м. Однако, здесь к рифовым известнякам приурочены рудопроявления бокситов, сопоставляемые с субровским горизонтом Урала. Сред-

- 21 -

недевонские органогенные постройки распространены редко. На юге о-ва Новая Земля встречены стромагопоровые биогермы среди живетских глинистых известняков и сланцев. На юго-востоке Пай-Хоя эйфельско-живетские, как полагают, водорослевые известняки слагают толщу до 300 м мощности.

Верхнедевонские органогенные постройки характеризуются распространением метазойных каркасных структур. По западному побережью юга о-ва Вайгач отмечаются брахиоподовые и кораллово-строматопоровые биогенные банки (1.5 км х 70 м) и биогермы (до б м) среди среднефранских тонкослоистых глинистых известняков. На юго-западе Пай-Хоя установлен строматопоровый биостром(до 1 м). Южнее, на р. Бельковской, описаны биогермные кораллово-строматопоровые известняки (310 м), залегающие на известковистых песчаниках, мергелях и глинистых сланцах. Присутствуют инкрустационные корки, характерные для окраинношельфовых каркасных структур. Массивные известняки сложены пластинчатыми ценостиумами строматопо-роидей, ветвистыми колониями табулят и ругоз. Отсутствие детальных исследований не позволяет точно диагностировать это каркасное сооружение. На юго-востоке Пай-Хоя серия микробиальных биогермов в основании верхнего франа достигает первых десятков метров. Возможно, это аналоги карбонатных банок Печорского Урала.

Среди каменноугольных отложений упоминаются массивные водорослевые рифогенные известняки в разрезах серпуховского яруса на юге о-ва Новая Земля и юго-восточного Пай-Хоя. Они были приурочены к окраине шельфа и могут сопоставляться с одновозрастным рифом Приполярного Урала. Верхнекаменноугольные массивные известняки (первые метры) на юго-запада Пай-Хоя, возможно, представляют собой склоновый филлоидно-водоро.слевый холм подобно Щугорскому.

Глава 2. ВОСТОЧНЫЙ СКЛОН СЕВЕРА УРАЛА

Особенность палеогеографического положения палеозойских органогенных структур Восточного Урала состоит в том, что формировались они на островных шельфах вулканической дуги. Северные районы Восточного Урала, включающего территорию Хулгинского, Войкарскогои Щучьинскогосинклинориев, за редким исключением, детально не изучались. Здесь установлены силурийские, девонские и каменноугольные массивные органогенные известняки, иногда достоверной . рифовой природы.

Силурийские органогенные образования установлены в Щучьинском и отмечены в Хулгинском синклинориях в виде тел массивных известняков среди вулканогенных пород. В бассейне р. Щучьей, на верхневенлокских туфоконгломератах залегают лудловскиесветлые пестроокрашенные массивные известняки (до 300 м). Они распространены в западной части синклинория.

Среди девонских отложений рифовые толщи нижнего-среднего девона установлены в Хулгинском, Войкарском и Щучьинском синклинориях. В Хулгинском

синклинории, в бассейне рек Тыкотлова и Ср. Дзеляю, выходы массивных известняков (до 500 м) прослеживаются на расстоянии 25 км. На базальтовых порфиритах верхнего силура залегают лохковские слоистые биокластовые известняки, которые перекрываются пестроокрашенными пражско-эйфельскими массивными образованиями. Биогермные структуры пражских рифовых известняков образованы цианобактериями, проблематическими гидроидами, зелеными водорослями. В нижней части этого разреза встречен маломощный прослой аллита. Эмско-нижнеэйфельские (карпинский и тальтийский горизонты) Ътчетливо подразделяются на три типа разрезов, характеризующие фациальные зоны фронтального рифа, рифового плато и зарп-фовой лагуны. Во фронтальной зоне встречены прослои эффузивов. Их присутствие в рифовой толще свидетельствует о периодическом проявлении синседимента-ционного вулканизма. Отложения, относимые к нижнему эйфелю, отличаются отсутствием хорошо развитых каркасных структур, обилием скелетного материала и микробиально-бактериальных образований.

В пределах Войкарского синклинория девонские карбонатные образования имеют ограниченное распространение в восточной части. В основном они представлены мелкими линзами массивных известняков. Пражские массивные известняки (до 80 м) установлены в районе оз. Дзоля-Варчаты. Эти известняки сходны с известняками подошвы бокситовых залежей в других бокситоносных районах. В самых восточных выходах среди туфолав и лавобрекчий андезитов наряду с редкими мелкими известняковыми линзами установлены довольно крупные тела эмско-эйфельских массивно-слоистых известняков (до 200 м), среди которых массивные разности часто имеют пятнистую буровато-красную окраску. Они прослеживаются по простиранию на 5-7 км и замещаются вулканогенными образованиями.

Девонские карбонатные отложения в Щучьинском синклинории представлены нижне-среднедевонскими массивно-слоистыми толщами в районе хребтов Сибилеп, Енганэ-Пэ и в бассейне р. Щучьей. Они подстилаются пржидольскими эффузивами, а перекрываются верхнеживетскими терригенными и вулканогенными породами. Пражско-эмские собственно рифовые известняки (около 1000 м) наиболее широко распространены в среднем течении р. Щучьей и имеют пестрый литологическин состав. Характерные рифовые образования более развиты в верхней части прагиеиа-нижнего эмса. Среди них выделяются три фациапьных типа разрезов: обломочного шлейфа, рифового плато и зарифовой лагуны, хорошо коррелируемых по характерным комплексам брахиопод. В районе хребта Енгане-Пэ в них открыто Лаборовское рудопроявление бокситов, сопоставляемое с богословской бокситовой формацией Урала. Верхнеэйфельские карбонатных образований сложены биокластовыми известняками с включениями радиаляриевых сланцев и яшм.

Каменноугольные верхневизейско-нижнесерпуховские рифовые известняки (450-600 м) выявлены в Щучьинском синклинории на р. Сибилей, где они прослеживаются на протяжении более 2 км. Самые восточные выходы этой толщи выделяются

наибольшим развитием массивных биогермных известняков, которые в основном сложены прихотлив.о наслоенными корками, скорее всего микробиальных строма-толитоподобных обрастаний. Характерны многочисленные инкрустаиии раннемор-ского цемента. Широко развитые биокластовые известняки в ассоциации с конглобре-кчиями в западной части разрезов характеризуют, вероятнее всего, зону рифового плато. Характерны брахиоподовые банки крупных продуктид. Рифовые известняки перекрываются толщей базальных конгломератов из обломков разнообразных интрузивных и эффузивных пород.

Глава 3. ЮЖНАЯ АЛЯСКА

Аляска представляет собой тектонически сложный агломерат разнообразных террейнов, характеризующихся сложным геологическим строением и часто неясным генезисом. Поэтому наряду с изотопными и палеомагнитными исследованиями анализ палеонтологических данных иногда позволяет проводить палеогеографические реконструкции с значительно большей долей достоверности. В настоящее время среди палеозойских карбонатных образований рифы установлены на юго-восточном (террейн Александра) и юго-западной (террейн Никсон Форк) Аляске. Органогенные каркасные структуры южной Аляски, в которых встречена уральская рифовая биота, отмечаются в составе силурийской формации Хекета террейна Александра и в составе среднекембрийско-верхнедевонской группы Холетна (Holitna) террейна Никсон Форк.

Отложения формации Хекета в пределах террейна Александра прослеживаются на протяжении около 600 км от о-ва Принца Уэльского на юге до национального парка Глэйше Бэй на севере. Верхнелландоверийско-лудловские известняки формации Хекета подстилаются сланцами и эффузивами нижнего ордовика-среднего лландовери, а перекрываются пржидольско-нижнедевонскми красноцветами. Они образовались на карбонатной платформе островной дуги во время фазы слабого вулканизма.

В районе о-ва Принца Уэльского установлены шельфовые органогенные постройки, строматолитовый холм, обрамляющий и барьерный рифы. Первая органогенная каркасная структура в виде оконтуривавшего рифа (fringing reef), шириной 500 м и более 25 м мощностью, образовалась на краю зарождавшегося в позднем лландовери карбонатного шельфа. Широко развить; рифовая литокластика и полости инкрустационного раннеморского цемента. Каркасные структуры формировались слойчатыми цианобактериями. Шельфовые органогенные постройки представлены небольшими (до 1 м) венлокскими кораллово-строматопоровыми биогермами и биостромами. Лудловский микробиальный холм (10 м) прослеживается на протяжении 200 м и сложен, главным образом, слойчатыми строматолитоподобнымн известняками. Выделяется широким развитием строматактисовых структур. Лудлов-

ские строматолитовые рифы наиболее распространены. В строении рифовой толщи можно наблюдать переход из фронтальной зоны рифа, представленной серией наслаивающихся строматолитовых биогермов (до 10 м), в рифовую платформу шириной до 70 м, где рифовые структуры более разнообразны. Строматолитовые каркасные структуры образованы сообществами цианобактерий, известковых водорослей, разнообразной микропроблематики в ассоциации с афросальпингидами. Однако, цианобактерии Леио/си, широко распространенные в силурийских рифах Северного Урала, здесь крайне редки. Сфинктозойные губки афросальпингиды являются основными метазойными элементами этого рифового сообщества. Широко развиты полости с раннеморским цементом и синседиментационным иловым заполнением и внутририфовые брекчии. На о-ве Туксикэн среди склоновых черных аргиллитов и иловых известняков развиты блоки рифовых брекчий. Мощность рифовых толщ определить сложно из-за отсутствия близлежащих выходов подстилающих и перекрывающих отложений.

В районе Глэйше Бэй, выходы рифовых известняков имеют сильно сглаженные ледником поверхности и прослеживаются вдоль западного берега о-ва Дрейк на протяжении более 3 км. Здесь наблюдается разрез от зарифовых слоистых известняков с амфипорами до склоновых турбидитов с включениями линз рифовых брекчий, имеющий большое сходство с аналогичными фациями формации Хекета на о-ве Принца Уэльского. Видимая мощность собственно рифа составляет около 90 м. Состав микробиальных каркасостроителей сходен с рифами о-ва Принца Уэльского. Среди метазойных организмов в составе строматолитов кроме афросальпингид характерны проблематические гидроиды /ч$/и/е//а. В целом, лудловский риф на севере террейна Александра имеет большое сходство с барьерным рифом южной части террейна и является его латеральным продолжением в пределах единой островной вулканической дуги.

В разрезах террейна Никсон Форк рифовые толщи (500 м) обнажаются в естественных выходах и прослеживаются йа несколько сотен километров в виде полосы шириной в 1 км в пределах бассейна Холетна. Наиболее известной является сложно-построенная верхнесилурийско-нижнедевонская органогенная структура в южной части бассейна, который входит в состав рифового пояса протяженностью свыше 95 км. Как полагают, террейн Никсон Форк являлся местной островной частью палеозойского североамериканского континента. Рифовый комплекс состоит из трех, генетически связанных друге другом литологических комплексов. Микроскопически в строматолитовых верхнесилурийских известняках, характеризующихся спонгиостро-матовыми микробиапь'ными структурами, выявлены цианобактерии, красные водоросли, проблематические гидроиды Г«7г//е//а, ассоциирующиеся с афросаль-лингидными губками. В девонской части этого комплекса вместо афросальпингид в рифовых сообществах локально встречаются ругозы и строматопороидеи. В скло-

новых фациях характерны отложения потоков рифового дебриеа среди тонкослоистых карбонатов и граптолитовых сланцев.

Выявленное поразительное сходство макро- и микроструктур и таксономического состава микробиально-метазойных ассоциаций верхнесилурийских строма-толитовых рифов юго-восточной и юго-западной западной Аляски свидетельствует о формировании террейнов, природа которых до сих пор дискутируется, в едином па-леогеографически связанном морском бассейне. Установленная уникальная схожесть ассоциаций рифостроящих организмов-в строматолитовых матах верхнесилурийских рифов Аляски и Урала (рис. 3) позволяет говорить о том, что миграционный обмен биот в среднем палеозое вдоль северного окончания палеоконтинентов Балтика и Лаврентия, расположенных в приэкваториальных широтах северного полушария, мог осуществляться уральским морским путем (рис. 4). Вероятно, уральский морской путь для миграции использовался не только микробиально-метазойной рифовой

Ь ~ 7

tótr h ,

ьш-

*r¡ v

n< ,o

i A-í

<ШАьЛ}

VÍT

t■ ■

•„ . .. v / 44 i '.Kv

f >

Рис. 3. Микрофотографии преобладающих микробиальных ассоциаций в строматолитовых матах Урала и Аляски. А - Ludtovia (L) и Hecetaphylon (Н), х 30. Формация Хекета, лудлов, юго-восточная Аляска, обр. СР-2.5-89; Б-афросаль-пингид (A), Ludlovia (L), Hecetciphyton (Н), х 10. Лудлов, Северный Урал, р.Илыч, обр. 109/388-74; В - Sphaerina (S), х 30. Формация Хекета, лудлов, юго-восточная Аляска, обр.МС-0аЗ-89; Г - Sphaerina (S),x30. Лудлов, Северный Урал, р.Илыч, обр. 109/384-74. (по Soja, Antoshkina, 1997).

Рис.4. Луцловская реконструкция Лаврентии, Балтики и Сибири, показывающая уральский морской путь и со-времен ные местонахождения террейнов Никсон Форк и Александра. Звездочками указано палеогеографическое распространение афро-сальпингид: 1- ю-в Аляска; 2 - ю-з Аляска; 3 - Урал; 4 - Caлáиp. Реконструкция по Seo-tese, McKerrow (1990) и Torsvik et al.(1996) из Soja, Antoshkina(l 997).

биотой. Так называемая "фауна А1гуро1с1еа ркоса или А. зеке И", впервые описанная на юго-восточной Аляске, пользуется чрезвычайно широким распространением на Урале, Вайгаче, о-вах Новой Земли, Арктической Канадь'1, Гренландии. Много видов верхнеордовикско-нижнедевонской конодонтовой фауны Северной Америки, Арктической Канады, Урала и Сибири также показывают большое сходство.

Как видно из рис.4, имеется еще одно местонахождение лудловских афроса-льпингид на Салаире, которое до настоящего времени фактически не изучено. В опубликованной литературе только упоминается присутствие афросальпингид с лудловских биогермных известняках Салаира (Журавлева, Мягкова, 1987). Поэтому сейчас нет достаточных данных для проведения более полной палеогеографической реконструкции с привлечением материалов по Салаиру, развивавшего« в раннем палеозое, подобно Восточному Уралу и террейну Александра, как островная вулканическая гряда.

ОСОБЕННОСТИ ПАЛЕОЗОЙСКОГО РИФООБРАЗОВАНИЯ НА ТЕРРИТОРИИ ПЕЧОРСКОГО УРАЛА

Палеозойские рифы и органогенные постройки Печорского Урала показы вают большое разнообразие типов, которые в общих чертах могут быть сопоста

влены с одновозрастными образованиями других регионах мира. Однако, в них имеются признаки, являющиеся чрезвычайно выразительными и уникальными

Прежде всего отметим, что начиная с позднего ордовика и до раннего карбона включительно здесь развивались окраинношельфовые рифы и сформировался наиболее протяженный в палеозойской истории рифообразования позднеси-лурийско-раннедевонский рифовый пояс, который можно сопоставить только с современным Большим Барьерным Рифом Австралии.

Одной из особенностей рифов Печорского Урала является то, что они обогащены строматолит-содержащими каркасными структурами. Они не могут быть напрямую сопоставлены с другими палеозойскими рифами, так как многими исследователями неоднократно отмечалось, что скелетные строматолиты являются крайне редкими образованиями в большинстве палеозойских рифов. Гак, в Арктической Канаде широко распространены докембрипские и нижнепалеозойские стро-матолитовые органогенные постройки и рифы. В течение позднего протерозоя они строились скелетными строматолитами в высоко энергетических обстановках шельфовой окраины и окружались рифовым дебрисом. Однако, в кембрии и ордовике на окраине палеоконтинента Лаврентия доминировали строматолитово-тром-болитовые органогенные структуры холмов шельфовых склонов и рамп.

