Syktyvkar, Syktyvkar, Russian Federation
UDK 551.734.5 Верхний девон Фран. Фамен. Сенекские слои. Шотокские слои. Брадфорд. Таган. Фингер-Лейкс. Шеманг. Кассадага. Коневанго. Интумесценсовые слои.Ибергский и адорфский известняки. Орогения: Бретонская фазаскладчатости
UDK 552.54 Карбонатные породы
The article presents results of the distribution of the isotopic composition of 13C and 18O (119 samples) across four facies zones to substantiate the conditions of Famennian carbonation accumulation. The Lower Famennian carbonates of the shoal zone showed values of 13C (1.5 ± 0.15 %), 18O (25.01 ± 0.29 %) reflecting evaporative processes in a shallow basin in a warm and dry climate. For the rocks of the microbial mounds zone, the values of 13C (2.47 ± 1.12 %) and 18O (23.51 ± 1.12 %) reflect an increase in bioproductivity and some fluctuation in water salinity. In the limestones of the zone of transition to depression, the variations of isotopic composition are more distinct in the section. Thus, the Early Famennian is characterized by the average values of 13C (0.94 ± 0.59 %) and 18O (23.73 ± 2.18 %) for marine carbonates. The transition to the Middle Famennian is accompanied by isotopic weighting of 13C (1.30 ± 0.47%) and 18O (24.52 ± 1.45%), which shows an increase in evaporation processes under aridization conditions. In the Late Famennian, the isotopic composition abruptly lightens by 13C (–1.05 ± 0.66 %), which is associated with desalination under conditions of climate humidification. At the same time, the value of 18O (25.75 ± 0.31 %) corresponds to the average values for carbonates of the Devonian. The values of 13C (1.04 ± 0.89 %) and 18O (26.01 ± 0.99 %) in the carbonates of the zone slope of the carbonate bank towards the shallow shelf reflect the conditions of the normal sea basin with a slight increase in the evaporation regime during climate aridization. The obtained results indicate that the Famennian sedimentation basin characterized by fluctuations in sea level, facies, water hydrochemistry and climate.
Khoreyver Depression, carbonate bank, Famennian, facies zones, paragenetic association carbonate rocks, carbon isotope, oxygen isotope
Введение
Позднедевонская эпоха характеризовалась значительными изменениями в морском и наземном биоценозах. Так, на границе франа и фамена в результате биотического события Кельвассер в морском палеоценозе происходила смена кораллово-строматопоровых сообществ на микробные, причины которого широко обсуждались (Cooper, 2002). По данным Joachimski et al. (2009), этому способствовало потепление климата в конце франа в сочетании с кратковременными импульсами похолодания, подтвержденными колебаниями изотопного состава кислорода в апатите конодонтов. В это время средняя температура поверхности моря достигала 30–32 °С (Joachimski et al., 2004, 2009), а на континентах появились высшие растения (Algeo, Scheckler, 1998).
В настоящее время получены новые данные по изотопному составу углерода и кислорода в карбонатолитах, брахиоподах и конодонтах верхнедевонских разрезов в Китае, Америке, Европе, на Урале, в Сибири (Joachimski, Buggisch, 1993; Joachimski et al., 2009; van Geldern et al., 2006; Изох и др., 2009; Chen et al., 2013; Мизенс и др., 2012). В то же время фаменские карбонатные породы Хорейверской впадины еще не изучались с позиции распределения изотопных характеристик по фациям. Этот пробел могут заполнить полученные нами новые данные по изотопному составу углерода и кислорода в фаменских карбонатолитах Центрально-Хорейверского вала, которые дают дополнительную информацию для уточнения условий осадконакопления.
Геологическая позиция объектов исследования
Район исследований расположен в пределах Хорейверской впадины (рис. 1), которая по поверхности карбонатных отложений нижней перми представляется в виде крупной пологой отрицательной структуры, окаймленной в основном по разломам резко выраженными положительными структурными формами — Колвинским мегавалом и Варандейским валом (Тимонин, 1998). Хорейверская впадина является наложенной отрицательной структурой и в современном структурном плане соответствует Большеземельскому своду фундамента (Структура…, 1982), ограниченному на западе Восточно-Колвинской, а на востоке Варандейской зонами разломов. Юго-восточная граница свода контролируется системой разрывных нарушений взбросового и взбросо-надвигового типов поднятия Чернышева (Белонин и др., 2004).