Существенное отличие нижнепалеозойских рифов Печорского Урала заключается и в составе рифовых сообществ. Большинство исследователей, выделяя карадокско-франское время как этап преобладающего развития экологических рифов, в ч1тсло основных каркасостроящих организмов этого периода включают строматопороидей, табулят и ругоз. Однако, в рифах Печорского Урала строма-топороидеи и кораллы являлись далеко не самыми важными метазоями в рифовых сообществах. Только в раннеэмских сообществах эти метазои встречаются более часто, но это время характеризовалось уже затуханием раннепалеозойско-го рифообразования на Печорском Урале. В раннем и среднем палеозое на северо-востоке палеоконтинента Балтика в составе рифовых сообществ в ассоциации с мпкробиальными организмами важную роль в каркасостроении играли мета-зонные организмы, которые в значительной степени являются специфической биотой. Так, в строении позднеашгильских каркасных структур принимали участие известковые губкообразные организмы совместно с рецептакулитами и проблематические гидроиды - фистулеллы. В микробиально-метазойных ассоциациях позднесилурийских рифов важную роль играли сфинктозойные губкн - афро-сальпингиды и проблематические гидроиды - фистулеллы, а в пражских - проблематические гидроиды преобладали. Специфичность данной рифовой биоты подчеркивается тем, что помимо Урала афросальпингпды установлены только в южной Аляске и Салаире (рис. 4), а проблематические гидроиды фистулеллы - в южной Аляске и Горном Алтае. Наиболее крупные размеры афросальпингидо-фи-стулелловой рифовой биоты на Урале и ее распределение - на Урале (обильна),

южной Аляске (широко распространена), Салаире и Горном Алтае (отмечена) свидетельствуют о зарождении данной биоты на окраине палеоконтинента Балтика и о палеогеографической близости регионов ее развития в среднем палеозое, связанных единым морским путем в северных приэкваториальных палеоширотах.

Исходя из монографических сводок по палеозойским рифам, рифообразование в прагиене нигде не имело таких масштабов как на Урале. Так, начиная с эмского периода, отмечено быстрое увеличение строматопорово-табулято-руго-зовой ассоциации в рифах, поэтому именно в живете и фране отмечается кульминационное развитие табулято-строматопоровых рифов вплоть до образования мощных барьеров. Известно, что среди позднеэйфельско-среднефранских биогенных построек на территории Бельгии и Германии, в районе Рейнских сланцевых гор, широко распространены атоллы и барьерные рифы, мощность некоторых из них превышала 1 ООО м. Подобные рифовые образования описаны на юго-западе Англии, где площадь, занимаемая живетским атоллоподобным комплексом в Тор Бэй, составляет до 1000 кв. км. Другим широко известным примером развития мощных рифов этого возраста является Арктическая Канада, где самые большие барьерные и атолловые рифовые комплексы составляют по площади сотни кв. км. Поэтому формирование на Печорском Урале мощных (до 1000 м) с развитой палеоланд-шафтной структурой барьерных рифов в пражское время, а не в живетско-фрап-ское или позднепермское - время наибольшего расцвета рифов в других регионах, выявляет еще одну особенность палеозойских рифов исследуемого региона.

Сравнение с верхнедевонскими наиболее хорошо изученными рифами северо-востока Канады, северо-запада Австралии, Среднего Урала и др. показало их существенное отличие от карбонатных банок Печорского Урала и Предуральско-го краевого прогиба. При этом, если повсеместное обилие микробиапьной составляющей в органогенных каркасах указывает на причины глобального характера, вызванные аноксичным заражением вод, то резкое различие в стуктуре органогенных каркасов свидетельствует о региональных особенностях позднедевонского рифообразования на территории Печорского Урала.

В обзорных работах зарубежных исследователей по ископаемым рифам нижний карбон выделяется как интервал фактического отсутствия рифовых структур и преобладающего развития "уолсортских холмов" тиховодных склонов. На Приполярном Урале на окраине раннекаменноугольного крайне мелководного карбонатного шельфа в поздневизейско-серпуховское время развивался довольно мощный (до 200 м) риф с хорошо развитыми отложения обломочного 1илей-фа. Подобная рифовая структура формировалась также на Полярном Урале восточного склона Урала и отмечены на северо-западе Пай-Хоя. Сходные по строению визейские Злоказовские рифы описаны на западном склоне Среднего Урала. Палеогеографические (расположение палеоконтинента Балтика в приэкваториальных широтах) и палеотектонические (начало коллизии Еврамериканского и

Казахстанского палеоконтинентов) факторы в этом случае оказались решающим в восстановлении скелетных рифов Печорского Урала на фоне их практически повсеместного отсутствия в раннем карбоне. Распространение на Печорском Урале и в Приуралье среднекамениоугольных брекчий, включающих обломки водорослевых биогермных известняков, является показателем существования в то время водорослевых органогенных построек. Масштаб развития этих построек, если судить по мощности и частоте встречаемости самих карбонатных брекчий на Приполярном, Северном Урале и гряде Чернышева был, по-видимому, довольно значительным, что также отражает благоприятные региональные факторы рифообра-зования. При этом оно происходило в вестфальский пик позднепалеозойского оледенения Гондваны и фактически глобального отсутствия рифообразования. В то же время в мелководных бассейнах наблюдалось обилие разнообразных бенто-сных сообществ крупных скелетных метазой, в том числе и водорослевых

Нижнепермские и верхнекаменноугольные постройки Западного Урала, Канады и Северной Америки характеризуют существование в позднем палеозое органогенного дискретного пояса, обрамлявшего Еврамериканский палеоконти-нент, и наличие тесных биогеографических связей между современными Уралом Н западной Северной Америкой. Однако, в пределах Западного Урала имеются различия в характере и масштабах формирования раннепермских органогенных образований. Ассельско-сакмарское время характеризует максимум рифообразования на Среднем и Южном Урале, тогда как на Печорском Урале в это же время рифы отсутствовали, а формировались только склоновые скелетные купола и маломощные биогенные банки.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В заключение остановимся на основных выводах вытекающих из проведенных исследований:

1. Органогенные образования палеозоя Печорского Урала и Приуралья характеризуются широким распространением. Существенно отличающиеся по своему генезису органогенные сооружения часто объединялись под общим названием "рифы" или "рифовые". Важность определения геологического тела как органогенной постройки или рифа диктуется последующими палеогеографическими и палеотектоническими выводами. Использование метода ландшафтной диагностики позволило выявить фациально-морфологические зоны в рифовых толщах и выделить главные критерии или ключи диагностики рифов среди многообразия органогенных каркасных структур. Исходя из проведенных исследований можно утверждать, что наиболее важной генетической особенностью рифов является их роль в качестве окраинношельфового эко-седиментационного барьера.

2. Палеозойский разрез Печорского Урала включает в интервале от среднего ордовика до нижней перми широкий спектр органогенных каркасных структур, состоящий, по крайней мере, из 12 основных морфо-генетических типов: от биогенных монотаксонных банок и мелких построек-калиптр, биостромови биогер-мов до мощных фациально дифференцированных рифовых линейных систем барьерного типа. Их размещение в палеобассейне соответствует батиметрическому профилю от внутреннего шельфа до, континентального склона. Формирование органогенных построек происходило в обстановках карбонатного и карбо-натно-терригенного шельфа, склона шельфа и терригенно-карбонатного рампа в разных гидродинамических условиях, тогда как рифы росли только на окраине шельфа в обстановках мелкой сублиторали с повышенной энергией водной среды.

3 В палеозойских доорогенных образованиях Печорского Урала и Прнуральм намечается три тектоно-седиментационных цикла с четко выраженной трансгрес-сивно-рессивной направленностью и преобладающим распространением органогенных построек и рифов в наиболее регрессивной и сложно построенной -калейдовой - части циклов. Рифы являются наиболее выразительным и крупномасштабным элементом только верхнеашгильско-нижнеэмской калейдовой формации. В составе среднефранско-турнейской калейдовой формации преобладает новый тип органогенных образований - карбонатные банки, а в серпуховско-ниж-неартинской развиты преимущественно микробиальные, палеоаплизиновые, фпл-лоидно-водорослевые и скелетные холмы.

4. История палеозойского рифообразования на Печорском Урале может быть представлена в видетрехстадийнои модели развития рифовой палеоэкоспстемы: фаза зарождения быстро прогрессирующая в зрелую и постепенно вырождающаяся в фазу затухания. Эти фазы отражают сукцессию палеоэкоспстемы. Средне-ордовикско-раннеэмская стадия характеризуется полно развитой сукцессией, проявившейся в достаточно быстрой смене позднекарадокскпх биогенных банок и биогермов рампа позднелландоверийскими изолированными рифами и раннеде-вонскими линейными фациально дифференцированными рифовыми барьерами шельфовых окраин и, соответственно, в увеличении таксономического и видового разнообразия рифостроящих и рифолюбивых сообществ. Среднефранско-тур-нейская стадия представляет прерванную сукцессию, когда после раннедевонских мощных барьерных рифов в среднефранское время развиваются биогермы шельфовых окраин изолированных карбонатных платформ, сменяющиеся затем- мпк-робиальными и иловыми холмами склонов. Реорганизация рифового микробиаль-но-метазойного сообщества отразилась в преобладании микробиальных ассоциаций. Поздневизейско-раннепермская стадия определяется как стадия обратной сукцессии палеозойской рифовой экосистемы, выразившаяся в смене окрашшошель-фовых рифов склоновыми скелетными холмами, происходившей на фоне возрас-

тания таксономического и видового разнообразия поздиеиалеозойских бентос-ных сообществ от преимущественно микробиальных.

, 5. Эволюционная модель палеозойского рифообразования, установленная на Печорском Урале, прослеживается в общих чертах и в истории рифообразования сопредельных регионов, но продолжительность и полнота стадий в течении определенных временных интервалов обусловлены региональной геологической обстановкой. В Пайхойско-Новоземельском регионе отмечается сходство в характеристике основных этапов палеозойского рифообразования. Главное отличие состоит в развитии нескольких уровней бокситопроявлений в нижнедевонских рифовых толщах юго-востока Пай-Хоя. На территории севера Восточного Урала начало палеозойского рифообразования датируется ранним лудловом, а расцвет, проявившийся в увеличении площадей распространения и мощностей рифовых толщ, приходится наэмское время. Завершилось рифообразование в раннем карбоне. На территории южной Аляски первые изолированные рифы появились на зарождавшемся карбонатном шельфе островной дуги в ранннем лпандовери. Структуры барьерных верхнесилурийско-нижнедевонских рифов террейнов Александра и Никсон Форк южной Аляски характеризуются большим родовым и видовым сходством каркасостроящих ассоциаций с одновозрастными рифами Северного Урала и характеризуют максимальное рифообразование на южной Аляске. Рифообразование прекратилось здесь в среднем девоне. Распределение афросальпин-гидо-фистулелловой рифовой биоты на Урале и южной Аляске свидетельствуют о палеогеографической близости регионов ее развития в среднем палеозое, связанных единым морским бассейном. В северных приэкваториальных палеоши-ротах миграция рифовых биот между палеоконтинентами Балтика (Урал) и Лаврентия (Аляска) в среднем палеозое могла осуществляться только Уральским морским путем.

6. Палеозойские рифы и органогенные постройки Печорского Урала имеют характерные особенности. Они проявились в наиболее продолжительном в течении палеозоя (поздний ордовик-ранний карбон) существовании окраинношель-фовых рифов, в формировании наиболее мощных (до 1200 м) рифов и наиболее протяженного в палеозойской истории рифообразования позднесилурийско-раннедевонского рифового пояса (свыше 2 ООО км вдоль Западного Урала), в-широком участии строматолитов в формировании рифовых каркасов и в присутствии специфической биоты в составе рифовых сообществ, а также в развитии рифов в раннем карбоне-интервале фактически повсеместного отсутствия рифов и преобладающего развития "уолсортских холмов". Рассмотрение этих особенностей показало, что именно удачное сочетание глобальных и региональных палео-тектонических и палеогеографических факторов определило уникальность палеозойских рифов Печорского Урала.

ОСНОВНЫЕ ОПУБЛИКОВАННЫЕ РАБОТЫ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Антошкина А.И., Першина А.И., Боринцева H.A., Филиппова Л.И. Силур Тимаио-Уральской области. - Особенности геологического строения Северо-Вос -тока европейской части СССР и севера Урала (Тр. VIII Геол. конф. Коми АССР). Сыктывкар 1976, С. 18-24.

2. Антошкина А.И. Орифогенной природе карбонатных толщ верхнего силура на Полярном и Северном Урале. Бюл.МОИП.Отд.геол. 1979. Т. 54. № 1. С. 121-128.

3. Антошкина А.И., БезносоваТ.М. Стратиграфическая приуроченность органогенных построек верхнего силура севера Урала // Стратиграфия палеозоя Северо-Востока европейской части СССР. Сыктывкар, 1981. С.3-15. (Тр. Ин-та геологии Коми филиала АН СССР; Вып. 37).

4. Антошкина А.И., БезносоваТ.М. Связь этапов развития позднеашгильско-силурийской биоты с седиментационной цикличностью //Стратиграфия и палеоэкология палеозоя и кайнозоя Северо-Востока европейской части СССР. Сыктывкар, 1987. С.4-16. (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центраУрО АН СССР; Вып. 62)

5. Антошкина А.И. Нижнепалеозойские рифогенные комплексы Приполярного Урала// Литология карбонатных пород севера Урала, Пай-Хоя и Тимана. Сыктывкар, 1988. С.22-31. (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО АН СССР; Вып. 67).

6. Антошкина А.И., Елисеев А.И. Палеозойские рифы севера Урала и сопредельных областей//Литология карбонатных пород севера Урала, Пай-Хоя и Тимана. Сыктывкар, 1988. С.5-21. (Тр.Ин-та геологии Коми науч.центра УрО АН СССР; Вып.67).

7. Антошкина А.И., Афанасьев А. К., Безносова Т.М. Новая стратиграфическая схема верхнего ордовика н силура севера Урала (Елецкая зона). Сыктывкар, 1939. 16 с. (Научные доклады/АН СССР Коми Фил.; Вып. 206).

8. Беленицкая Г.А., Задорожная Н.М., Иогансон А.К., Антошкина А.И. и др. Рифогенные и сульфатоносные формации фанерозоя СССР-М.: Недра, 1990.291 с.

9. Антошкина А.И. Методические аспекты морфо-фациального районирования ископаемых рифов (на примере нижнедевонских рифов Печорского Урала). Тезисы докладов совещания "Геология девона северо-востока Европейской части СССР" 2-4 апреля 1991 г. Сы ктывкар, 1991. С. 5-6.

10. Антошкина А.И. Условия формирования и особенности строения праж-ско-нижнеэмского рифа на Приполярном Урале // Ископаемые органогенные постройки и древние книдарии. Тезисы докладов 7-го Всоюзного симпозиума по ископаемым кораллам и рифам. Свердловск, 1991. С. 3-4.

11. Антошкина А.И., Елисеев А.И. Органогенные постройки и рифы в карбонатных формациях палеозоя Севера Урала и Приуралья // Ископаемые орга-

ногенные постройки и древние книдарии. Тезисы докладов 7-го Всоюзного симпозиума по ископаемым кораллам и рифам. Свердловск, 1991. С. 4-6.

12. Антошкина А.И. Литолого-палеографические особенности позднеордо-викских рифов Печорского Урала/ /Литология и геохимия осадочных формаций Северо-Востока европейской части России. Сыктывкар, 19926. С.203. (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО РАН; Вып. 79).

13. Антошкина А.И. Особенности строения нижнепалеозойской рифогенной толщи Северного Урала// Природные резервуары Печорского нефтегазонос-ного комплекса. (Тр. Ин-та геол. Коми НЦ УрО РАН; Вып. 76).Сыктывкар.1992.С. 5-21.

14. Антошкина А.И. Рифы в палеозое Печорского Урала,- С.-Петербург: Наука, 1994,-188 с.

15. Antoshkina A.l. Paleozoic stromatolites in the Pechora Urals and Pre-Urals. International Stromatolite Symposium, Abstracts, Nevada, USA, 1994. P. 2-3.

16. SojaC.M., Antoshkina A. I. Comparative study of Silurian subtidal stromatolites in s-e Alaska and the Northern Urals. Second International Symposium on Silurian System,Program and Abstracts, Aug. 8-9, Rochester, NY. USA.-1996.-P. 86.

17. SojaC.M., Antoshkina A.I. Paleogeographic implications of Silurian subtidal stromatolites in south-eastern Alaska(Alexander terrane) and the Urals. In Abstracts, ALL GSA Meeting in 1996.-Oregon.USA -1996, P. 39.

18. Antoshkina A.l. Ordovician reefs of the Ural Mountains, Russia: A review. -Fades,-1996. Vol.35. P. 8-16.

19. SojaC.M., Antoshkina A.I. Coeval development of Silurian stromatolite reefs in Alaska and the Ural Mountains: Implications for paleogeography of the Alexander terrane. Geology, 1997. V. 25. P. 539-542.

20. Antoshkina A.I. Stratigraphic position of reefs in the Lower Palaeozoic succession of the Timan- Pechora region. In lchthyolith Issues, Special Publication, 3, St.-Petersburg, 1997,23-26 September, p. 5-6.

21. Soja C.M., White, Antoshkina A.l. Newly discovered stromatolite reef in Glacier Bay National Park, SE Alaska, corroborates evidence of Alexander terrane's link to Laurentia-Baltica in the Late Silurian. Lake-breaking abstracts distributed at Annual G.S.A. Meeting (Salt Lake City). 1997. P. 49.

22. Antoshkina A.I. Specific reef biotas of the Urals and their importance for the Mid-Paleozoic paleogeography. Palaeobiogeography of Australasian Faunas and Floras, Abstracts, №48, Vollongong, Australia. 1997. P. 1-2.

23. SojaC.M., Antoshkina A.L Replay to a Comment on''Coeval development of Silurian stromatolite reefs in Alaska and the Ural Mountains: implications for paleogeography of the Alexander terrane". Geology, 26. 1998. P. 383-384.

24. Афросальпингидо-фистулелловая биота в среднепалеозойских рифах. Докл. РАН. Т. 359. 1998. С. 366-368.

25. Antoshkina A.I. Silurian palaeogeography in the northeastern European Platform, Russia. Proceedings 6th GWG-IPA , IUGS Subcomission on Silurian Stratigraphy - Temas Geologoco-Mineros 1TGE,. V. 3. Madrid, Spania. 1998. P. 47-50.

26. Antoshkina A.I. Organic buildups and reefs on the Palaeozoic carbonate platform magin, Pechora Urals, Russia. Sedimentary Geology, Vol. 118. Iss. 1-4.1998. P. 187-211.

27. Antoshkina A.I. Peculiarities of Palaeozoic reefs in the Pechora Urals, Russia. Ichthyolith Issues, Special publication, 4. Circum-Arctic Palaeozoic Faunas and Facies. Warsaw, Poland, 1998. P. 3-5.

28. Антошкина А.И. История развития палеозойских рифов Печорского Урала // Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России: новые результаты и новые перспективы. Т.П. Материалы Х111 Геологического съезда Республики Коми, 24-26 февраля 1999. Сыктывкар, 1999. С. 86-89.

29. Antoshkina A.I. Origin and evolution of the Lower Paleozoic reefs in the Pechora Urals, Russia. Bulletin of Canadian Petroleum Geology. 1999. Vol.47/2. P. 85-103.

30. Antoshkina A.l. Evolution of the Pechora Urals reefs in the Late Palaeozoic. Abstracts of XIV Inter. Congress on the Carboniferous and Permian, August 17-21. Calgary, Canada, 1999. P. 30.

31. Antoshkina A.I., Soja C.M., White B. Silurian reefs through Euramerica. Ichthyolith Issues, Spec, public., 5. Lower-Middle Palaeozoic Events Across the Circum-Arctic. Jurmala, Latvia, 1999, p .5-7.

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Антошкина, Анна Ивановна

ВВЕДЕНИЕ.

РИФЫ: ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И ПРИНЦИПЫ ДИАГНОСТИКИ.

ЧАСТЬ I. ПАЛЕОЗОЙСКИЕ РИФЫ ПЕЧОРСКОГО УРАЛА.

Глава 1. История исследований.

Глава 2. Морфология, структура и генезис органогенных построек и рифов.

Ордовикские органогенные постройки и рифы.

Силурийские органогенные постройки и рифы.

Девонские органогенные постройки и рифы.

Каменноугольные органогенные постройки и рифы.

Пермские органогенные постройки.

Глава 3. Распределение рифогенных образований в палеозойских формациях

Печорского Урала.

Глава 4. История развития палеозойских рифов Печорского Урала.

ЧАСТЬ П. ПАЛЕОЗОЙСКИЕ РИФЫ СОПРЕДЕЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ.

Глава 1. Пай-Хой,Вайгач и Новая земля.л.

Ордовикские органогенные постройки и рифы.

Силурийские органогенные постройки и рифы.

Девонские органогенные постройки и рифы.

Каменноугольные органогенные постройки и рифы.

Глава 2. Восточный склон севера Урала.

Силурийские органогенные постройки и рифы.

Девонские органогенные постройки и рифы.

Каменноугольные органогенные постройки и рифы.

Глава 3. Южная Аляска.

ОСОБЕННОСТИПАЛЕОЗОЙСКОГО РИФООБРАЗОВАНИЯ НА ТЕРРИТОРИИ

ПЕЧОРСКОГО УРАЛА.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Антошкина, Анна Ивановна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В заключение остановимся на основных выводах вытекающих из проведенных исследований:

1 .Органогенные образования палеозоя Печорского Урала и Приуралья характеризуются широким спектром морфо-генетических типов, но часто все эти существенно отличающиеся по своему генезису органогенные сооружения объединялись под общим названием "рифы" или "рифовые". Важность диагностирования геологического тела как органогенной постройки или рифа диктуется последующими палеогеографическими и палеотекгоническими выводами. Исходя из того, что органогенные постройки, такие как биогерм, биостром, банка, калиптр, купол или холм, могут быть составными частями в рифовых структурах либо в основании, либо как элемент палеоландшафтных фаций, необходимо разделять понятия "органогенная постройка" и "риф". В конечном итоге, риф представляет совокупность разнообразных фаций - тылового рифа, рифового плато, рифового гребня, рифового обломочного шлейфа и предрифа.

При изучении рифов Печорского Урала автором использовался метод ландшафтной диагностики, позволивший выявить разнообразные фациально-морфологические зоны в рифовых толщах. Выделены главные критерии или ключи диагностики рифов среди других органогенных тел. Исходя из проведенных исследований, можно утверждать, что наиболее важной генетической особенностью рифов является то, что эта крупная сложнооргани-зованная органогенная каркасная структура образует на окраине шельфа эко-седимен-тационный барьер, разделяющий разные по своим физико-химическим и гидрологическим свойствам обстановки предрифовой и зарифовой областей, нарушающий свободный водообмен в пределах шельфа, определяя тем самым специфику экологических и седи-ментационных характеристик отложений в палеобассейне.

2. В составе палеозойского осадочного чехла Печорского Урала и Предуральского краевого прогиба органогенные постройки и рифы пользуются широким латеральным распространением. Первые органогенные постройки в этом районе отмечены в карбонатных отложениях среднего ордовика в верхах карадока. Они представлены небольшими (до 5-7 м мощностью) кораллово-мшанковыми биогенными банками и биогермами карбонатного рампа. Самые первые палеозойские рифы появились в позднем ашгиллии. Они формировали изолированные крупные (110 -500 м) сооружения на окраине крайне мелководного шельфа с участками засолоненных лагун.

Среди силурийских отложений отчетливо выделяются уровни развития небольших биогермов, биостромов, калиптров, органогенных банок и рифов. К первым относятся нижний и средний лландовери, нижний венлок и пржидолий, соответствующие трансгрессивным фазам развития морского бассейна, а вторые характеризуют верхний лландовери и верхний венлок-лудлов - фазы регрессивной и трансгрессивно-регрессивной направленности развития бассейна. Среди верхнелландоверийских рифовых образований установлены два типа: рифовые бугры (170 м) верхней части континентального склона и пэтч-рифы (до 80 м) внутришельфовых лагун. Верхневенлокско-лудловские рифы (500700 м) в лудлове образовывали на окраине шельфа барьер из цепочки рифовых отмелей, окаймлявших зарифовые лагуны с примыкавшими к ним приливно-отливными равнинами

В разрезе девонских отложений Печорского Урала и Предуральского краевого прогиба обособляются нижнедевонский и верхнедевонский уровни с развитием органогенных построек и рифов. Среди первых установлены нижнелохковские шельфовые (биогенные банки, строматолитовые калиптры и биогермы) и склоновые (постройки типа банок цементации, мощностью до 30 м). Верхнелохковские изолированные рифы (160 м) развивались на окраине засолоненного шельфа. Пражско-нижнеэмские рифы (до 1200 м) формировали окраинношельфовые линейные барьеры, характеризующиеся большим сходством по латерали в составе рифовых сообществ и наиболее развитой палеоланд-шафтной структурой, включавшей пять морфо-фациальных зон. Рифовые сообщества пражско-раннеэмских рифов отличались от предыдущих наибольшим разнообразием автотрофных рифостроителей и рифолюбивых организмов.

Верхнедевонские крупные органогенные каркасные структуры (свыше 600 м) не имеют выраженных по латерали и по разрезу характерных рифовых фаций и признаков экологической зональности, характерной для рифов. Весь биоценоз в целом отличается качественной бедностью. Квалифицируя генетический тип позднедевонских органогенных построек, мы можем говорить о формировании сложных биогенных сооружений, состоящих из ассоциации биогермных и биостромных построек окраин и микробиальных куполов склонов, обмеляющихся в это время карбонатных плато в окружении застойных аноксичных вод. В целом такие органогенные каркасные структуры можно называть карбонатными банками с биогермным и микробиальным обрамлением.

Нижнекаменноугольные органогенные постройки и рифы установлены в одном верхневизейско-серпуховском интервале. Болыненадотский риф (200 м) Приполярного Урала с мощным шлейфом рифовых брекчий формировался на окраине крайне мелководного шельфа. Визейско-серпуховские органогенные постройки (до 20-25 м) представлены водорослевыми и строматолитовыми биогермами, ассоциирующимися с биокластовыми известняками. Они могли формироваться в переходных обстановках от литорали к сублиторали. Начиная с конца среднего карбона, в разрезах Северного, Приполярного Урала и гряды Чернышева распространены органогенные образования, являющиеся склоновыми постройками типа филлоидно-водорослевых холмов. Глубины формирования построек филлоидных водорослей располагались в пределах эвфотической зоны. Верхнекаменноугольные и нижнепермские органогенные массивы (до 330 м мощностью) характеризуются отсутствием латерально и вертикально выраженной рифовой фациальной зональности, хотя бентосные сообщества имеют большое таксономическое разнообразие. Формировании такой органогенной постройки могло происходить в открытых окраинношельфовых условиях и в обстановках низкой энергии водной среды с периодическим влиянием штормов, что отражается в формировании линзовидных пластов резко несортированного биокластового материала. Таким критериям соответствуют органогенные постройки типа скелетных куполов на склонах карбонатных плато, контактировавших с глубоководным трогом. Это тип мелководной разновидности "уолсор-тских куполов", а именно, - формирование постройки во время фазы "D".

И так, палеозойский разрез Печорского Урала включает широкий спектр органогенных каркасных структур, состоящий из 12 основных морфо-генетических типов: от элементарных биогенных монотаксонных банок и мелких построек-калиптр, биостромов и биогермов до мощных фациально дифференцированных рифовых линейных систем барьерного типа. Формирование органогенных построек происходило в обстановках карбонатного шельфа, склона шельфа и карбонатного рампа в разных гидродинамических условиях, тогда как рифы росли только на окраине карбонатного шельфа в обстановках мелкой сублиторали с повышенной энергией водной среды

3 В палеозойских доорогенных образованиях Печорского Урала и Приуралья среди отложений Елецкой структурно-формационной зоны А.И.Елисеевым (1978,1982) выделены три типа формаций: фалаховая, платамовая и калейдовая, образующих генетический ряд формационной триады. Повторение их в разрезе палеозоя отражает цикличность тектонического развития седиментационного бассейна. За промежуток времени от раннего ордовика до ранней перми включительно намечается три тектоно-седиментационных цикла: ордовикско-нижнеэмский, верхнеэмско-турнейский и визейско-артинский. Эти циклы характеризуются накоплением формационной триады с четко выраженной трансгрессивно-регрессивной направленностью и преобладающим распространением органогенных построек и рифов в наиболее регрессивной и сложно построенной-калейдовой- части этой триады. В платамовых формациях более характерны простые органогенные постройки, рифы в этих формациях скорее являются исключением. Рифы являются наиболее выразительным и крупномасштабным элементом только верхнеашгильско-нижнеэмской части первой триады. Здесь характерно появление и развитие наиболее мощных палеозойских рифов. В составе среднефранско-турнейской калейдовой формации меняется характер органогенных образований и их латеральное распространение. Преобладает новый тип органогенных построек - карбонатные банки с биогермами и микробиальными холмами. Серпуховско-нижнеартинская калейдовая формация характеризуется развитием преимущественно микробиально-водорослевых холмов в основании формации. Она тесно связана с подстилающей средне-верхневизейской платамовой формации, включающей в самых верхах риф, микробиальные холмы и биогермы. В конце среднего карбона и вплоть до конца сакмарараспространены в основном гидрактиноидные, филлоидно-водорослевые и скелетные холмы.

4. В палеозойской истории карбонатонакопления на Печорском Урале выделяется несколько эпизодов развития органогенных построек и рифов, распределение которых представляет эволюционную модель палеозойского рифообразования: фаза зарождения быстро прогрессирующая в зрелую и постепенно вырождающаяся в фазу затухания. Эти фазы отражают три стадии сукцессии палеозойской рифовой палеоэкосистемы. Среднеор-довикско-раннеэмская стадия отражает полно развитую сукцессию рифовой палеоэкосистемы, проявившуюся в достаточно быстрой смене позднекарадокских биогенных банок и биогермов рампа позднелландоверийскими изолированными рифами и ранне девонскими линейными фациально дифференцированными рифовыми барьерами шельфовых окраин и, соответственно, в увеличении таксономического и видового разнообразия рифо-строящих и рифолюбивых сообществ. Среднефранско-турнейская стадия, напротив, характеризует прерванную сукцессию, когда после раннедевонских мощных барьерных рифов в среднефранское время развиваются биогермы шельфовых окраин изолированных карбонатных платформ, сменяющиеся затем микробиальными и иловыми куполами склонов. Реорганизация рифового микробиально-метазойного сообщества выразилась в преобладании микробиального. Поздневизейско-раннепермская стадия определяется как стадия обратной сукцессии палеозойской рифовой экосистемы, выразившаяся в смене окраин-ношельфовых рифов склоновыми скелетными холмами, происходившей на фоне возрастания таксономического и видового разнообразия позднепалеозойских бентосных сообществ от преимущественно микробиальных.

Итак, пространственно-временной анализ морфо-генетических типов органогенных каркасных структур выявил три основных этапа в палеозойском рифообразовании на Печорском Урале, имеющие свои характерные экологические черты, различающиеся по масштабам рифообразования, положению органогенных структур в палеобассейне и являющихся стадиями в ответ рифостроящих организмов на развитие Уральского палеоокеана, тектоническую эволюцию Печорской плиты и глобальные колебания уровня моря.