В пределах впадины выделяется ряд подчинённых тектонических элементов второго порядка: положительных — Сандивейское поднятие, Колвависовская и Садаягинская ступени, разделенные Центрально-Хорейверским валом; Макариха-Салюкинская антиклинальная зона; отрицательных — Сынянырдская, Цильегорская и Чернореченская депрессии (Прищепа и др., 2011). Изученные разрезы скважин в тектоническом плане располагаются в пределах Центрально-Хорейверского вала, имеющего северо-восточное простирание ~ 130 км и ширину 2–18 км (Белонин и др., 2004).
Материал и методы исследований
Материалом для исследования послужили образцы керна из разрезов фаменских отложений восьми скважин на Дюсушевской, Восточно-Колвинской, Ардалинской, Ошкотынской и Центрально-Хорейверской площадях. На изотопный состав углерода и кислорода было проанализировано более 100 проб карбонатолитов. В соответствии с мировой практикой (Joachimski et al., 2009; van Geldern et al., 2006; Изох и др., 2009 и др.), при изучении изотопного состава углерода и кислорода были использованы кальцит и биоапатит раковин брахиопод и конодонтов, а также микритовая часть карбонатолитов. В статье приводятся результаты анализа карбонатных пород, в образцах которых высверливался материал на наименее измененных участках. Определение изотопного состава осуществлялось на масс-спектрометре Delta V Advantage (аналитик И. В. Смолева). Значения d13С и d18O даны в ‰ относительно стандартов соответственно VPDB и SMOW. Ошибка определения d13С и d18O не превышает ± 0.1 ‰ (1s). Анализы проводились в ЦКП «Геонаука» ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН.
Краткая литологическая характеристика фаменских карбонатолитов
Выделенные ранее литотипы известняков были объединены в четыре парагенетические ассоциации (ПА), отвечающие разным палеоландшафтам и отражающие фациальную зональность: склон отмели на карбонатной банке в сторону мелководного шельфа; отмель; микробиальные холмы на склоне отмели; склон карбонатной банки к депрессионной впадине (Матвеева, 2017). Однако имеющийся каменный материал позволил охарактеризовать изотопными данными только эти четыре парагенетические ассоциации (фациальные зоны), описание которых приведено ниже.
Парагенетическая ассоциация биолитокластовых известняков (ПА-1) представлена неравномерно чередующимися полибиокластовыми, биолитокластовыми с онколитами и биолитокластово-комковатыми известняками. Плохая окатаность и несортированность структурных компонентов свидетельствуют о близком источнике сноса с отмели по склону в сторону мелководного шельфа в условиях спокойной гидродинамики, на что указывает присутствие наряду с биолитокластовым материалом пелитоморфного кальцита.
Парагенетическая ассоциация комковатых, биолитокластовых и онколитовых известняков (ПА-2). В нижней и верхней частях литологических разрезов рассматриваемая ассоциация сложена известняками сгустково-комковатыми, комковатыми с окатанными и гранулированными обломками органических остатков. В средней части разрезов наблюдаются онколитовые известняки, иногда с трещинами усыхания. Такие особенности типичны для отмельных обстановок с периодическим выводом в зону заплесков. На активную или умеренно-высокую гидродинамику вблизи базиса волн указывают чистый спаритовый цемент и окатанность биокластового материала.