5. Из сопредельных регионов Печорского Урала рассмотрены Пай-Хой, острова Вайгач, Долгий и Новая Земля, северная часть Восточного Урала и южная Аляска. Выбор южной Аляски, расположенной на удаленном американском континенте, в качестве сопредельного региона определяется существенным сходством биотических ассоциаций рифов Печорского Урала, юго-восточной (террейн Александра) и юго-западной (террейн Никсон Форк) Аляски. Изучение силурийских и нижнедевонских рифов Урала и Аляски показало, что в составе рифостроящих организмов обоих регионов установлены сфинк-тозойные губки афросальпингиды и проблематические гидроиды фистулеллы, а также сходный видовой состав микробиальных ассоциаций.

Для Пайхойско-Новоземельского региона отмечается в общих чертах совпадение основных этапов палеозойского рифообразования. Главное отличие состоит в развитии нескольких уровней в нижнедевонских рифовых толщах юго-востока Пай-Хоя. По характеристике разрезов эти толщи имеют большое сходство с одновозрастными рифовыми толщами Щучинского синклинория Восточного Урала. Следующее существенное отличие состоит в том, что более прибрежный характер палеозойских фаций на территории о-вов Долгий и Новая Земля и северо-востока о-ва Вайгач определил преобладание гетеротрофных каркасостроящих организмов, ассоциацию органогенных построек с терригенными осадками и формирование новоземельских органогенных построек преимущественно в склоновых обстановках.

На территории севера Восточного Урала установлены рифовые органогенные каркасные структуры, формировавшиеся на островных шельфах вулканической дуги. Однако, в литолого-палеоэкологическом отношении они практически не изучены и к тому же сильно изменены процессами латеритного выветривания. Здесь, начало палеозойского рифообразования датируется ранним лудловом, а расцвет, проявившийся в увеличении площадей распространения и мощностей рифовых толщ, приходится на эмское время. Отмечается присутствие сходных индекс-видов брахиопод в рифовых сообществах лудлова и прагиена, а также в составе автотрофов раннедевонских рифовых сообществ на западном и восточном склонах Печорского Урала.

На территории южной Аляски первые изолированные рифы появились на зарождавшемся карбонатном шельфе островной дуги в ранннем лландовери. Структуры и строение барьерных верхнесилурийско-нижнедевонских рифов террейнов Александра и Никсон Форк характеризуются большим родовым и видовым сходством каркасо строящих ассоциаций с одновозрастными рифами Северного Урала. По палеогеографическому положению они сходны с лудловским и нижнедевонским рифовым поясом на Восточном Урале и характеризуют максимальное рифообразование на южной Аляске. От лудловских рифов западного склона Приполярного и Полярного Урала они отличаются существенно меньшим распространением коралловой и строматопорой фауны в составе каркасных структур, а от нижнедевонских рифов севера Восточного Урала отсутствием бокситопроявле-ний. Рифообразование прекратилось в среднем девоне, когда формировались лишь небольшие кораллово-строматопоровые биостромы в эйфельское время. Распределение афросальпингидо-фистулелловой рифовой биоты только на Урале (обильна), южной Аляске (широко распространена), а также наибольшие размеры ее представителей на Урале, свидетельствуют о зарождении данной биоты на восточной окраине палеоконтинента Балтика и о палеогеографической близости регионов ее развития в среднем палеозое, связанных единым морским бассейном. В северных приэкваториальных палеоширотах миграция рифовых биот между палеоконтинентами Балтика (Урал) и Лаврентия (Аляска) в среднем палеозое могла осуществляться только Уральским морским путем. Таким образом, эволюционная модель палеозойского рифообразования, установленная на Печорском Урале, прослежена в истории рифообразования сопредельных регионов, но продолжительность и полнота стадий в течении определенных временных интервалов обусловлены региональной геологической обстановкой.

6. Палеозойские рифы и органогенные постройки Печорского Урала имеют характерные черты, являющиеся чрезвычайно выразительными и уникальными. Прежде всего уникальность рифов Печорского Урала состоит в в наиболее продолжительном в течении палеозоя существовании окраинношельфовых рифов, в формировании наиболее мощных (до 1200 м) рифов и наиболее протяженного в палеозойской истории рифообразования позднесилурийско-раннедевонского рифового пояса (свыше 2 ООО км вдоль Западного Урала). Последний можно сопоставить только с современным Большим Барьерным

Рифом Австралии. Одной из особенностей нижнепалеозойских рифов является то, что строматолиты играли существенную роль в формировании их каркасов. Как установлено, в составе рифовых сообществ в ассоциации с микробиальными организмами важное значение в формировании каркасов имели разнообразные метазойные организмы, которые в значительной степени являются специфической биотой. В их число входят губкообразные организмы, рецепгакулиты, сфинктозойные губки афросальпингиды и проблематические гидроиды фистулеллы. Следующей характерной особенностью является формирование на Печорском Урале наиболее мощных с хорошо развитой палеоландшафтной структурой барьерных рифов в пражское время, а не в живетско-франское или позднепермское -время наибольшего расцвета рифов в других регионах. В истории палеозойского рифо-образования ранний карбон выделяется как интервал фактического отсутствия рифов и преобладающего развития "уолсортских холмов" тиховодных склонов. Поэтому формирование в поздневизейско-серпуховское время на окраине крайне мелководного шельфа довольно мощного (до 200 м) рифового каркаса, является специфической чертой палеозойского рифообразования на Печорском Урале. Кроме того, в отличии от других районов Западного Урала, где в ассельско-сакмарское время отмечается максимум рифообразования, на Печорском Урале в это время рифы вырождаются. Здесь в ранней перми формировались только склоновые скелетные купола и маломощные биогенные банки, и палеозойское рифообразование вступило в фазу затухания.

Таким образом, рассмотрение особенностей палеозойских органогенных построек и рифов Печорского Урала, отчетливо выявляющихся при сравнении с одновозрастными органогенными постройками и рифами других регионов мира показало, что именно удачное сочетание глобальных и региональных палеотектонических и палеогеографических факторов определило уникальность палеозойских рифов Печорского Урала. Одна из главных их особенностей состоит в том, что в пределах единого большого региона мы можем проследить фазы зарождения, расцвета и вымирания рифовой экосистемы в течение палеозоя, являющихся надежными индикаторами геологических событий на протяжении громадного временного интервала в истории Земли.

Библиография Диссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Антошкина, Анна Ивановна, Сыктывкар

1. Антошкина А.И. Типы "червячковых" текстур верхнесилурийских карбонатных пород // Геология и полезные ископаемые Северо-Востока европейской части СССР: Ежегодник-1973. Сыктывкар, 1974. С. 22-26.

2. Антошкина А.И. Стратиграфия и условия залегания силурийских отложений поднятия Чернова // Геология и полезные ископаемые Северо-Востока европейской части СССР: Ежегодник-1974. Сыктывкар, 1975. С. 40-46.

3. Антошкина А.И. О рифогенной природе карбонатных толщ верхнего силура на Полярном и Северном Урале //Бюл. МОИП. Отд. геол. 1979. Т.54, № 1. С.121-128.

4. Антошкина А.И. Литологические коррелятивные признаки карбонатного силура Тимано-Печорской области// Литология и рудогенез осадочных толщ европейского Северо-Востока СССР. Сыктывкар, 1982. С.112-116. (Тр.Кгеол. конф. Коми АССР).

5. Антошкина А.И. Палеозойские рифы западного склона Приполярного Урала// Современные и древние рифовые системы / Тез. докл. 6 симпозиума. Владивосток. 1987. С. 5.

6. Антошкина А.И. Нижнепалеозойские рифогенные комплексы Приполярного Урала//Литология карбонатных пород севера Урала, Пай-Хоя и Тимана. Сыктывкар, 1988. С.22-31. (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО АН СССР; Вып. 67).

7. Антошкина А.И. Особенности строения нижнепалеозойской рифогенной толщи Северного Урала //Природные резервуары Печорского нефтегазоносного бассейна. Сыктывкар, 1992а. С.5-21. (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО РАН; Вып. 76).

8. Антошкина А.И. Литолого-палеографические особенности позднеордовикских рифов Печорского Урала // Литология и геохимия осадочных формаций Северо-Востока европ.части России. Сыктывкар, 19926. С.203. (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО РАН; Вьш. 79).

9. Антошкина А.И. Условия формирования и особенности строения пражско-нижнеэмского рифа на Приполярном Урале // Ископаемые органогенные постройки и древние книдарии. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. С. 3-6.

10. Антошкина А.И. Рифы в палеозое Печорского Урала. С. -П.: Наука. 1994.154 с.

11. Антошкина А.И. Афросальпингидо-фистулелловая биотав среднепалеозойских рифах // Докл. РАН, 1998. Т 359 (март 1998). С. 366-368.

12. Антошкина А.И., Афанасьев А.К., БезносоваТ.М. Новая стратиграфическая схема верхнего ордовика и силура севера Урала. Сыктывкар, 1989.16с. (Сер. Препринтов "Науч. докл" Коми науч. центраУрО АН СССР; Вып. 206).

13. Антошкина А.И., Безносова Т.М. Литолош-фациальные особенности гребенского горизонта силура Северного Приуралья //Геология и полезные ископаемые северо-востока Европейской части СССР (Ежегодник-1975)-Сыктывкар, 1976. С. 14-19.

14. Антошкина А.И., Безносова Т.М. Стратиграфическая приуроченность органогенных построек верхнего силура севера Урала//Стратиграфия палеозоя Северо-Востока европейской части СССР. Сыктывкар, 1981. С.3-15. (Тр. Ин-та геологии Коми филиала АН СССР;Вып. 37).

15. Антошкина А.И., Безносова Т.М., Цыганко B.C. и др. Опорный разрез верхнеордовикско-нижнедевонских шельфовых отложений // Стратиграфия и палеогеография фанерозоя европейского Северо-Востока СССР. Сыктывкар, 1987. С. 15-20. (Тр. X геол. конф. Коми АССР).

16. Антошкина А.И., Елисеев А.И. Палеозойские рифы севера Урала и сопредельных областей // Литология карбонатных пород севера Урала, Пай-Хоя и Тимана. Сыктывкар, 1988. С.5-21. (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО АН СССР; Вып. 67).

17. Атлас литолого-палеографических карт палеозоя и мезозоя Северного Приуралья. Масштаб 1:2 500 ООО. Л: Наука, 1972.

18. АфанасьеваМ.С., МихайловаМ.В. Палеоэкология радиолярий доманика юга Тимано-Пе-чорского бассейна // Экосисгемные перестройки и эволюция биосферы. Вып.2. М.: ПИН РАН, 1995, С.49-54.

19. Беляева Н.В. Рифовые резервуары Печорского нефтегазоносного бассейна // Фанеро-зойские рифы и кораллы СССР. М.: Наука, 1986. С. 197-202.

20. Беляева Н.В. Формирование верхнедевонских карбонатных коллекторов Печорского нефтегазоносного бассейна: Автореф. дис. канд. геол.-минер. наук. М.: МГУ, 1987.18с.

21. БеляеваН.В. Влияние тектонического режима на формирование верхнедевонских рифо-генных зон Печорской плиты // Тектоника северо-востока Европейской платформы. Сыктывкар, 1988. С.60-72. (Тр. Ин-та геологииКоми науч. центра УрО АН СССР; Вып. 68).

22. БеляеваН.В., Задорожный В.М., Мельникова Л.А. Расчленение и корреляция верхнедевонских рифогенных и надрифогенных отложений в Печорском нефтегазоносном бассейне /

23. Расчленение и корреляция фанерозойских отложений европейского Севера СССР. Сыктывкар, 1985. С.27-33. (Тр. Ин-та геологии Коми филиал а АН СССР; Вып. 54).

24. БеляеваН.В., Юдин В.В., Корзун А.Л. и др. Глубинное строение западного склона Урала в районе Сочьинской антиклинали (по данным бурения параметрической скважины 1 -Верхняя Сочь). Сыктывкар, 1997. - 80 с. (Ин-т геологии Коми научн. центра УрО РАН).

25. Беляков Л.Н., Енокян Н.В., Чермных В.А. Каменноугольные отложения Пай-Хоя и о-ва Вайгач // Стратиграфия палеозоя Северо-Востока европейской части СССР. Сыктывкар, 1981, с. 33-52 (Тр. Ин-та геологии Коми фил. АН СССР, вып. 37).

26. Беэр М.А., Бурлаков A.A., Воинов М.В. и др. Закономерности размещения девонских бокситов в пределах Петропавловского рифового комплекса (Северный Урал) // Докл. АН СССР, 1982. Т. 262. № 1.С. 155-159.

27. Биостратиграфия силурийских и девонских отложений Печорского Урала. / А.И.Першина, В.С.Цыганко, Э.С.Щербаков и др. Л.:Наука, 1971.130с.

28. БогацкийВ.И, ЖемчуговаВЛ. Система рифогенных образований Тимано-Печорской провинции и их нефтегазоносность // Наследие А.Я.Кремса в трудах ухтинских геологов. Сыктывкар, 1992. С.97-115.

29. Богданов Б.П. Особенности размещения верхнедевонских органогенных построек Тимано-Печорской провинции и их связь с разломами фундамента // Рифогенные зоны и их нефтегазоносность. М.: ИГиРГИ, 1991. С. 150-156.

30. Бокситоносные комплексы Урала. Л.: Недра, 1987.229 с. (Мин-во геологии СССР. Тр. /Всесюз.науч.- исслед. геолог, ин-т., новая серия, Т. 344).

31. Большакова Л.Н., Геккер М.Р., Горюнова Р.В. и др. Палеозойские коралловые рифы на территории России // Стратиграфия, геологическая корреляция. 1994. Т.2. № 1. С. 46-54.

32. Бондарев В.И., Бурский А.З., Нехорошева Л.В. и др. Общая характеристика опорного разреза ордовика Пай-Хоя, Вайгача и Новой земли // Опорный разрез ордовика Пай-Хоя, Вайгача и юга Новой Земли, изд. НИИГА, Л., 1970, С. 5-49.

33. БоровскийВ.В.,Клопов А.Л.,Ива1денкоА.Е.,КопашинИ.М. О бокситоносности Полярного Урала. Тр. ЗапСибНИГНИ, вып. 104,1976. С. 76-86.

34. Брахиоподы верхнего палеозоя Сибири и Арктики // Каменноугольные отложения мыса Чайка (Югорский п-ов). М.: Наука, 1977 (Труды ПИН АН СССР, том 162).

35. ВарсанофьеваВ.А. Происхождение Уралаи его горных богатств. М.: Сов. Азия, 1934.295с.

36. В арсанофьева В .А. Геологическое строение территории Печоро-Илычского го сударст-веннош заповедника//Тр. Печоро-Ильискош заповедника. 1940. Вып. 1. С.5-214.

37. Вассерман Б.Я., Матвиевская Н.Д., Соломатин A.B. Верхнедевонский карбонатный комплекс-новый перспективный объект в Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции // Геология нефти и газа. 1978.№ 8.С.10-14.

38. Воинов М.В. Бокситоносные рифовые постройки и их современные аналоги //Прогнозирование месторождений бокситов. М., 1983. С. 146-153.

39. Волков С.Н. О геотектоническом районировании восточного склона Полярного Урала. Материалы годичной Сессии Ученого советаВСЕГЕИ-1959. Л.: ВСЕГЕИ, 1960. С. 78-80.

40. Войновский-Кригер К.Г. Два комплекса палеозоя на западном склоне Полярного Урала // Сов. геол. 1945. № 6. С.27-44.

41. Войновский-Кригер К.Г. Силур лемвинской струкгурно-фациальной зоны (западный склон Приполярного Урала) //Бюл.МОИП. Отд. геол. 1961. Т. 36, № 3. С.21-35.

42. Галкин А.И. Особенности распространения и нефтегазоносностъ органогенных построек карбона и перми в северной части Тимано-Печорской провинции. М.: ВИНИТИ, 1986.47с. (Обзор / ВИЭМС. Сер. "Геол. методы поисков и разведки месторождений нефти и газа").

43. Геология СССР, т. 26. Острова Советской Арктики. М.: Недра, 1970. С. 126-130.

44. Геологическая съемка в районах развития отложений с органогенными постройками / Н.М.Задоржная, Д.В.Осадчая, Л.Н.Новоселов и др. Л.: Недра, 1982. 328с. (Метод, пособие по геол. съемке масштаба 1:50 000; Вып. 2).

45. Гилыпе A.B. Перенос осадков через кольцеобразные рифы атоллов и барьерные рифы южной части Тихого океана//Основные проблемы океанологии. М.: Наука, 1968. С.242-250.

46. Гладенков Ю.Б. Миграции морских палеобиотических сообществ: причины и следствия // Экосистемные перестройки и эволюция биосферы. Вып.2. М.: ПИН РАН. 1995. С. 129-133.

47. Глубинное строение западного склона Урала в районе Сочинской антиклинали (по данным бурения параметрической скважины 1-Верхняя Сочь) / БеляеваН.В., Юдин В.В., Корзун АЛ. и др. Сыктывкар, 1997. 80с.

48. Гобанов Л.А., Деревянко И.В., Кочмашев В.В. и др. Верхний девон северного окончаниягряды Чернышева// Фанерозой европейского Севера России. Сыктывкар, 1992. С.17-26 (Тр. Ин-та геол. Коми науч. центра УрО РАН; Вып. 75).

49. Горский В .П. О кожим-терровейской свите и рифовых образованиях на Приполярном Урале. Информ. сб. ВСЕГЕИ, 1960, № 24. С. 49-58.

50. Гуткин Е.С., Гипп С.К., Брошевская Р.И. и др. Эвгеосинкиинальный бокситовый комплекс //Бокситоносные комплексы Урала.- JL: Недра, 1987. С. 55-128.

51. Дедеев В. А. Фации и геологическая история среднего палеозоя Полярного Урала (Щучъ-инский синклинорий) //Геол. Сб. 4,1959а. Л.:ВНИГРИ,Вып. 131.С. 11-137.

52. Дедеев В. А. Стратиграфия девонских отложений Щучъинского синклинория / / Геология и нефтеносность запада Западно-Сибирской низменности. Л.:ВНИГРИ, 19596. С. 5-38.

53. Дедеев В.А, Елисеев А.И., Тимонин Н.И. и др. Проблемы геологии севера Урала и Пай-Хоя в связи с прогнозом нефтегазоносности // Проблемы геологии европейского севера СССР. Сыктывкар, 1983, с.3-23 (Тр. И-та геол. Коми фил. АН СССР, вып. 42).

54. ДембовскийБ.Я., Дембовская З.П., КлюжинаМЛ. и др. Новая интерпретация карбонатного осадконакопления в среднем ордовике Приполярного Урала // Новые данные по геологии Урала и Средней Азии. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1989. С.80-83.

55. ДубовскийИГ., Соломатин А.В. Перспективы нефтегазоносностирифогенных отложений верхнего девона Болыдеземельской тундры //Нефтегаз. геол. игеоф. 1974. Вып. 1. С.12-15.

56. Елисеев А.И. Визейский риф на западном склоне Приполярного Урала // ДАН СССР. 1971. Т. 200, № 3. С.672-675.

57. Елисеев А.И. Рифогенные известняки нижнего карбона на восточном склоне Полярного Урала // Литология карбонатных пород севера Урала, Пай-Хоя и Тимана. Сыктывкар, 198 8. С. 39-44.(Тр. И-та геол. КомиНЦУрО АН СССР; вып. 67).

58. Елисеев А.И. Сравнительный формационный анализ ограничений платформы в палеозое. Сыктывкар, 1982.56с. (Сер. Препр. "Науч. докл." Коми фил. АН СССР; Вып. 78).

59. Елисеев А.И. Стратиграфия и литология каменноугольных отложений гряды Чернышева. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1963.172с.

60. Елисеев А.И. Формации зон ограничения северо-востока Европейской платформы. Л.: Наука, 1978. 204с.

61. Енокян B.C. Палеозойские отложения и история геологического развития западного Пай-Хоя и острова Вайгач: Автореф. дис. М.: МГРИ, 1971.26 с.

62. Енокян B.C., Беляков Л.Н., КоноваловаМ.В. О возрасте и палеоструктурном положении верхнепалеозойских палеорифовых образований нар. Кожим //Матер, по геол. и полезн.ископ. Северо-Востока европейской части СССР. Сыктывкар, 1976. Сб. 8. С. 110-113.

63. Брошевская Р.И. Закономерности расположения биокситоносных отложений девона и перспективы поисков бокситов на севере восточного склона Урала. (Тр. ВСЕГЕИ, новая серия, т. 259, 1979. С. 74-94).

64. Жемчугова В. А. Верхний палеозой Печорского нефтегазоносного бассейна Сыктывкар, 1998. 160с.

65. Журавлев А.Ю. Губки // Рифогенные постройки в палеозое России. Москва: Наука. 1997. С. 55-64.

66. ЖуравлеваИТ., МягковаЕ.И. Особенности биотопов в некоторых органогенных постройках // Среда и жизнь в геологическом прошлом). Новосибирск: Наука, 1974. С. 117-122. (Тр. Инта геологии и геофизики СО АН СССР; Вып. 84).

67. ЖуравлеваИ.Т., МягковаЕ.И. О классификации современных и ископаемых органогенных построек // Среда и жизнь в геологическом прошлом. Новосибирск: Наука, 1979. С. 117-128. (Тр. Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР; Вып. 431).

68. Журавлева И.Т., Мягкова Е.И. Материалы к изучению Archaeata // Тр. Ин-та Геологии и Геофизики СО АН СССР. 1981. Т. 481. С. 41 -74.

69. ЖуравлеваИТ., МягковаЕ.И. Низшие многоклеточные фанерозоя. М.: Наука. 1987.223 с.

70. Задорожная Н.М. Раннекембрийские органогенные постройки восточной части Алтае-Саянской области //Среда и жизнь в геолог, прошлом. Новосибирск: Наука, 1974. С. 159-186.

71. Задорожная Н.М. К эволюции рифообразования в истории Земли // Осадочная оболочка Земли в пространстве и времени. Седименголитогенез: Докл. сов. геологов на 28-й сессии Междунар. геолог, конгр. (Вашингтон, 1989г.). М.: Наука, 1989. С.74-81.

72. Задорожная Н.М., Антошкина А.И., Чувашов Б.И., Шуйский В.П. Уральская складчатая система //Рифогенные и сульфатоносные формации фанерозоя СССР. Мин-во геол. СССР. ВСЕГЕИ. М.: Недра, 1990-. С. 21-41.

73. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР .Книга 1. М.: Недра. 1990.328 с.

74. Иванов А.П. Нижнекаменноугольные отложения Московской губернии // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1928, Т. 12, вып. 1. С. 5-36.

75. Иванова P.M. Породообразующие водоросли в раннем карбоне Урала // Новые данные по геологии Урала и Средней Азии. Свердловск: УНЦ УрО АН СССР, 1989. С. 103-106.

76. Иорданский H.H. Новые данные по распространению нижнего силура в бассейне В ерхней Печоры//Изв. Асс. НИНприфиз.-маг. ф-те1МГУ 1928. Т.1, вып. 1-2. С.74-96.

77. Иорданский H.H. Девонские отложения бассейна Верхней Печоры//Тр. Всес. геол.-разв. объед. 1933. Вып. 158. С.3-45.

78. Иоффе Г.А., Коновалова М.В., Сливкова Р.П. Литология и коллекторские свойства продуктивных отложений нижней перми и верхнего карбона в пределах Юрьяхо-Шапкинского вала//Геол. ипол. ископ. Тимано-Печорской провинции. Сыктывкар, 1975. Вып. Ш. С.71-77.

79. Ископаемые органогенные постройки, рифы, методы их изучения и нефтегазоносность. М.: Наука, 1975,235 с.

80. Казанский А.Ю., Буслов М.М., Метелкин Д.В. эволюция палеозойской структуры Горного Алтая: корреляция палеомагнитных и геологических данных // Геология и геофизика. 1998. Т.39. № 3. С. 297-306.

81. Калашников Н.В., Михайлова З.П. К стратиграфии верхнего карбонар. Унья. Сыктывкар, 1971. С.55-65. (Тр. Ин-та геологии Коми филиала АН СССР; Вып. 14).

82. Калашников Н.В., Михайлова З.П., Чермных В.А. Новые данные по стратиграфии среднего и верхнего карбона Новой Земли // Геология и полезные ископаемые северо-востока европ. части СССР (ежегодник-1974). Сыктывкар, 1975. С. 47-53.

83. Клопов А. Л. Геологическое строение и перспективы бокситоносности бассейна р. Ты-котлова // Литология и рудогенез осадочных толщ Европейского северо-востока СССР. Сыктывкар, 1982. С. 102-105. (Тр. IX геол. конф.Коми АССР; Вып. 3).

84. Клопов А.Л. Новые данные по стратиграфии девонских отложений бассейна р. Тыкотлова //Пути повышения эффективности геологоразведочных работ на нефть и газ в Тюменской области. Тюмень, 1978.-С. 131-136.

85. Клюжина М.Л. Рифовые комплексы палеозоя Урала // Тез. докл. V Всесоюз. симпоз. по ископ. кораллам и рифам. Душанбе, 1983. С.58-59.

86. Кондиайн А.Г. Силурийские и нижнедевонские отложения Бельско-Елецкой фациальной зоны Печорского Урала. Л.: Недра, 1967. С.87-122. (Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер.; Т. 144).

87. Корень Т.Н., Енокян B.C. Силурийские и нижнедевонские отложения северо-западной части Югорского п-ва и о-вов Печорского моря. Учен. зап. НИИГА, 1970, Палеон. и биостр., вып. 30. С. 5-25.

88. Кордэ К.Б. Водоросли кембрия. М.: Наука. 1973.349 с.

89. Королюк И.К. Общая характеристика ископаемых органогенных построек // Ископаемые органогенные постройки, рифы, методы их изучения и нефтегазоносность. М.: Наука, 1975. С.12-29.

90. Королюк И.К. Методы и результаты изучения пермского рифогенного массива Шахтау (Башкирское Приуралье). М.: Наука, 1985.109с.

91. КоролюкШС., Михайлова М.В. Классификация органогенных построек//Ископаемые органогенные постройки, рифы, методы их изучения и нефтега-стъ. М.: Наука, 1975. С.30-47.

92. Королюк И.К., Михайлова М.В. Этапностъ процессов рифообразования и ритмичность осадконакопления рифовых фаций // Фанерозойские рифы и кораллы СССР. М.: Наука, 1986. С.134-142.

93. Королюк И.К., Сидоров А. Д., Щекотова И.А. Визейская рифогенная толща Уфимского амфитеатра и перспективы ее нефтегазоносности / Рифогенные зоны и их нефтегазоносность. М.:ИГиРГИ. 1991. С.27-38.

94. КосмынинВ.Н.,ГеккерМ.Р. Сукцессия на рифах//Рифогенные постройки в палеозое России. Москва: Наука. 1997. С. 117-136.

95. КофманB.C., ГорянскийВ.Ю. Каменноугольная система //Геология СССР. JI., 1971. С. 245-295.

96. Красиков Э.М. Цитологическая характеристика опорного разреза ордовика Пай-Хоя // Опорный разрез ордовика Пай-Хоя,Вайгача и юга Новой Земли. Ленинград, 1970. С. 50-63.

97. Краснов В.И., Степанов В.А., Ратанов Л.С. Рифовые системы среднего палеозоя Сибири / Теория и опыт экостратиграфии Таллин: Валгус. 1986. С. 237-244.

98. Крылов И.Н. Рифейские и нижнекембрийские строматолиты Тянь-Шаня и Каратау. М.: Наука, 1967. С. 16-24. (Тр. ГИН АНСССР; Вып. 171).

99. Кузнецов В.Г. Типы и иерархия органических сооружений // Рифогенные постройки в палеозое России. Москва: Наука. 1997. С. 6-9.

100. Кузнецов В.Г. Бескаркасные рифы типы, строение, положение в геологическом разрезе. Сообщ. 1. Постройки вубковидных организмов //Лигол. и пол. ископ. !996.№5.С.493-501.

101. Кузнецов Е.А., Асташенко К.И. Геологическое строение северо-западной части хребта Пай-Хоя. Изв. АН СССР, сер. геол., 1938, № 4.

102. КузькоковаН.Н. Нижнепермские отложения Средней Печоры. JL: Наука, 1976.128с.

103. Кузькокова H.H. О рифогенных отложениях Печорского Урала // Геология и полезные ископаемые Северо-Востока европейской части СССР. Сыктывкар. 1978. С.27-30. (Тр.Ин-та геологии Коми филиала АН СССР ; Вып. 27).

104. Кузькокова H.H., Чермных В.А. Рифовая фация ассельского яруса Тимано-Печорской провинции // Страт, и палеогеогр. фанерозоя европ. Северо-Востока СССР. Сыктывкар, 1987. С.88-91. (Тр. X геол. конф. Коми АССР).

105. Кузькокова H.H., Чермных В.А., Михайлова З.П., Калашников Н.В. Каменноугольные и пермские отложения разреза Средние ворота р. Щугор //Геол. и пол. ископ. северо-востока европейской части СССР (ежегодник-1975). Сыктывкар, 1976. С. 26-31.

106. Курилин В .И. К характеристике известняковой толщи нижнего карбона северной части гряды Чернышева// Наследие А.Я.Кремса в трудах ухтин. геол. Сыктывкар, 1992. С.70-78.

107. Кушнарева Т.И., Матвиевская Н.Д. Рифогенные структуры Печорской депрессии и перспективы их нефтегазоносности//Геология нефти и газа. 1966. № 8. С.30-33.

108. Лучинина В.А. Синезеленые водоросли // Ископаемые известковые водоросли (морфология, систематика, методы изучения). Новосибирск: Наука, 1987. С. 12-37.

109. ЛучининаВ.А. Водоросли//Рифогенные постройки в палеозое России. Москва: Наука. 1997. С. 42-55.

110. Майдль Т.В. Условия формирования карбонатных коллекторов нижнепалеозойского комплекса Печорского нефтегазоносного бассейна: Автореф. дис. канд. геол.-минер, наук. Л.: ВНИГРИ, 1986.20с.

111. Майдль Т.В. Особенности строения карбонатных резервуаров ордовикско-нижнедевон-скош нефтегазоносного комплекса//Печорский нефтегазоносный бассейн. Сыктывкар, 1987. С.17-28. (Тр. Ин-та геол. Коми фил. АН СССР; Вып. 61).

112. Максимова C.B. Сравнительная характеристика некоторых биотопов современных и ископаемых морей // Среда и жизнь в геологическом прошлом. Новосибирск, 1974. С.62-72. (Тр. Ин-та геол. и геоф. СО АН СССР; Вып. 84).

113. Максимова C.B. Эколого-фациальные особенности и условия образования доманика. М.: Наука, 1970.- 84 с.

114. Малышев H.A. Геодинамические режимы становления и развития осадочных бассейнов

115. Европейского Севера России // Геол. и мин.-сыр. ресурсы Европейского северо-востока России. Тез. Всерос.геол. конф-Сыктывкар, 1994. С. 212-215.

116. Маркин В .В. Ордовик и силур западного склона Приполярного Урала.М. ; JI. : Изд-во АН СССР, 1960.132с.

117. Марковский Б.П. Методы биофациального анализа. М.: Недра, 1966.271с.