Парагенетическая ассоциация микробиальных биогермных и строматолитовых известняков (ПА-3). В нижней части разрезов этот парагенез представлен биогермными и строматолитовыми известняками, образованными скоплениями цианобионтов/кальцимикробов. Верхнюю часть слагают биогермные и микробиальные разности с биолитокластовой и комковатой структурами. Преобладание среди биогермостроителей цианобактерий, отсутствие слоистости и привносимый с более возвышенных областей лито-биокластовый материал, служивший в качестве заполнителя между микробиальными микробиогермами, являются диагностическими признаками органогенных построек, расположенных на восточном склоне отмели в сторону депрессионной впадины. Отсутствие обломочного материала непосредственно на упомянутом склоне свидетельствует о слабой гидродинамике, в условиях которой разрушение органогенных построек не происходило.
Парагенетическая ассоциация биолитокластовых и пелитоморфных известняков (ПА-4). Преобладают пелитоморфные известняки с неравномерным чередованием известняков комковато-пелитоморфных, комковато-биолитокластовых с хемогенным кальцитом и пелитоморфных разностей с микробиальными образованиями. Такие генетические особенности, как пелитоморфная основная масса, слоистость, обусловленная субпараллельным распределением биокластов, прожилками с глинистым материалом, тонкоскелетный органогенный материал, ходы илоедов и терригенная примесь, указывают на то, что образование ПА-4 происходило при выносе осадочного материала на участки со спокойным гидродинамическим режимом, что способствовало накоплению илового материала.
Рельеф палеобассейна в центральной части Хорейверской впадины в позднефранско-фаменское время представлял собой слаборасчлененный терригенно-карбонатный шельф (с запада на восток): мелководный шельф, поднятия (карбонатные банки) и депрессионная впадина (глубоководная шельфовая депрессия). В позднем фране происходит уменьшение размера глубоководного шельфа и отхождение ее границ на восток. Позднее это особенно заметно в фамене, когда уменьшение депрессии происходило и во время трансгрессивных фаз, так как не образовались барьерные рифы, вместо них накапливались карбонатные клиноформы (Menner, Shuvalova, 2000).
Распределение ПА фаменских пород по изученным разрезам и площадям указывает на существование разных обстановок осадконакопления в пределах карбонатных банок на территории Центрально-Хорейверского вала, обрамленных (в современных координатах) с северо-западной стороны мелководным шельфом, а с юго-восточной стороны — депрессионной впадиной (рис. 2) (Матвеева, 2017). Было установлено, что франско-фаменская регрессия (Кушнарева, 1977) способствовала широкому распространению в раннем фамене отмельных фаций с переходными склоновыми фациальными зонами и фаций с микробиальными холмами на склоне отмели. В среднем фамене в связи с обширной трансгрессией Тимано-Печорского бассейна (Беляева и др., 1998) на большей части территории преобладали обстановки шельфа с более высоким положением уровня моря, за исключением мелководных областей с повышенной гидродинамикой. В позднефаменское время для данной территории вновь были характерны обстановки мелководного шельфа в условиях карбонатной банки с обособлением участков более мелководных, с подвижной гидродинамикой и склоновых, с микробиальными холмами на юге (Матвеева, 2017).
Изотопный состав С и О в фаменских известняках
Известно, что фанерозойские карбонатные породы морского происхождения характеризуются узкими вариациями значений d13СPDB в пределах –2 (–3) … 2 (3) ‰ (Галимов, 1968; Фор, 1989; Кулешов, 2001) и широким колебанием значений d18ОSMOW — от 20 до 30 ‰ (Фор, 1989). Указывалось также (Keith, Weber, 1964), что значения d18ОSMOW морских пород уменьшаются с увеличением геологического возраста и, например, для девонских пород могут составлять в среднем 21–25 ‰, а для позднепротерозойских — 12–16 ‰. Изотопный состав кислорода контролируется рядом факторов, из которых наиболее важными являются соленость (прямая корреляция), температура и изотопный состав среды, в которой происходило карбонатообразование (Кулешов, Седаева, 2009; Силаев, Хазов, 2003; van Geldern et al., 2006; Jaffres et al., 2007; Kasting et al., 2006). Облегченным изотопным составом углерода и кислорода характеризуются карбонатолиты морских бассейнов с низкой соленостью. Связано это с поступлением в бассейн седиментации изотопно-легких пресных вод и наличием углекислоты биогенного происхождения (Галимов, 1968; Дегенс, 1971; Фор, 1989; Кулешов, 2001).