118. Маслов В.П. Ископаемые известковые водоросли СССР. М. : Изд-во АН СССР, 1956. 300с. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 160).

119. Маслов В.П. Атлас породообразующих организмов: М.: Наука, 1973.267с.

120. Мельников C.B. Конодонты верхнего ордовика и нижнего силура Тимано Североуральского региона и их стратиграфическое значение: Автореф. дис. канд. геол.-минер. наук. Казань: Изд-во Казанск. ун-та, 1986.24с.

121. Мельников C.B. Конодонты нижнего палеозоя Тимано-Североуральского региона // Биостратиграфия нефтегазоносных бассейнов.-СПб, 1995.-С.151-158. (Тр. 1 Межд. сим.).

122. Меннер В.Вл., Михайлова М.В., Шувалова ГА. и др. Верхнедевонские карбонатные банки на севере Предуральского краевого прогиба // Рифогенные зоны и их нефтегазоносность. М. : ИГиРГИ, 1991а. С. 122-136.

123. Мигунов JI.B., Майдль Т.В. О карстовых процессах в отложениях серпуховского яруса поднятия Чернышева //Природные резервуары Печорского нефтегазоносного бассейна. Сыктывкар, 1992. С.46-50. (Тр. Ин-та геол. Коми науч. центра УрО РАН; Вып. 76).

124. Михайлов Б.М., Большун Г.А., Брошевская Р.И. и др. прогнозная оценка на бокситы восточного склона Приполярного и Полярного Урала // Сов. Геол., 1980. № 5. С. 79-89.

125. Михайлова З.П., Калашников Н.В. Палеонтологическая характеристика московского и касимовского ярусов мыса Чайка (Пай-Хой) // Сыктыв. палеон. сб. № 1. Сыктывкар, 1996. С. 70-79 (Тр.И-тагеол. Коми научного центра УрО РАН, вып. 89).

126. Модель седиментации франско-турнейских отложений на северо-востоке Европейской платформы (в связи с формированием рифовых резервуаров) / Беляева Н.В., Корзун A. JL, Петрова Л.В. С-П.: Наука, 1998.154с.

127. Муравьев И.С. Карбон Печорского Предуралья. Казань: Изд-во Казанск. ун-та, 1968.226с.

128. МягкошЕМ.Новые представители типаАгсЬаеосуа!11а//ДАНСССР. 1955. № 104.С.638-641.

129. МяннильРМ. ИсторшразвитияБалгайскош бассейна в ордовике. Таллинн: Валгус, 1966.200с.

130. Наливкин В .Д. Связь рифовых массивов Урала с тектоническими структурами // Значение биосферы в геологических процессах. М.: Госгеолтехиздат, 1962. С.46-63.

131. Невесская JI.A. Этапы развития бентоса фанерозойских морей. Палеозой. М.: Наука. 1998. 503 с. (Тр. Палеон. Ин-та; Т. 270).

132. Нестор Х.Э. Об эволюции трофической структуры древних рифовых экосистем // Тез. IV Всес. симпоз. по изучению ископаемых кораллов. Тбилиси, 1978. С.52-53.

133. Нестор Х.Э., Эйнасто Р.Э. Фациально-седиментологическая модель силурийского палеобалтийскош периконтинентальнош бассейна // Фации и фауна силура Прибалтики. Таллинн: Ин-т геол. АН ЭССР, 1977. С.89-121.

134. Нехорошева JI.B., ШурыгинаМБ., Пагрунов Д.К. Обоснование возрастай границ местных стратиграфических подразделений // Объяснит, записка к схеме верхне силурийских отложений Вайгачско-Южноновоземельскош региона. Л.:ВНИИОкеангеология. 1981. С. 15-23.

135. Никитин И.Ф., Гниловская М.Б., Журавлева И.Т. и др. Андеркенская биогемная гряда и история ее образования // Среда и жизнь в геологическом прошлом. Новосибирск: Наука, 1974. С. 122-159. (Тр. Ин-та геол. и геоф. СО АН СССР; Вып. 84).

136. Объяснительная записка к схеме стратиграфии верхнесилурийских отложенийВайгачско-Южноновоземельского региона. Л.: ВНИИОкеангеология, 1981.205 с.

137. ОдумЕ. Основы экологии. М.: Мир, 1986. Т. 1.328с.

138. Опорный разрез ордовика Пай-Хоя, Вайгача и юга Новой Земли / Под редакцией В.И.Бондарева. Л.: НИИГА, 1970.138с.

139. Опорный разрез нижней перми р. Кожим / Н.Н.Кузькокова, З.П.Михайлова, В. А.Чермных и др. Сыктывкар, 1980.54с. (Сер. преп. "Науч. докл."Коми фил. АН СССР; Вып. 58).

140. Опорные разрезы пограничных отложений силура и девона Приполярного Урала / Под ред. B.C. Цыганко, В.А. Чермных. Сыктывкар, 1983.103с.

141. Опорные разрезы верхнего ордовика и нижнего силура Приполярного Урала / А.И.Антошкина, Н.Я.Анцыгин, Т.М.Безносоваи др. Сыктывкар, 1987.108с.

142. Осипова А.И. Коралловые "рифы" в нижнем карбоне Московской синеклизы // Рифогенные постройки в палеозое России. Москва: Наука. 1997. С. 89-96.

143. Патрунов Д.К. Гребенской горизонт комковатых известняков на юго-западе Вайгача // Стратиграфия и фауна силурийских отложений Вайгача. Л: НИИГА, 1970. С.24-33.

144. Патрунов Д .К. Палеогеографические типы среднепалеозойских рифовых образований на северо-восточной периферии древней Русской платформы // Литология и палеогеографиябиогермных массивов: М.: Наука, 1975. С.73-85.

145. Патрунов Д.К., ЩурыгинаМ.В., Черкесова С.В. Силур и нижний девон на острове Долгом // Силурийские и нижнедевонские отложения о-ва Долгого. Свердловск: УНЦ УрО АН СССР, 1980, С.3-26.

146. Пермская система Земного шара: путеводитель геологических экскурсий (23 июля-4 августа). Междунар. Конгресс. Свердловск, 1991. Ч. IV. 60с.

147. Першина А.И. Силурийские и девонские отложения гряды Чернышева. Д.; М.: Изд-во АН СССР, 1962.122с.

148. Першина А.И. Силурийские и девонские отложения западного склона севера Урала// Палеозойские отложения Северного Приуралья. Д.: Наука, 1966. С.3-34.

149. Першина А.И., Петров С.Д. Девонские бокситоносные горизонты Полярного Урала // Геол. и пол. ископ. Северо-Востока европ. части СССР: (Ежегодник-1973) / АН СССР, Коми фил., Ин-тгеологии. Сыктывкар, 1974, С. 67-73.

150. Першина А.И., ЦыганкоВ.С. Новые данные по стратиграфии силурийских и девонских отложений юго-восточного окончания Пай-Хоя // Фанерозой Севера европейской части СССР. Сыктывкар, 1980. С.3-10. (Тр. Ин-тагеол. Коми фил. АН СССР; Вып. 33).

151. ПреображескийБ.В. Современные рифы. М.: Наука, 1986.244с.

152. Пучков В.Н. Батиальные комплексы пассивных окраин геосинклиниальных областей. М.: Наука, 1979.260с.

153. Пучков В .Н. Палеоокеанические структуры Урала // Геотектоника. 1993.№3. С. 18-3 3.

154. Пучков В.Н. Образование Урало-Новоземельского складчатого пояса-результат неравномерной косоориентированной коллизии континентов //Геотектоника, 1996, N5, с.66-75.

155. Пучков В.Н. Тектоника Урала. //Геотектоника. 1997. № 4. С. 42-61.

156. Пучков В.Н., Иванов К.С., Наседкина В.А. Первые сведения о кремнистых толщах ордовика на западном склоне Урала // Новые данные по геологии Урала, Западной Сибири и Казахстана. Свердловск: УрО АН СССР, 1990. С. 16-24.

157. Раабен М.Е. Стратиграфия древних свит Печорского Урала. Стратиграфия и тектоническое строение северной оконечности Приполярного Урала. М.: Изд-во АН СССР, 1959.130с.

158. Равикович А.И. К характеристике биогермных фаций верхнего палеозоя бассейна Печорыр. Унья) //Бюл. МОИП. Отд. геол. 1956. Т. 31, № 2. С.37-59.

159. Радионова Э.П. Микрофитолиты и другие проблематичные образования палеозоя ряда районов Русской и Сибирской платформ // Водоросли и микрофитолиты палеозоя. М.: Наука, 1976. С.93-201. (Тр. ИГН АН СССР; Вып. 294).

160. Раузер-Черноусова Д.М. Фации верхнекаменноугольных и артинских отложений Стерлитомакско-Ишимбаевскош Приуралья: на основе изучения фузулинид. М.: Изд-во АН СССР, 1950.109с. (Тр. ИГН АН СССР; Вып. 119).

161. Рассказова Н.В. Корреляция продуктивных горизонтов верхнего ордовика нижнего девона // Стратиграфия и литология нефтегазоносных отложений Тимано-Печорской провинции. Л.: ВНИГРИ, 1988. С.30-36.

162. Решения межведомственного стратиграфического совещания по ордовику и силуру Восточно-Европейской платформы 1984г. Л, 1987.

163. Решения четвертой палеоэколо-литологической сессии, проходившей в Крыму и Молдавии в сентябре 1966 г. М.: Изд. ПИН АН СССР, 1968.18 с.

164. Рифогенные зоны и их нефтегазоносность. Сб. науч. тр. /Под ред. В.И. Громека, В.В. Меннера. -М.: ИГиРГИ, 1991.176 с.

165. Рифогенные постройки в палеозое России. М.: Наука, 1997.160 с.

166. Ротай А.П. Новые данные по угленосности южной части Печорского бассейна. Тр. ГИН АН СССР, Угольная серия, 1947, вып. 20, № 2. С. 111 -113.

167. Салдин В .А. Верхнепалеозойские терригенные формации Лемвинской зоны Урала // Автореф. канд. дис. Сыктывкар, 1996.26с.

168. Сапельников В.Т., Безносова Т.М. Некоторые руководящие формы ашгильских и силурийских пентамерид Печорского Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. С.3-24.

169. Сапельников В.Т., Мизенс Л.И., Шатров В.П. Стратиграфия и брахиоподы верхнесилурийских отложений севера восточного склона Урала. М.: Наука, 1987.223с.

170. Селлвуд Б.У. Мелководные морские карбонатные обстановки // Обстановки осадкона-копления и фации /Под ред. Х.Рединга. М.: Мир, 1990. Т. 2. С.5-73.

171. Сливкова Р.П., Иоффе Г.А. Коновалова М.В. и др. Новая область распространения раннепермских биогермных фаций в Тимано-Печорской провинции // Докл. АН СССР. 1976. Т. 230, № 6. С.1395-1398.

172. Соломатин A.B., Матвиевская Н.Д., ВассерманБ.Я., Грачевский М.М. Верхнедевонские барьерные рифы Т-П П и методы их поисков / / Рифогенные образования нефтен. обл. Русской платформы. М.: Гостоптехиздат, 1976. С. 140-149. (Тр. ВНИИГРИ; Вып. 194).

173. СребродольскийБ.И. Кораллы. M.: Наука. 1986.136 с. (сер. "Человек и окруж. среда").

174. Стратиграфические схемы Урала. Екатеринбург, 1993.

175. Султанаев A.A. Условия формирования органогенных построек карбона-перми в Ти-мано-Печорской провинции и их нефтегазоносность //Условия формирования ловушек неантиклиниального типа на севере Европейск. части СССР. JI: ВНИГРИ, 1984.С.34-43.

176. Султанаев A.A., Соболев B.C., Должанский Б.Г. Рифоподобные массивы силура и нижнего девона Тимано-Печорской провинции в связи и их нефтегазоносностью // Сов. геол. 1983. № 5. С.3-10.

177. Танинская Н.В. Условия образования и закономерности размещения карбонатных коллекторов нижнего палеозоя Хорейверской нефтеносной области Тимано-Печорской провинции: Автореф. дис. канд. минер.-геол. наук. СПб, 1993. - 25 с.

178. Тихий В.Н. О природе девонских карбонатных массивов в бассейне Печоры // Сов. геол. 1984а. №6. С.57-64.

179. Тихий В .Н. Что называют рифами в девоне Тимано-Печорской провинции // Условия формирования ловушек неантиклиниального типа на севере Европейской части СССР. JL : ВНИГРИ, 19846. С.24-34.

180. Тихомиров C.B. Этапы осадконакопления девонаРуской платформы и общие вопросы развития и строения стратисферы. М.:Недра, 1995.445с.

181. Уилсон Дж.Л. Карбонатные фации в геологической истории. М.: Недра, 1980.463с.

182. Унифицированные и корреляционные стратиграфические схемы Урала: Матер, и решения Ш Уральск, межведомственного стратиграфического совещания. Свердловск, 1980.

183. Фирер Г.М., Галкин А.И. Залежи нефти в рифовых массивах нижней перми и карбона в юго-восточной части Хорейверской впадины //Геол. пол. ископ. Тимано-Печорской провинции. Сыктывкар, 1975. Вьш.З. С.226-229.

184. Хабаров Е.И. Рифогенное карбонатонакопление докембрийского этапа развития Земли // Осадочная оболочка Земли в пространстве и времени. Седиментолитогенез: Докл. сов. геол. на 28-й сессииМежд. геол. конгр. (Вашингтон, 1989г.). М.: Наука, 1989. С.81-88.

185. Цыганко B.C. Стратиграфия девонских отложений среднего течения р. Силовы (Пай-Хой) // Стратиграфия палеозоя Северо-Востока европейской части СССР. Сыктывкар, 1981, С. 1625 (Тр. И-та геол. Коми фил. АН СССР, вып. 37).

186. ЦыганкоВ.С. Стратиграфические и палеогеографические предпосылки поисков бокситов девонского возраста на территории юго-восточного Пай-Хоя // Литол. и рудогенез осад, толщ европ. С:В СССР. Сыктывкар, 1982, С. 97-101 (Тр. XI геол. конф. Коми АССР).

187. Цыганш B.C., ЛукинВ.Ю., Журавлев A.B. К вопросу о границе среднего и верхнего отделов девона на Приполярном Урале //Геол. и мин. ресурсы Европейского северо-востока России. Мат-лыХШ Геолог. Съезда Республики Коми, том П, Сыктывкар, 1999. С. 240-243.

188. Черкесова C.B. Гребенской горизонт силура Вайгача // Стратиграфия и фауна силурийских отложений Вайгача. 1970, НИИГА, Л. С. 5-23.

189. Чермных В. А. К стратиграфии каменноугольных отложений р. Большая Шайтановка / /Геол. ипол. ископ. Северного Урала и Тимана. Сыктывкар, 1960. С.26-35. (Тр. Коми фил. АН СССР; Вып. 10).

190. ЧермныхВ.А. Стратиграфия карбона севера Урала. Л.: Наука, 1976.303с.

191. Чернов A.A., Чернов Г.А. Геологическое строение бассейна р. Косью в Печорском крае. Изд-во АН СССР, 1940. 103с.

192. Чернов Г.А. Девонские отложения восточной части Болыпеземельской тундры. Изд-во АН СССР, 1962. 117с.

193. Чернов Г.А. Силурийские отложения поднятия Чернова // Докл. АН СССР. 1964. Т. 156, №4. С.124-132.

194. Чернов Г.А. Верхнесилурийские биогермные известняки Нияюской депрессии (западный склон Полярного Урала) //Бюл. МОИП. Отд. геол. 1970. Т. 45, № 4. С.28-39.

195. Чернов Г.А. Палеозой Болыпеземельской тундры и перспективы его нефтегазоносности. М.: Наука, 1972.315с.

196. Чувашов Б.И. О рифах и рифообразователях в среднем и позднем девоне земного шара / / Известия Академии наук СССР, сер. геол., № 4.1966. С. 100-114.

197. Чувашов Б.И. Место известковых водорослей в системе органического мира. // Ископаемые известковые водоросли. Новосибирск: Наука, 1987. С.5-11.

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

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

200. Чувашов Б.И., Мизенс Г.А., ЧерныхВ.В. Верхний палеозой бассейнар. Шугор //Мат-лы по стратиграфии и палеонтологии Урала, вып. 2. Екатеринбург: УрО РАН, 1999. С. 39-80.

201. Швецов М.С. Каменноугольная система: нижний карбон // Геология СССР. М.: Госгеолтехиздат, 1948. Т. 4, Ч. 1. С. 84-150.

202. ШепардЧ. Жизнь кораллового рифа. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. 184с.

203. Шестаков Ю.Н. Возраст и структурное положение бокситоносных горизонтов Полярного Урала// Докл. АН СССР, 1976. Т.206. № 1. С. 58-76.

204. Шишкин М.А. Стратиграфическая модель фаций для силурийских и нижне-среднеде-вонских отложений западного склона Полярного Урала // Теория и опыт экостратиграфии. Таллинн: Валгус, 1986. С.186-198.

205. Шуйский В .П. Верхнедевонские органогенные постройки южной части острова Вайгач // Палеон. и биостр. среднего палеозоя Урала. Свердловск: АН СССР УНЦ, 1980. С. 73-92.

206. Шуйский В.П. Верхнесилурийский и нижнедевонский рифовые комплексы западного склона Урала. Вопросы экосистемнош анализа. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1983.83с.

207. Шуйский В .П. Известковые рифообразующие водоросли нижнего девона Урала. М.: Наука, 1973. 155с.

208. ШуйскийВ.П. Ископаемые известковые водоросли ирифообразование: Автореф. дис. докг. геол.-минер. наук. Свердловск: Ин-т геологии и геохимии УрО АН СССР, 1989.37с.

209. Шуйский В.П. К морфологии и систематике фистулелл (РЫгйеИа БЬиуБку, 1970) // Новые данные по геологии Урала и Средней Азии. Свердловск, 1989. С.91-95.

210. Шуйский В .П. Пограничные слои силура и девона в районе мыса Белый Нос на Пай-Хое / / Тр. ИГиГ УНЦ АН СССР. Вып. 117. Свердловск, 1975.С. 105-118.

211. Шуйский В.П. Фация узорчатых известняков в палеозое Урала и востока Русской платформы // Фанерозойские рифы и кораллы СССР. М.: Наука, 1986. С. 179-187. (Тр. Всес. симп. по кораллам и рифам. Душанбе, 1983г.).

212. Шуйский В .П., Клюжина М. Л. Об органогенных постройках ордовика на Урале // Новые данные по геологии Урала и Средней Азии. Свердловск, 1989.С.127-137.

213. Шуйский В.П., Мухина В.П. Палеогеографическое положение и некоторые данные о литологии нижнедевонских и нижнеэйфельских рифов Урала // Ископаемые рифы и методика их изучения. Тр./Шпалеоэколого-литол. сессии. Свердловск, 1968. С. 89-115.

214. Шуйский В.П., Патрунов Д.К. Известковые водоросли нижнего и среднего девона юга Новой Земли. М.: Наука, 1991,80 с.

215. Щербаков Э .С. Терригенный девон западного склона Северного Урала Л.: Наука, 1977.160с.

216. Юдин В.В. Варисциды Северного Урала. Л.:Наука, 1983.173с.

217. Юдин В.В., Дедеев В.А. Геодинамическая модель Печорской плиты. Вып. 171.— Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1987.12 с.

218. Юрьева З.П. Строение и нефтегазоносность девонских поддоманиковых отложенийсеверо-востока Т-П П: Автореф. дис. канд. геол.-минер, наук. М.: МГУ, 1991.16с.

219. Юшкин Н.П. Гшергенез каменноугольных ангидритов Новой Земли // Литология и геохимия осадочных формаций Северо-Востока европейской части России. Сыктывкар, 1992, С. 58-72 (Тр. И-тагеол. КНЦУрО РАН, вып. 79).

220. Язева Р.Г., Бочкарёв В.В. Силурийская островная дуга Урала: Структура, развитие, геодинамика. //Геотектоника, N6.1995, с.32-45.

221. Abbot В.М. Implications for the fossil record of modern carbonate bank corals // Bull. Geol. Soc. Amer. 1975. Vol. 86, № 2. P.203-204.

222. Ahr W.M. The carbonate ramp, an alternative to the shelf model // Gulf Goast Assoc. Geol. Soc. Trans. 1973. Vol. 23. P.221-225.

223. Aissaoui D.M., Purser B.N. La cimentation dans les recivs: principe de cimentatiomaximal // C.R.Acad, sci. 1986. Ser. 2. № 4. P.301-303.

224. Antoshkina A.I. About a genesis of the Upper Carboniferous-Lower Permian carbonate complex in the Subpolar Urals // Proceedings XIII Intern. Congress on Carbon. And Permian, Part 3, CLVII, 1997a. P. 42-46.

225. Antoshkina A.I. Origin and evolution of lower Paleozoic reefs in the Pechora Urals, Russia//Bulletin of Canadian Petroleum Geology 47: 2 (JUN 1999), pp. 85-103.

226. Antoshkina A.I. Organic buildups and reefs on the Palaeozoic carbonate platform magin, Pechora Urals, Russia // Sedimentary Geology, 1998. Vol. 118, Iss. 1 -4. P. 187-211.

227. Antoshkina A.I. Reefs in the Devonian succession in the northern part of the urals, Russia // The Amadeus Grabau Symp.: Intern.Meeting on Cyclicity and Bioevents in the Devonian System. Univ. Rochester, New York, 19976. P. 17.

228. Bassett, M.G. 1985. Towards a "common language" in stratigraphy. J. Episodes. 8 (2), P. 87-92.

229. Bathurst R.G. Genesis of stromatactis cavites betwee submarine crusts Paleozoic carbonate mud buildups //J. Geol. Soc. London. 1982. Vol. 139. P. 165-181.

230. Berry W.B., Boucut A.I. Glacio-eustatic control of late Ordovician- Early Silurian platform sedimentation andfaunal changes //Bull. Amer. Soc. Geol. 1973. № 84. P.275-284.

231. Bolton Т.Е. Geological map and notos on the Ordovician and Silurian litho- and biostratig-raphy Anticosti Island, Quebec// Geol. Surv. Can. Paper. 1972. Vol.71. № 19.45p.

232. Bonem R.M. Lower Pensilvanian algal-bryazoan bioherms; development phases and associations //Alcheringa, 1978. Vol.2. P. 55-64.

233. Bourque P. A., Desrochers A., Amyot G. et al. Silurian and lower Devonian reef and carbonate complexes of the Gaspe Basin, Quebec //Bull. Can. Petrol. Geol. 1986. Vol.34, № 4. P.452-489.

234. Brencheley P.I., Cocks L.R.M. Ecological associations in a regressive sequence: the latest Ordovician of Oslo-Asker district, Norway // Paleontology. 1982. Vol. 25/4. P.783-815.

235. Brencheley P., Newall G.A. A facies analysis of Upper Ordovician regressive sequence in Oslo Region, Norway, a record of glacio-eustatic changes // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1980. Vol. 31. P.l-38.

236. Brunton F.R., Copper P. Paleoecologic, Temporal and Spatial Analysis of Early Silurian Reefs of the Chicotte Formation, Anticosti Island, Canada // Facies. 1994. P. 57-80.

237. Buggisch W., Flugel E., Leitz F., Tietz G.-F. Die fazielle undpaleogeographische Entwicklung im Perm der Karnischen Alpenundin denRandgebietten//Geol. Rundsch., 65:649-690; Stuttgart, 1976.

238. Burchette, T.P. European Devonian reefs: a review of current concepts and models / D.F. Toomey (ed.). European Fossil Reef Models. SEPM, Special Publ. 1981. Vol. 30: P. 85-142.

239. Caputo M.V. Late Devonian glaciation in South America // Paleogeogr. Paleoclim. Palaeoecol. 1985. Vol. 51. P.291-317.

240. Carbonate petroleum Reservoirs / Ed. P.O. Roehl, Choquette et al. New York: Springer Verlag, 1985.-622 p.

241. Choquette P. Play-algal reef mounds, Paradox Basin ? Carbonate dapositional environments // Mem. Americ. Assoc. Petrol. Geol., 1983. Vol. 33. P. 454-462.

242. ChuvashovBJ., Permian reefs ofthe Urals//Facies. 1983. Vol. 8.P. 191-212.

243. Chuvashov B.I., Riding R. Principal floras of Palaeozoic marine calcareous algae // Paleontology. 1984. Vol. 27. P. 487-500.

244. Chuvashov B.I., Shuysky, V.P. Ivanova, R.M. Stratigraphical and facies complexes of the Paleozoic calcareous algae ofthe Urals / F.Barattolo (ed.) Studies on Fossil Benthic Algae, Bull. Soc. Paleont. Ital., Spec. Publ. 1993. Vol.1. P. 93-119.

245. Clough J.C., Blodgett R.B. Silurian-Devonian algal reef mound complex of southwest Alaska / H.H.J. Geldzetzer, N.P. James and G.E. Tebbutt (eds). Reefs Canada and Adjacent Areas // Can. Soc. Petrol. Geol., Mem. 13. 1988. P. 404-407.

246. Conaghan P.I., Mountjoy E.W., Edjecombev D.R. et al. Nibrigyn algal reefs (Devonian), eastern Australia: allochthonous blocks and megabreccias // Bull. Geol. Soc. Amer. 1976. Vol. 87, № 6. P.515-530.

247. Coney P.J., Jones D.L., Monger J.W.H. Cordilleran suspect terranes // Nature. 1980. Vol.288. P. 329-333.

248. CookHJE., McDanielPN., Mountjoy E.W. et al. Allochthonous carbonate debris flows at Devonian bank ("reef') margins, Alberta, Canada//Bul. Can. Petrol. Geol. 1972. Vol. 20. P.43 7-497.

249. Cook H.E., Taylor M.E. Comparison of continental slop and shelf environments in the Upper Cambrian and lowermost Ordovician of Newada // Deep-water Carbonate Environment Spec. Publ. Soc. Econ. Paleontol. Miner. Tulsa. 1977. Vol. 25. P.51-81.

250. Cooper P. Paleoecology: paleoecosystems, paleocommunities // Geoscience Canada. V. 15, N 3. P. 199-208.

251. Cooper P. Reefs under stress: the fossil record //Cour Forsh Senc. 1994. № 72. P. 87-94.

252. Cooper P. Reefs and carbonate productivity: Cambrian through Devonian // Proceed. Volume 8th int. Coral Reef Sym. 2. 1997. P. 1623-1630.

253. Copper P. Ecological succession in Phanerozoic reef ecosystems: is it real? // Palaios. 1988. V. 3. P. 136-152.

254. Copper P., Brunton F. A global review of Silurian reefs //Special Papers in Palaeontology. 1991. P. 225-259.

255. Cowen R. Algal symbiosis in the fossil record; inference from inderect evidence // Geol. Soc. Amer., Progr., 1981 13: 433, Boulder / Cdo.

256. Croneis C., Tomey D.F. Gunsight (Virgilian) wewekelid sponges and their depositional environment// J. Paleontol. 1965. Vol.39,№ l.P.1-16.

257. Crowley T.J., Baum S.K. Modeling late Paleozoic glaciation // Geology, 1992. Vol. 20. № 6. P. 507-510.

258. Davies G.R. Carbonate bank sedimentation eastern Shark Bay, Western Australia // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem. 1970. № 13. P.85-186.

259. Davies G.R. Permian hydrozoan mound, Yukon Territory // Can. J. Earth Sci. 1973. № 8. P.973-988.

260. Davies G.R., Nassichuk W.W. The Hydrozoan? Palaeoaplisina from the Upper Paleozoic ofEllesmere Island, Arctic Canada// J. Paleontol. 1973. Vol. 47, № 2. P.2.51-265.

261. Davies G.R., Nassichuk W.W. Ancient reefs in the high Arctic // Geos. 1986. Vol.15. P. 1-5.

262. Dons C. Zoologische Notizen. XXV. Uber die nordischen Korailenriffe der Welt //D.K.Norske Videnskabers Selskabs Forhandlinger. 1934. Bd 5. Vol. 55. S. 32-39.

263. Enos P., Moore C.H. Fore-reef slope environment // Carbonate depositional environ. Tulsa, Okla, 1983. P.508-537.

264. Flugel E., Flugel-Kahler E. Phanerozoic reef evolution. Basic question and dater base // Facies, Erlangen. 1992. Vol. 26. P. 167-278.

265. Flugel E. Lower Permian Tubiphytes/Archaelithoporella buildups in the Southern Alps (Ausria and Italy) / D.F. Toomey (ed.). European fossil reef models. SEPM. Special publication. 1981. № 30. P. 143-160.

266. Flugel E. Microfacies analysis oflimestones. Berlin; New York: Springer-Verlag, 1982.633p.

267. FlugelE., Fluger-Kalher E. PhanerozoicReefEvolution: Basic Question andDataBase /Facies. 1992. Vol. 26. P. 167-278.

268. Focke J. W., Gebelein C.D. Marine lithification of reef rock and rhodolites at a fore-reef slope locality (50 m) of Bermuda//Geol. enMijnbouw. 1978. Vol. 57, №2. P. 163-171.

269. Folk R.I., Robbies R. Carbonate sands of Ilsa Perez Alactron reef complex, Yucatan // J. Geol. 1964. Vol. 72, № 3. P.255-292.

270. Friedman G.M., Amiel A .J., SheidermannN. Submarine cementation in reefs: example from the Red Sea // J. Sediment. Petrol. 1974. Vol. 44, № 3. P.816-825.

271. Gehrels G., Saleeby J. Geologic framework, tectonic evolution, and displacement history of the Alexander terrane // Tectonics. 1987. Vol.6. P. 151 -173.

272. GeldzetzerH.H.J., James N.P.,TebbuttG.E. Reefs. Canada and adjacent areas. Mem. Can. Soc.

273. Pet. Geol. 13. 1988. 775 p.

274. George A.D., PlayfotdPE., Powell C.McA. et al. Lithofacies and sequence development on an Upper Devonian carconate-siliciclastic fore-reef slope, Cannin Basin, Western Australia // Sedi-mentology. 1997. Vol. 44. P. 843-867.

275. GinsburgR.N., MarszalekD.S., SchneidermannN. Ultrastructure of carbonate cements in a Holocene algal reef of Bermuda //J. Sediment. Petrol. 1971. Vol.41. № 2. P.472-482.

276. Goreau T.F., GoreauN.I. The ecology of Jamaican coral reefs. Geomorphology, zonation and sedimentaiy phases //Bui. Mar. Sci. 1970. Vol. 23, № 2. P.399-464.

277. Goreau Т.Е., Land I.C., Graham E.A. et al. Structure and ecology of Saipan reefs in relation to predationby Acanthasterplanci(Linnaeus)//Bull.Mar. Sci. 1972. Vol. 22,№ l.P.113-152.

278. Grahn Y., Caputo M.V. Early Silurian glaciations in Brazil // Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol. 1992. Vol. 99. P. 9-15.

279. Havlicek V. Climatic changes and development of benthic communites through the Mediterranean Ordovician // Geologia. 1989. № 44. P.79-116.

280. Heckel P.N. Possible inorganic origin for stromatactis in calcilutite mounds in the Tully limestone. Devonian of New York//J. Sediment.Petrol. 1972. Vol. 42,№ l.P.7-18.

281. Heckel P.H., Cocke I.M. Phylloid algal mound complexes in outcroppingUpper Pennsylvania! rocks of mid-continent // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geologists, 53: P. 1084-1085; Tulsa/Okla 1969.