Полученные результаты изотопного анализа приведены в таблице и показаны на графиках (рис. 3).
Нижний фамен
Отмель (ПА-2). Изотопный состав карбонатного углерода в породах колеблется в пределах 1.2–1.7 ‰ (1.5 ± 0.15 ‰); карбонатного кислорода — в диапазоне 24.5–25.4 ‰ (25.01 ± 0.29 ‰). При этом выявляется очень сильная положительная корреляция изотопного состава кислорода и углерода (r = 0.54), свидетельствующая о согласованном в них изотопном утяжелении обоих элементов и сходстве условий их формирования (мелководье, теплый климат). Величины d13СPDB сдвинуты на фланг утяжеленных значений, что может свидетельствовать о влиянии испарительного фактора (Силаев, Хазов, 2003). По другим отделам фамена данных для ПА-2 нет.
Микробиальные холмы (ПА-3). По величинам d13СPDB и d18ОSMOW выделяются две группы данных. В первую группу объединяются карбонатолиты с более тяжелым изотопным составом углерода (2.2–3.5 ‰) и кислорода (23.0–24.2 ‰). При этом обр. ВК 50/24 (пелитоморфный известняк) выбивается из этого кластера и имеет значения: d13СPDB — 0.7 ‰, d18ОSMOW — 26 ‰ (табл. 1). Вторую группу образуют более изотопно-легкие значения как по углероду (0.6–1.1 ‰), так и кислороду (20.8–23.1 ‰). Статистические данные образуют широкое поле со средними значениями: d13СPDB = = (2.47 ± 1.12) ‰; d18ОSMOW = (23.51 ± 1.12) ‰. Между углеродом и кислородом выявляется прямая, но более слабая корреляционная связь (r = 0.27). По другим отделам фамена данных по ПА-3 нет.
Одной из возможных причин изотопного утяжеления здесь карбонатного углерода может быть увеличение биопродуктивности водоема. В таких условиях на образование органического вещества расходуется легкий изотоп 12С растворенного бикарбоната, а остающийся в растворе бикарбонат постепенно обогащается тяжелым изотопом 13С, который переходит в осажденные карбонаты (Botz et al., 1988). Также причиной утяжеления изотопного состава углерода может быть образование карбонатов в прибрежной зоне с аридными и семиаридными условиями (Perryt, Magaritz, 1990), что может приводить к эвапоритизации и увеличению солености вод в бассейне. Облегчение изотопного состава кислорода может отражать опреснение водоема в результате привноса атмосферных вод и повышения температуры поверхностных вод (Кулешов, 2001). Опреснение вод подтверждается присутствием в нижнефаменских известняках остатков харовых и зеленых вольвоксовых водорослей (Матвеева, 2017). Как известно, современные харофиты растут в мелководных пресных водоемах и опресненных участках морей (Водоросли…, 1989). По данным J. Kaźmierczak (1975), наличие водорослей Volvocales также указывает на опреснение воды в палеобассейне. Пресные воды, возможно, поступали из размываемой области юга Садаягинской ступени, расположенной севернее Ошкотынской площади (Матвеева, 2017).
Склон к депрессионной впадине (ПА-4). Карбонатные образования подразделяются на два кластера — с относительно низкими (19.0–21.1 ‰) и более высокими (23.5–25.75 ‰) значениями изотопного состава по кислороду (табл. 1). Статистические оценки значений изотопных данных определяются как d13СPDB = (0.94 ± 0.59) ‰ и d18ОSMOW = (23.73 ± 2.18) ‰. Между значениями d13СPDB и d18ОSMOW обнаруживается сильная отрицательная корреляция (r = –0.62), свидетельствующая о противоположных тенденциях изменения изотопного состава углерода и кислорода.
Средний фамен
Выявлена только ПА-4 (склон от отмели к депрессии). Она охарактеризована следующими значениями (‰): d13СPDB = 1.30 ± 0.47; d18ОSMOW = 24.52 ± 1.45. Выявлена слабая отрицательная корреляция между значениями d13СPDB и d18ОSMOW (r = –0.28).
Верхний фамен
Склон к депрессионной впадине (ПА-4). Характеризуется следующими статистическими изотопными данными (‰): d13СPDB = –1.05 ± 0.66; d18ОSMOW = 25.75 ± ± 0.31. Отмечается умеренная прямая корреляция между значениями d13СPDB и d18ОSMOW (r = 0.37).
Склон к мелководному шельфу (ПА-1). Определены две группы контрастно различающихся изотопных данных d13СPDB и d18ОSMOW (‰): 1) –0.02…1 и 26.5–27.2; 2) 0.7–2.8 и 24.4–27.4 соответственно. Статистические изотопные данные по всему множеству точек составляют: d13СPDB = (1.04 ± 0.89) ‰; d18ОSMOW = (26.01 ± 0.99) ‰. Обнаружена слабая отрицательная корреляционная связь (r = –0.35) изотопного состава углерода и кислорода. Таким образом, величины d13СPDB здесь сдвинуты на фланг утяжеленных значений, что может свидетельствовать о влиянии испарительного фактора (Силаев, Хазов, 2003). По другим отделам фамена данных по ПА-1 нет.
Как показали исследования, хронологически сквозной для фамена на рассматриваемой территории является только одна фация, а именно отложения биолитокластовых и пелитоморфных известняков на склоне карбонатной банки в сторону депрессионной впадины (ПА-4). В последовательности от раннего к позднему фамену выявляется волнообразное изменение изотопного состава углерода от средних значений для морских карбонатов (0.94 ± 0.59) ‰ к более тяжелым (1.30 ± 0.47) ‰, а затем происходит скачок к более легким значениям (–1.05 ± 0.66) ‰. Утяжеление значений d13СPDB к среднему фамену может отражать усиление воздействия испарительных процессов в условиях теплого сухого климата. Последующему облегчению значений d13СPDB в позднем фамене есть несколько причин. По одной из них, легким изотопом 12С обогащаются карбонаты пресноводных бассейнов вследствие привноса в них пресных вод с растворенной в них изотопно-легкой по углероду углекислотой (Кулешов, 2001; Силаев, Хазов, 2003). Другой причиной, повлиявшей на понижение значений d13СPDB, может быть похолодание климата при увеличении атмосферного давления и росте притока атмосферных вод. Последнее было подтверждено данными по изотопному составу кислорода в биоапатите конодонтов, указавшими на понижение температуры воды к концу фамена в среднем до 26 °С (Joachimski et al., 2004; 2009). При этом изотопный состав кислорода в исследуемых нами фаменских карбонатных породах испытывает лишь небольшие колебания, отвечая в целом нормальной солености морской воды. Корреляция между значениями d13СPDB и d18ОSMOW по всему разрезу фамена изменяется от отрицательной в интервале нижнего-среднего фамена (–0.62…–0.35) до положительной в интервале позднего фамена (0.37), что свидетельствует о разнонаправленных изменениях изотопии углерода и кислорода.
Обсуждение и выводы
Согласно палеогеографическим реконструкциям позднедевонский бассейн на северо-востоке Европейской платформы располагался в приэкваториальных областях и характеризовался гумидным климатом (Беляева и др., 1998). Территория современного Центрально-Хорейверского вала в позднедевонское время представляла собой цепочку карбонатных банок, вытянутых в северо-восточном направлении. Особенности девонской седиментации во многом зависели от того, что рассматриваемый район располагался в пределах Большеземельского палеосвода, куда поступало сравнительно мало терригенного материала. Это обусловило небольшую глубину некомпенсированной впадины, образовавшейся здесь в доманиковое время, и значительную расчлененность ее акватории вследствие обилия отмелей. Невысокий темп привноса терригенного материала обеспечивал чисто карбонатный состав осадков на банках, возможность развития органогенных построек, медленное заполнение впадин между банками, что содействовало более длительному существованию последних (Меннер и др., 1991, с. 61).
Полученные литологические и изотопно-геохимические данные позволяют детализировать картину образования фациальных зон.
В отмельной зоне карбонатной банки формировались окатанные породообразующие компоненты (онколиты, биокласты, литокласты, комки) в условиях активной гидродинамики, что способствовало выносу пелитоморфного материала. Изотопный состав d13СPDB (1.2–1.7 ‰) и d18ОSMOW (24.5–25.4 ‰) характеризуется здесь однообразностью и отражает испарительные процессы в мелководно-морских условиях с теплым и сухим климатом.
Микробиальные холмы формировались в раннем фамене в спокойноводных обстановках ниже базиса действия волн, вследствие чего здесь не накапливался обломочный материал, характерный для рифовых комплексов Урала (Антошкина, 2003). В каркасе микробиальных холмов распознаются биогермные структуры, сформированные цианобактериями и кальцимикробами. Они могли замещаться карбонатами и укреплять органогенные постройки. Изотопный состав углерода и кислорода колеблется соответственно от 0.6 до 3.5 ‰ и от 20.8 до 24.2 ‰. Между значениями d13CPDB и d18ОSMOW в этих породах имеется слабая положительная корреляционная связь. Вариации изотопного состава углерода и кислорода могут отражать увеличение биопродуктивности водоема и изменение солености вод от осолоненных до опресненных в мелководном бассейне раннего фамена. Согласно изотопным данным, полученным по биоапатиту в конодонтах, на франско-фаменский период приходится интервал с теплым и очень теплым климатом с кратковременными периодами похолодания и средней температурой поверхностной воды 30–32 °С (Joachimski et al., 2009).
В обстановке склона карбонатной банки в сторону депрессионной впадины осадки накапливались у подножия карбонатной банки и на её склоне при понижениях уровня моря. Седиментация в этих условиях происходила при поступлении с мелководных участков банок тонкого биокластового материала, который сильно разрушался в процессе переноса. Осадконакопление осуществлялось в спокойной гидродинамической обстановке, что способствовало накоплению пелитоморфного материала. В хронологической последовательности от раннего к позднему фамену в породах рассматриваемой обстановки происходило волнообразное изменение изотопного состава углерода и кислорода. В раннем фамене карбонатолиты образовывались со средними значениями углерода и кислорода: d13СPDB = (0.94 ± 0.59) ‰ и d18ОSMOW = (23.73 ± 2.18 ‰), что соответствует морским карбонатам. Переход к среднему фамену сопровождался изотопным утяжелением как углерода (1.30 ± 0.47 ‰), так и кислорода (24.52 ± 1.45 ‰). В позднем фамене изотопный состав резко облегчается по углероду (–1.05 ± 0.66 ‰), а по кислороду соответствует средним морским показателям для девонского периода (25.75 ± 0.31 ‰). Следовательно, выявленное волнообразное изменение изотопного состава углерода отражает, вероятно, усиление испарительных процессов от раннего к среднему фамену в условиях аридного климата и опреснение с понижением температуры вод к позднему фамену. Последнее может быть связано с гумидизацией климата.
На склоне карбонатной банки к мелководному шельфу осадки накапливались в довольно спокойной гидродинамической обстановке, что позволяло осаждаться и литифицироваться пелитоморфному карбонатному илу. Их формирование происходило на достаточно выровненном, полого наклоненном склоне к мелководному шельфу, куда и попадал био- и литокластовый материал с отмели. Изотопный состав углерода и кислорода в карбонатах показал, что здесь он характеризуется существенным варьированием величин в пределах соответственно –0.02…2.4 и 24.4–27.2 ‰. Это отражает существование в позднем фамене мелководно-морских условий с нормальной соленостью морских вод, но с некоторым усилением испарительного режима при аридизации климата.
Из приведенных выше результатов изотопного анализа можно сделать вывод, что в рассмотренных фациальных зонах значения d18ОSMOW не демонстрируют значительных вариаций, сохраняясь в пределах колебаний данных для нормально-морских бассейнов. Значения d13СPDB, напротив, даже в пределах одной фациальной зоны могут существенно меняться, что, скорее всего, объясняется изменением палеоэкологических условий во времени.
1. Antoshkina A. I. Reef formation in the Paleozoic (Northern Urals and adjacent areas). Yekaterinburg, UB RAS, 2003, 304 p. (in Russian)
2. Belonin M. D., Prishchepa O. M., Teplov E. L. Timan-Pechora province: geological structure, oil and gas potential and development prospects. St. Petersburg: Nedra, 2004, 396 p. (in Russian)
3. Belyaeva N. V., Korzun A. L., Petrova L. V. Model of sedimentation of fransian-tournaisian deposits in the north-east of the European Platform. St. Petersburg: Nauka, 1998, 154 p. (in Russian)
4. Algae. Reference book / Vasser S. P., Kondrat'yeva N. V., Masyuk N. P. et al. Kiyev: Nauk. Dumka, 1989, 608 p. (in Russian)
5. Galimov E.M. Geochemistry of stable isotopes of carbon. Moscow: Nedra, 1968, 226 p. (in Russian)
6. Degens E. T. Distribution of stable isotopes in carbonates. Carbonate rocks: physico-chemical characteristics and study methods. Moscow: Mir, 1971, V. 2, pp. 141-153. (in Russian)
7. Izokh O. P., Izokh N. G., Ponomarchuk V. A., Semenova D. V. Isotopes of carbon and oxygen in the sediments of the Fran-Famennian section of the Kuznetsk basin (south of Western Siberia). Geology and geophysics, 2009, V. 50, No. 7, pp. 786-795. (in Russian)
8. Kuleshov V. N. Evolution of isotope carbon dioxide-water systems in lithogenesis. Message 1. Sedimentogenesis and diagenesis. Lithology and mineral reserves, 2001, No. 5, pp. 491-508 (in Russian)
9. Kuleshov V. N., Sedaeva K. M. Geochemistry of isotopes (13C, 18O) and the formation conditions of the Upper Kazan carbonate deposits of the Volga-Vyatka interfluve. Lithology and mineral reserves, 2009, No. 5, pp. 508-526. (in Russian)
10. Kushnareva T. I. Famennian stage of the Timan-Pechora province (Ministry of Geology of the RSFSR. Ukhta Territorial Geological Department). Moscow: Nedra, 1977, 135 p. (in Russian)
11. Matveeva N. A. Formation conditions of the Famennian reef deposits of the Central Khoreyver swell of the Timan-Pechora province. Petroleum geology. Theory and practice, V. 12, No. 2, 2017. https://doi.org/10.17353/2070-5379/16_2017 (in Russian)
12. Menner V. V., Sayapina L. S., Baranova A. V., Shuvalova G. A. Regional features of the placement of riphogenic formations and a new model of lithofacial zonality in the Frasnian and Lower Famennian strata of the Khoreyver Depression. Riphogenic zones and their oil and gas potential. Collection of scientific articles, Moscow: IGiRGI, 1991, pp. 56-72. (in Russian)
13. Mizens G. A., Kuleshov V. N., Stepanova T. I., Kucheva N. A. Isotopic composition and conditions of formation of Upper Devonian-Lower carboniferous deposits of the eastern slope of the Middle Urals. Leningrad lithological school: proceedings. V. 2, St. Petersburg: SpbSU, 2012, pp. 53-76.
14. Prishchepa O. M., Bogatskiy V. I., Makarevich V. N., Chumakova O. V., Nikonov N. I., Kuranov A. V., Bogdanov M. M. New ideas about the tectonic and oil and gas geological zoning of the Timan-Pechora oil and gas province. etroleum geology. Theory and practice, 2011, V. 6, No. 4, http://www.ngtp.ru/rub/4/40_2011.pdf (in Russian)
15. Silaev V. I., Khazov A. F. Isotope disproportionation of carbonate carbon in the processes of hypergenic-exogenous rearrangement of the crustal matter). Syktyvkar: Geoprint, 2003, 41 p. (in Russian)
16. The structure of the platform cover of the European North of the USSR). Dedeev V. A., Getsen V. G., Zaporozhtseva I. V. et.al. Leningrad: Nauka, 1982, 200 p. (in Russian)
17. Timonin N. I. Pechora plate: history of geological development in the Phanerozoic. Yekaterinburg: UB RAS, 1998, 240 p. (in Russian)
18. For G. Basics of Isotope Geology. Moscow: Mir, 1989, 590 p. (in Russian)
19. Algeo T. J., Scheckler S. E. Terrestrial-marine teleconnections in the Devonian: links between the evolution of land plants, weathering processes, and marine anoxic events. Philos. Trans. R. Soc. Lond., B Biol. Sci. 353, 1998. P. 113-130.
20. Botz R., Stofter S.P., Faber E., Tietz K. Isotope geochemistry of carbonate sediments from Lake Kivu (Easten-Central Afrika) // Chem.Geol.1988. V.69. P. 299-308.
21. Van Geldern R., Joachimsk M. M. i., Day J., Jansen U. Carbon, oxygen and strontium isotope records of Devonian brachiopod shell calcite // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2006. V. 240. P. 47-67.
22. Chen D. Z., Wang J. G., Racki G., Li, H., Wang C. Y., Ma X. P., Whalen M. T. Large sulphur isotopic perturbations and oceanic changes during the Frasnian-Famennian transition of the Late Devonian. J. Geol. Soc. Lond. 170, 2013. P. 465-476
23. Cooper P. Reef development at the Frasnian/Famennian mass extinction boundary. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 181, 2002. P. 27-65.
24. Jaffres J. B. D., Shields G. A., Wallmann K. The oxygen isotope evolution of sea water: A critical review of a long-standing controversy and an improved geological water cycle model for the past 3.4 billon years: Earth-Science Reviews. 2007. V. 83. P. 83-122.
25. Joachimski M., Buggisch W. Anoxic events in the Late Frasnian-causes of the Frasnian-Famennian faunal crisis? Geology 21, 1993. P. 75-678
26. Joachimski M. M., Breisig S., Buggisch W., Talent J.A., Mawson R., Gereke M., Morrow J. R., Day J., Weddige K. Devonian climate and reef evolution: Insights from oxygen isotopes in apatite // Earth and Planetary Science Letters 284, 2009. P. 599-609
27. Joachimski M. M., van Geldern R., Breisig S., Day J., Buggisch W. Oxygen isotope evolution of biogenic calcite and apatite during the Middle and Upper Devonian // J. Earth Sci. 93, 2004. P. 542-553
28. Kasting J. F., Howard M. T., Wallmann K., Veizer J., Shields G., Jaffrés J. Paleoclimates, ocean depth, and the oxygen isotopic composition of seawater. Earth and Planetary Science Letters. 2006. V. 252. P. 82-93.
29. Kaufman A. J., Knoll A. H. Neoproterozoic variations in the C-isotopic composition of seawater: stratigraphic and biogeochemical implications // Prec. Res. 1995. No. 73. P. 27-49. doi:https://doi.org/10.1016/0301-9268(94)00070-8
30. Kaźmierczak J. Colonial Volvocales (Chlorophyta) from the Upper Devonian of Poland and their paleoenvironmental significance // Acta Palaeontologica Polonica. 1975. V. 20 (1). P. 73-89.
31. Keith M. L., Weber J. N. Carbon and oxygen isotopic composition of selected limestones and fossils // Geochim. Cosmochim. Acta. 1964. V. 28. P. 1787-1816.
32. Menner V. V., Shuvalova G. A. The history of Late Devonian starved depressions on the shelves of the Timan-Pechora basin // Pan-Arctic Palaeozoic Tectonics, Evolution of Basins and Faunas. Ichthyolith Issues Special Publication. 2000. V. 6. P. 73-76.
33. Perryt T. M., Magaritz M. Genesis of evaporate-associated platform dolomites: case study of the Main Dolomite (Zechstein, Upper Permian), Leba elevation, northern Poland // Sedimentol. 1990. V. 37. № 4. P. 745-761.