282. Heroux Y., Hubert C., Mamet B. et al. Algues siluriennes de la formation de Soyabec (las Matapedia, Quebec) // Can. J. Earth Sci. 1977. Vol. 14, № 126. P.2865-2908.

283. Hine A.C. Lily Bank, Bahamas: History of an active oolite sand shoal // J. Sediment. Petrol. 1977. Vol. 47, № 6. P.1554-1581.

284. Hine A.C., Wiber R.I., Neumann A.C. Carbonate sand bodies along contrasting shallow-bank margins fasing open seeways nortern Bahamas //Bui. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1981. Vol. 65, № 2. P.261-290.

285. James N.P. Bourque PA. Reefs and Mounds / R.G.Walker, N.P. James (eds). Facies Models -Response to Sea-Level Change // Geological Association of Canada. 1992. P. 323-347.

286. James N.P., Ginsburg R.N. The seaward margin of Belize barrier and atoll reefs // Spec. Publ.1.t. Assoc. Sed. 1979. Vol. 3.191p.

287. James N.P., Geldsetzer H.H J. Reefs Canada and adjacent areas. Introduction // Reefs Canada and adjacent areas /Ed. H.H J. Geldsetzer andNJP. James. Canadian Society ofPetrol. Geol. Calgary, Alberta, Canada, 1988. P. 1-7.

288. Jones D.L., Irwin W.P., Ovenshine A.T. Southeastern Alaska a displaced continental fragment? //Geological Survey Research 1972. U.S. Geological Survey, Professional Paper. 1972. Vol. 800-B.P. B213-B219.

289. Johnson R.E., Sheehan P.M. Late Ordovician dasyclad algae of the eastern Great Basin / D.F.Toomey and M.N.Nitecki (eds). // Paleoalgology: Contemporary Research and Applications. Springer-Verlag, New-York. 1985. P. 79-84.

290. Johnston I.S. The ultrastructure of skeletogenesis in hermatypic corals // Int. Rev. Cytol., 67. 1980. New York/N.Y. (Academic Press). P. 171-214.

291. Kaljo, D., Boucot, A. J., Corfield, R.M. et al. Silurian bio-event. In: O.H. Walliser (ed.). Global events and event stratigraphy in the Phanerozoic. Springer, Berlin Heidelberg New York, 1996. P. 173-224.

292. Kendall C.G., Skiwith P.A. Holocene shallow-water carbonate and evaporite sediments ofKhoral Bazam, Abu Ghabi southwest Persian Gulf//Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1969. Vol. 53, № 5. P.841-869.

293. KirkE., AmsdenT.W. Upper Silurian brachiopods from southeastern Alaska//U.S. Geological Survey, Professional Paper. 1952. Vol. 233-C. 66 p.

294. Malek-Aslani M.Lower Wolfcampian reef in Kemnitz field, Lea Country, New Mexcico //Bui. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1970. Vol. 5. № 12. P.2317-2335.

295. Markello J.R. Carbonate ramp-to-deeper shale shelf transitions of an Upper Cambrian intrashelf basin, Nolichucky Formation, southwest Virginia Appalachians // Sedimentology. 1981. Vol. 28, № 3. P.573-597.

296. Martin R.E. Secular increase in nutrient levels through the Phanerozoic: implications for productivity, biomass, and diversity of the marine biosphere // Paiaios. 1996. Vol. 11. P. 209-219.

297. McKerrow W.S., Dewey J.F., Scotese C.R. The Ordovician and Silurian develop ment of the Iapetus Ocean // Special Papers in Palaeontology. 1991. Vol. 44. P. 165-178.

298. Mergner H. Structure, ecology and zonation of Red Sea reefs (in comprasion with South Indian and Jamaician reefs) // Regional variation in Indian Ocean Coral Reefs: Symp. Zool. Soc. London. 1971. Vol. 28. P.141-161.

299. Mesolella K.J., Robinson J.B., Ormiston A.R. Cyclic deposition of Silurian carbonates and evaporites in Michigan Basin//Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1974. Vol. 58, № 1. P.34-62.

300. Millins H.T., Newton C.R., Heath K. et al. Modern deep-water coral mounds north of Little Bahama Bank: criteria for recognition of deep-water coral bioherm in the rock record // J. Sediment. Petrol. 1981. Vol. 51. P.999-1013.

301. Mountjoy E. W., Riding R. Foreslope stromatoporoid-renalcid bioherm with evidence of early cementation, Devonian Ancient Wall reef complex, Rocky Mountains // Sedimentology. 1981. Vol. 28. P. 299-319.

302. Muscatine L. Endosymbiosis of cnidarians and algae. In: Muscatine. L. S. Lenhoff H.M. (eds.), Coelenterate biology: 359-395; New York, 1974.

303. Neilson J.E. Experimental investigation of controls on cementation in carbonates // J. Geol. Soc. 1990. Vol. 147, № 6. P.949-958.

304. Phipps C., Preobrazhensky B.V. Morphology, development and general coral distribution of some reefs of the Lau Island (Fiji) // 2nd Intern. Symp. on coral and fossil coral reefs. Paris, 1977. P.440-445.

305. Pickard N.A.H., Rees J.G., Strogen P. et al. Controls on the evolution and demise of Lower Carboniferous carbonate platforms, northern margin of the Dublin Basin, Ireland // Geologic. J., 1994. Vol. 29. P. 93-117.

306. Playford P.E. Devonian "Great Barrier Reef' of Canning Basin, Western Australia // Bull. Am. Assoc. Petrol. Geol.1980. Vol. 64. P. 814-840.

307. Playford P.E., Lowry D.C. Devonian reefs complex of the Canning basin Western Australia // Bui. Geol. Surv. Western Australia. 1966. Vol. 118.50p.

308. Pratt B.R. Stromatolitic framework of carbonate mud mounds // J. Sedimentary Petrology. 1982. Vol. 52. P. 1203-1227/

309. Prentice J.E. The carboniferous limestone of the Manifold valley region, North Staffordshire // Quart Geol. Soc. London /1950. Vol. 106. P. 171-209.

310. ReineckHJE. Tidal flats // Spec. Publ. Soc. Econ. Paleontol. Miner. 1972. № 16. P.146-159.

311. Riding R, Composition, structure and environmental setting of silurian bionerms and biostromes in Northern Europe/European Fossil Reef Models. Edited by: Toomey D.F. /1981; p.41 -83; SEPM Special Publication/.

312. Riding R., Guo L. Affinity of Tubiphytes II Palaeontology. 1992,35 (1). P. 37-49.

313. Riding R., Soja C.M. Silurian calcareus algae, cyanobacteria, andmicroproblematica from the Alexander Terrane, Alaska // J. Paleont. 1993. P.710-728.

314. Riding R., Toomey D.F. The sedimentological role of Epiphyton and Renalcis in Lower Or-dovician mounds, southern Oklahoma// J. Paleont. 1972. Vol. 46. P. 509-519.

315. Rigby J. Two new Upper Hydrozoans // J. Paleontol. 1958. Vol. 32, № 3. P.583-586.

316. Rigby J.K., Nitecki M.H., Soja C.M., BlodgettRB. Silurian aphrosalpingid sphinctozoans from Alaska and Russia//Acta PalaeontologicaPolonica. 1994. V. 39. P. 341-391.

317. Samson S.D., McClelland W.C., Geherls G.E. et al. The Alexander terrane, Nd and Sr isotopic evidence for a primitive magmatic history // Geological Society of America. Abstracts with Programms. 1988. Vol.20. P. 227.

318. Savage N.M. Silurian (Llandoveiy-Wenlock) conodonts from the base of the Heceta Limestone, southeastern Alaska// Canadian J. ofEarth Sciences. 1985. Vol. 22. P. 711-727.

319. Savage N.M. Paleozoic faunal affinities of the Alexander terrane, SE Alaska / Gelogical Society of Amer. Abstracts with Programs. 1990. Vol. 22/7. P.321.

320. Schanmugan G., Benedict G.L. Finegrained carbonate debris flow Ordovician basin margin, southern Appalachians // J. Sediment. Petrol. 1978. Vol. 48, № 5. P. 1233-1240.

321. Scholle P. A. A color illustrated guide to carbonate rocks constituents, textures, cements andporosites //Mem. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1978. Vol. 27, № 2. 241 p.

322. Scotese C.R., McKerrow W.S. Revised world maps and introduction // McKerrow W.S, Scotese C.R. (eds). Palaeozoic palaeogeography and biogeography: Geological Society of London Memoir. 1990 Vol. 12. P. 11.

323. Scrutton C.T. Reef facies in the Devonian of the eastern South Devon // Mem. Bur. Rech. Geol. Minieres (Fr.). Orleans. 1977. Vol 89. P. 125-135.

324. Scwarzacher W. Petrology and structure of some Lower Carboniferrous reefs in nortywestern Ireland//Bui. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1961. Vol. 45. P.1481-1503.

325. Semeniuk V. Subareial leaching in the limestones of the Bowan Park Group (Ordovician) of Central Western New South Wales // J. Sediment. Petrol. 1971. Vol.41, № 4. P.939-950.

326. Shaver R.H. Silurian reefs of northern Indiana: reefs and interreef macrofaunas // Bui. Amer. Assoc. Petrol. Geil. 1974. Vol. 58, № 6, pt. 1. P.934-956.

327. Sheehan P.M. Reefs are not so different-They follow the evolutionary pattern of levelbottom communities // Geology. 1985. P.46-49.

328. Shinn E. Practical significance of bird's-eye structures in carbonate rocks // J. Sediment. Petrol. 1968. Vol. 38, № 1. P.215-223.

329. Smith D.B. Bryozoan alcal patch-reefs in the Upper Permian Lower magnesian limestone of Yorkshire< Northeast England. // SEMP Special Publication. 1981. N 30. P. 187-202.

330. Soja C.M. Carbonate platform evolution in a Silurian oceanic island: a case study from Alaska's Alexander terrane. // J. of Sedimentary Petrology, Vol. 63, №, 1993. P. 1078-1088.

331. Soja C.M. Origin of Silurian reefs in the Alexander terrane of southeastern Alaska // Palaios. 1991. Vol. 6. P.lll-126.

332. Soja C.M. Significance of Silurian stromatolite-sphinctozoan reefs // Geology, 1994. V. 22. P. 355-358.

333. Soja C.M., Antoshkina A.I. Coeval development of Silurian stromatolite reefs in Alaska and the Ural Mountains: implications for paleogeography of the Alexander terrane. Geology. 1997a. Vol. 25. P. 539-542.

334. Soj a C.M., Antoshkina A.I. Paleobiogeography of Silurian stromatolites confirms northern hemisphere option for Alaska's Alexander terrane in the early-mid Paleozoic. G.S.A. Abstracts with Programs. 19976. Vol. 29/5. P. 66.

335. Soja C.M., Antoshkina A.I. Reply to a Comment on 'Coeval development of Silurian stromatolite reefs in Alaska and the Ural Mountains: implications for paleogeography of the Alexander terrane'. Geology. 1998. Vol. 26. P. 383-384.

336. Soja C.M., Antoshkina A.I., White B. Silurian paleogeography of the Alexander terrane, Alaska. G.S.A. Abstracts with Programs. 1998. Vol. 30/7. P. 151.

337. Soja C.M. Riding R. Silurian microbial association from the Alexander terrane, Alaska // J. Paleontol. 1993. Vol. 67, № 5. P.728-738.

338. Somerville Ian D., StrogenPeter, Jones Gareth LI. Mid-Dinantian Waulsortian buildups in the Dublin Basin, Ireland/1992; p.91-116; Elsevier Science Publishers B.V., Amsterdam/.

339. Staufer K. W. Silurian-Devonian reef complex near Nowshera, West Pakistan // Bui. Amer. Soc. Geol. 1968. Vol. 79, № 10. P.1331-1350.

340. Talent J. A. Organic reef-building: episodes of extinction and symbiosis? // Senckenbergian Lethanaea. 1988. Vol. 3. № 4. 315 368.

341. Teichert C. Coal- and deep-water coral banks // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geologists. 1958. Vol. 421. P. 1064-1082; Tulsa/Okla.

342. Termier H., Termier G. Role de laphotosynthese dans le phenomene recifal // Trudy Inst. Geol. Geofiz. Sib. Otd., Akad. Nauk SSSR Novosibirsk: 1975, Vol. 202 (2). P. 5-10.

343. Tidal deposits. A case book of resent examples and fossil connterparts. Berlin: Springer, 1975. 428p.

344. Toauey D.F., Wilson I.L., RezakR. Evolution of Yucca mound complex, Late Pennysilvanian phylloid algal buildup, Sacramento Mountains, New Mexico // Bull. Amer. Ass. Petrol. Geologists, 1977. Vol. 61. P. 2115-2133; Tulsa/Okla.

345. TohnstonI.S. Theultrastrueture ofskeletogenesis inhermatypic corals //Int. Rev. Cytol. New York / N. Y. (Academic Press). Vol. 67. P. 171 -214.

346. Toomey D.F. (Ed.) European Fossil Reef Models // Soc. Econ. Paleontol. Mineral., Spec. Publ., 30. 1980.

347. Torsvik T.H., Smethurst M.A., Meert J.G. et al. Continental break-up and collision in the Neoproterozoic and Palaeozoic A tale of Baltica and Laurentia // Earth-Science Reviews. 1996. Vol. 40. P. 229-258.

348. Tsien H.H. Algal-bacterial origin of micrites in mud mounds // Paleontology, contemporary research and application. Berlin; Tokyo: Springer-Verlag, 1985. P.209-296.

349. VanDer VooR., Jones M., Gromme C.S. et al. Paleozoicpaleomagnetism andnorthward drift ofthe Alexander Terrane, southeastern Alaska//J. Geophysical Research. 1980. Vol. 85.P. 5281-5296.

350. WantlandK.F., Pusey W.C. Belize Shelf-carbonate sediments, clastic sediments and ecology // Stud. Geol. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Tulsa. 1975. № 2. 599p.

351. Watkins R., Wilson E.C. Paleoecologic andbiogeographic significance ofthe biostromal organism Palaeoaplysina in the Lower Permian McCloud Limestone, Eastern Klamath Mountains, California//Palaios, 1989. Vol. 4. P. 181-192.

352. Weber T.N., White E.W. Carribbian corals Montastrea annularis and Montastrea cavernosa-long term growth data as determined by skeletal x-radiography // Amer. Ass. Petrol. Geol., Stud. Geol. Tulsa/Okla. 1977. Vol. 4. P. 171-179.

353. Wilson I.L. Characteristics of carbonate platform margins // Amer. Assoc. Petrol. Geol.1974. Vol. 58,№5.P.810-824.

354. Wilson I.L. Carbonate facies in geologist historia. Berlin; New York: Springer-Verlag,1975. 471p.

355. Wood, R. The changing biology of reef-building // J. Palaios. 1995. Vol. 10. P. 517-529. Wray J.L. Calcareous Algae. Elsevier, New York. 1977.245 p.

356. Yu C., Bao H., Shen J. et al. Devonian reef complexes in Guilin, South China. // (1991) 2nd Int. Congr. Paleoecol., Guidebook Excursion 2; Nanjing, P. 1 -66.

357. Ziegler B., Pietschel S. Phylogenetic relationships of fossil calcisponges // Symposium ofthe Zool. Soc. London. 1970. № 25. P.23-40.

Информация о работе

Антошкина, Анна Ивановна
доктора геолого-минералогических наук
Сыктывкар, 1999
ВАК 04.00.01

Диссертация

Палеозойские рифы Печорского Урала и сопредельных областей - тема диссертации по геологии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему Палеозойские рифы Печорского Урала и сопредельных областей ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Палеозойские рифы Печорского Урала и сопредельных областей"

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Антошкина, Анна Ивановна

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Антошкина, Анна Ивановна

Библиография Диссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Антошкина, Анна Ивановна, Сыктывкар

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Палеозойские рифы Печорского Урала и сопредельных областей
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология