Аннотация:
В статье представлены результаты многолетних исследований палеозойских органогенных структур в Тимано-Североуральском регионе (ТСУР). Рассмотрены принципы определения рифов и других органогенных структур, позволившие проследить эволюцию и этапы позднеордовикско-раннепермского рифообразования на основе их временнóго распределения. В палеозое ТСУР выделены три этапа, различающиеся геометрией органогенных структур, скоростью их роста и палеогеографическим положением в осадочном бассейне. (i) Среднекатийско-раннеэмсский этап представлен локальными и барьерными рифами внешней окраины карбонатного шельфа, достигающими большой мощности. (ii) Среднефранско-раннетурнейский этап отличается образованием крупных микробиальных холмов как на внешней окраине шельфа, так и на окраинах мелководных платформ в пределах расчлененного шельфа, а также появлением рифов в прибрежной зоне шельфа. (iii) Поздневизейско-раннесакмарский этап характеризуется иловыми, микробиальными и скелетными холмами, образовавшимися на склонах впадин и поднятий деградирующего карбонатного шельфа. Распределение и геометрия органогенных структур определялись в основном региональными тектоническими событиями и глобальными геобиотическими процессами в этот период эволюции Земли. Уникальность данного региона позволяет предложить его в качестве модельного объекта для изучения и понимания палеозойского рифообразования.

Ключевые слова:
риф, холмы, рифовая экосистема, рифовый каркас, рифообразование, эволюция, Тимано-Североуральский регион

Введение

Палеозойские рифы и другие органогенные образования широко распространены в России, Канаде, Северной Америке и Западной Европе, а также встречаются в Китае, Пакистане, Центральной Азии и Австралии. Расширенные списки литературы можно найти в публикациях, обобщающих понимание рифовых сообществ, рифовой экологии и их развитие во времени (Heckel, 1974; Toomey, 1981; Geldzetzer et al., 1988 и др.). Глобальное распространение палеозойских рифов представлено в работе Flügel, Flügel-Kalher (1992). Первое описание палеозойских рифов в России относится к нижнепермским известнякам Среднего Урала (Яковлев, Рябинин, 1915). Добыча нефти в 1929 году из пермских рифов привела к их масштабным исследованиям в Пермском крае. В 50—60-х годах открытие и добыча нефти и газа из верхнедевонских массивных карбонатов в Тимано-Печорской, Прикаспийской и Волго-Уральской областях стимулировали интерес геологов и геологов-нефтяников в целом к ископаемым рифам в России (Кузнецов, 2000). В Тимано-Печорской провинции изучению и поискам рифов, их нефтегазоносности посвящено огромное количество публикаций. Среди них есть монографии, в которых освещены результаты первопроходцев этого направления и последующие исследования (Чернов, 1972; Беляева и др., 1998; Жемчугова, 2002 и др.). В объемной монографии (Рифогенные…., 1990) обобщен состав фанерозойских рифообразующих последовательностей в различных тектонических структурах. Карты расположения рифов на территории бывшего СССР в этой монографии показывают, что палеозойские рифы более всего распространены на Урале и в Приуралье.

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

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

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

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

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

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

 

Геологическая структура региона

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

 

палеобиогеография рифообразования

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

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

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

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

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

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

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

Заложение Печоро-Колвинской внутриплитной палеорифтовой зоны в среднем девоне повлияло на тектоническую, палеогеографическую и седиментационную ситуацию. Рельеф дна среднефранско-турнейского палеобассейна представлял собой расчлененный шельф, состоящий из мелководных карбонатных платформ и банок, окруженных областями понижений либо с «доманиковыми фациями», либо с клиноформным заполнением (рис. 3). Частые глобальные и региональные колебания уровня моря приводили к формированию поверхностей перерыва (Чернов, 1972; Беляева и др., 1998; Antoshkina, 2006), предопределив тем самым массовое распространение микробиального сообщества, включающего цианобактерии и кальцибионты, восстанавливающие рифообразование.

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

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

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

В это время на деформированной континентальной окраине, включая поднятия Чернышева, Чернова и Полярный Урал, были распространены преимущественно небольшие иловые холмы (Инкина, 2015; Палеозойское…, 2011; Салдин, 2005; Antoshkina, 1997). Наиболее выразительными органогенными сооружениями позднего карбона — ранней перми являются гжельско-ассельские скелетные холмы, широко развитые на Северном и Приполярном Урале. При этом Северный Урал отличается разнообразием и строением этих холмов (Пономаренко, 2025). Скелетные холмы формировались на склонах деформированного карбонатного шельфа, и их выразительной особенностью было распространение обильных крустификационных цементов (Antoshkina, Ponomarenko, 2014). Резкий подъем уровня моря и усиливающееся терригенное осадконакопление со стороны образовавшегося складчатого сооружения Урала прервали рифообразование на окраине отступающей карбонатной платформы в позднесакмарское, а затем в артинское время на внутренней части окраины шельфа. В результате этого рифообразование смещается в пределы формирующегося нового северо-западного шельфа, представленного в современном плане Северным Тиманом и полуостровом Канин, северо-западом Хорейверской впадины и Баренцевоморским шельфом (Klimenko et al., 2011).

 

Биогенные каркасные структуры в геобиосферных процессах палеозоя

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

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

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

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

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

3) скелетные микробиальные, в которых морфология и основные признаки анатомического строения цианобактерий хорошо сохранены и распознаются. Строматолитовые и строматолитоподобные каркасные структуры типичны для верхнедевонских и нижнетурнейских микробиальных холмов (рис. 9);

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

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

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

Изменения в окислительно-восстановительном состоянии океана, обусловленные климатом, хорошо прослеживаются в палеозойских отложениях эпиконтинентальных морей ТСУР. Например, для раннего палеозоя во время крупных климатических изменений от холодного климата среднего и позднего ордовика до парниковых условий силура эти отложения демонстрируют образование аноксидных событий, способствовавших проявлению разномасштабных событий вымирания, вплоть до массовых (граница ордовик / силур). Неустойчивость климатических условий выражались в смене эпизодов парникового климата эпизодами похолодания, что отчетливо фиксировалось в силурийский период (Antoshkina, 2007 и др.). Во время интервалов потепления низкие уровни растворенного кислорода могли приводить к снижению биоразнообразия, что сочеталось с высоким карбонатным насыщением, и все приводило к развитию микробиальных карбонатов. В период раннего девона — ранней перми в каркасных структурах отчетливо отразилось динамическое взаимодействие био- и геосферы в системах земной поверхности, в том числе: а) колонизация суши сосудистыми растениями, б) формирование суперконтинентов Лавруссия и Пангея, в) два глобальных массовых вымирания (пограничные события франа — фамена и девона — карбона) и г) позднепалеозойский ледниковый период (визе — средняя пермь). Важно учитывать тот факт, что на отражение геобиосферных событий в рифообразовании активно или опосредованно оказывали влияние и региональные тектонические процессы Печорской плиты (рис. 12).

Рассмотрев эволюцию биогенных каркасов в палеозойских рифах и рифогенных сооружениях ТСУР, можно отметить, что она не всегда полностью коррелировалась с глобальным стратиграфическим распространением характерных каркасостроителей или с физико-химическими параметрами морской воды, включая колебания уровня моря. Это могло быть связано с тем, что временные изменения в глобальных параметрах затрагивают скелетную биоту и биологически индуцированный карбонат независимо. Распространение кальцимикробных карбонатов контролировали в большей степени временные изменения физико-химических параметров, вызванные насыщенностью вод карбонатными минералами и органикой. Характер распространения и масштабности развития генетически разнообразных органогенных сооружений в Тимано-Североуральском осадочном бассейне показывает, что здесь на палеозойское рифообразование дополнительно с глобальными факторами влияли и региональные события, связанные с тектонической историей Печорской плиты. Глобальные эвстатические колебания уровня моря и сопутствующие эрозионные процессы усиливались или снижались движением блоков фундамента. Эрозионные процессы могли повышать или снижать трофность вод, тем самым обеспечивая водный баланс, либо дополняя питательными веществами и повышая мезотрофность вод в бассейне, либо понижая ее. И это все вместе с онтогенезом Палеоуральского океана — образованием, расширением и его закрытием во время уральского орогенеза — определило специфику палеозойского рифообразования в Тимано-Североуральском регионе.

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

Заключение

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

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

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

1. Антошкина А. И. Рифы в палеозое Печорского Урала. СПб., 1994. 154 с.

2. Антошкина А. И. Рифообразование в палеозое (север Урала и сопредельные области). Екатеринбург: УрО РАН, 2003. 303 с.

3. Антошкина А. И. Генетические типы карбонатных псефитолитов нижнего палеозоя севера Урала: II. Типы, модели и особенности формирования // Литосфера. 2011. № 3. С. 39—49.

4. Антошкина А. И., Валяева О. В., Исаенко С. И. и др. Черные аргиллиты верхнего лудфордия как свидетельство эвксинных условий, Приполярный Урал // Геохимия. 2012. №. 10. С. 1—7. DOI:https://doi.org/10.1134/S0016702912100023

5. Антошкина А. И. Позднедевонские рифовые экосистемы: специфика сообществ и биогенных структур (на примере Тимано-Североуральского региона) // Проблемы эволюции биосферы. М.: ПИН РАН, 2013. С. 190—205. (Геобиологические системы в прошлом).

6. Антошкина А. И., Пономаренко Е. С., Канева Н. А. Фенестровые известняки как индикатор специфики позднедевонских морей, Тимано-Североуральский регион // Литология и полезные ископаемые. 2014. № 6. С. 493—505.

7. Антошкина А. И., Шмелёва Л. А. Особенности состава, строения и условий образования хирнантских отложений в Тимано-Североуральском осадочном бассейне // Литосфера. 2018. Т. 18. № 4. С. 543—565; DOI:https://doi.org/10.24930/1681-9004-2018-18-4-543-565

8. Беляева Н. В., Корзун А. Л., Петрова Л. В. Модель седиментации франско-турнейских отложений на северо-востоке Европейской платформы. СПб.: Наука, 1998. 154 с.

9. Богацкий В. И., Жемчугова В. А. Система рифогенных образований Тимано-Печорской провинции и их нефтегазоносность // Наследие А. Я. Кремса в трудах ухтинских геологов. Сыктывкар, 1992. С. 97—115.

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

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

12. Жемчугова В. А. Верхний палеозой Печорского нефтегазоносного бассейна. Сыктывкар: Коми научный центр УрО РАН, 1998. 160 с.

13. Жемчугова В. А. Природные резервуары в карбонатных формациях Печорского нефтегазоносного бассейна. М.: Изд-во Московского государственного горного университета, 2002. 243 с.

14. Жемчугова В. А., Мельников С. В., Данилов В. Н. Нижний палеозой Печорского нефтегазоносного бассейна (строение, условия образования, нефтегазоносность). М.: Академия горных наук, 2001. 101 с.

15. Инкина Н. С. История открытия и новые данные об ассельской органогенной постройке на р. Лек-Елец (Полярный Урал) // Геология рифов — 2015: Материалы Всерос. литолог. совещ. 15—17 июня 2015 г., Сыктывкар. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2015. С. 57—58.

16. Кузнецов В. Г. Палеозойское рифообразование на территории России и смежных стран. М.: ГЕОС, 2000. 228 с.

17. Кузнецов В. Г. Некоторые аспекты истории становления и развития научного сообщества по изучению ископаемых рифов в СССР и России // Вестник геонаук. 2020. № 11. С. 35—45. DOI:https://doi.org/10.19110/geov.2020.11.4

18. Кузнецов В. Г., Антошкина А. И. Поздневизейско-серпуховский этап палеозойского рифообразования // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005. Т. 13 (4). С. 61—77.

19. Матвеева Н. А. Условия образования фаменских рифогенных отложений Центрально-Хорейверского вала // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2017. Т. 12. № 2. С. 1—28.

20. Меннер В. Вл., Шувалова Г. А., Баранова А. В. Строение и история формирования Вежавожского рифогенного массива. Южный Тиман, франский ярус // Литология и нефтегазоносность карбонатных отложений: Материалы Второго Всерос. литолог. совещ. Сыктывкар, 2001. С. 215—216.

21. Одум Е. Основы экологии. М.: Мир, 1986. Т. 1. 328 с.

22. Палеозойское осадконакопление на внешней зоне шельфа пассивной окраины северо-востока Европейской платформы / Антошкина А. И., Салдин В. А., Сандула А. Н. и др. Сыктывкар: Геопринт, 2011. 200 с.

23. Пономаренко Е. С. Особенности строения микробных образований в системе «риф — лагуна» (на примере верхнедевонского рифового комплекса Седъю, Южный Тиман) // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2019. № 8. С. 14—19.

24. Пономаренко Е. С. Палеозойские органогенные постройки бассейна р. Илыч, Северный Урал. Сыктывкар: Геопринт, 2025. 100 с. ISBN 978-598491-108-5

25. Пономаренко Е. С., Соколова Л. В. Литологическое, палеонтологическое и геохимическое обоснование ранневенлокского (ранний силур) перерыва в осадконакоплении в разрезе западного склона Северного Урала (р. Верхняя Косью) // Литосфера. 2025. Т. 25, № 1. С. 61—78. DOI:https://doi.org/10.24930/2500-302X-2025-25-1-61-78

26. Преображенский Б. В. Современные рифы. М.: Наука, 1986. 244 с.

27. Пучков В. Н. Геология Урала и Приуралья (актуальные вопросы стратиграфии, тектоники, геодинамики и металлогении). Уфа: Дизайн Полиграф Сервис, 2010. 280 с.

28. Рифогенные и сульфатоносные формации фанерозоя СССР / Г. А. Беленицкая, Н. М. Задорожная, А. К. Иогансон и др.; Мин-во геол. СССР; Всесоюз. науч.-исслед. геол. ин-т. М.: Недра, 1990. 291 с.

29. Салдин В. А. Органогенная постройка в сезымской свите верхнего палеозоя Полярного Урала // Геология рифов — 2005: Материалы Междун. совещ. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С. 139—142.

30. Салдин В. А. Пространственное распределение среднекаменноугольно-нижнепермских органогенных построек и депрессионных отложений на севере Урала // Рифы и карбонатные псефитолиты: Материалы Всерос. литолог. совещ. Сыктывкар: Геопринт, 2010. C. 155—157.

31. Тимано-Печорский седиментационный бассейн: Объяснительная записка к Атласу геологических карт. Ухта: Изд-во ТП НИЦ, 2002. 122 с.

32. Тимонин Н. И. Печорская плита: история геологического развития в фанерозое. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 240 с.

33. Цыганко В. С., Безносов П. А. Верхнедевонские рифы Южного Тимана // Рифы и карбонатные псефитолиты: Путеводитель полевой экскурсии Всерос. литолог. совещ. Сыктывкар: Геопринт, 2010. 49 с.

34. Цыганко В. С. Девон западного склона севера Урала и Пай-Хоя (стратиграфия, принципы расчленения, корреляция). Екатеринбург: УрО РАН, 2011. 256 с.

35. Чернов Г. А. Палеозой Большеземельской тундры и перспективы его нефтегазоносности. М.: Наука, 1972. 315 с.

36. Шмелёва Л. А. Литолого-палеоэкологическая характеристика верхнеордовикского рифа Б. Косью (р. Илыч, Северный Урал) // Литосфера. 2016. №. 1. С. 154—162.

37. Щербаков Э. С. Терригенный девон западного склона Северного Урала. Л.: Наука, 1977. 160 с.

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

39. Яковлев Н. Н., Рябинин В. Н. К геологии Соликамского Урала. Пг.: Геол. ком., 1915. 31 с.

40. Antoshkina A. I. Ordovician reefs of the Urals Mountains, Russia: A Revieu. Facies. 1996;35:1—7.

41. Antoshkina A. I. About a genesis of the Upper Carboniferous-Lower Permian carbonate complex in the Subpolar Urals. Proceedings XIII Intern. Congress on Carboniferous and Permian, Part 3, CLVII, 1997. p. 42—46.

42. Antoshkina A. I. Organic buildups and reefs on the Palaeozoic carbonate platform margin, Pechora Urals, Russia. Sedimentary Geology. 1998;118 (1—4):187—211.

43. Antoshkina A. I. Ecology of Lower Devonian reefs in the Western Urals. Cour. Forsch. Inst. Senckenberg. 2003;242:111—123. DOIhttps://doi.org/10.1007/s10347—006—0083-z.

44. Antoshkina A. I. Palaeoenvironmental implications of Palaeomicrocodium in Upper Devonian microbial mounds of the Chernyshev Swell, Timan-northern Ural Region. Facies. 2006;52:611—625.

45. Antoshkina A. I. Silurian sea-level and biotic events in the Timan-northern Ural region: sedimentological aspects. Acta Palaeontologica Sinica. 2007:46:23—27.

46. Antoshkina A. I. Ooid-stromatolite association as a precursor of bioevents (Silurian, Timan-northern Ural Region). Palaeoworld. 2015;24:198—206.

47. Antoshkina A. I., Königshof P. Lower Devonian reef structures in Russia — an example from the Urals. Facies. 2008;54:233—251.

48. Antoshkina A. I., Ponomarenko E. S. Bioinduced Crustification as a Reaction of Late Carboniferous-Early Permian Reef Ecosystems to Biosphere Changes. Paleontological Journal. 2014;48(14):1565—1576.

49. Caputo M. V. Late Devonian glaciation in South America. Paleogeogr. Paleoclim. Palaeoecol. 1985;51:291—317.

50. Caputo M. V. Ordovician-Silurian glaciation and global sea-level changes. In: Landing, E & Johnson M. E. [eds.] Silurian cycles — Linkages of dynamic stratigraphy with atmospheric, oceanic, and tectonic changes. New York State Museum Bull. 1998;491:15—25.

51. Cooper P. Reefs under stress: the fossil record. Cour Forsh Senc., 1994;72:87—94.

52. Flügel E., Flügel-Kalher E. Phanerozoic Reef Evolution: Basic Question and Data Base. Facies. 1992;26:167—278.

53. Geldzetzer H. H. J., James N. P., Tebbutt G. E. Reefs. Canada and adjacent areas. Mem. Can. Soc. Pet. Geol. 1988. Vol. 13. 775 p.

54. Hardie L. A. Secular variation in seawater chemistry: an explanation for the coupled secular variation in the mineralogies of marine limestones and potash evaporites over the past 600 m. y. Geology. 1996;24:279—283.

55. Heckel P. H. Carbonate buildups in the geologic record: a review. Soc. Econ. Paleont. Min., Spec. Publ.; 1974. Vol. 18. p. 90—154.

56. James N. P. Bourque P. A. 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.

57. Kaljo D., Martma T., Mannik P, Viira V. Implications of Gondvana glaciations in the Baltic Later Ordovician and Silurian and a carbon isotopic test of enironmental cyclicity. Bull. de la Societe geologique de France. 2003;174:59—66.

58. Klimenko S. S., Anischenko L. A., Antoshkina A. I. The Timan-Pechora sedimentary basin: Palaeozoic reef formation and petroleum systems. Geological Society, London, Memoirs. 2011;13(3):223—236.

59. Lehnert O., Eriksson M. J., Calner M., Joachimski M. & Buggisch W. Concurrent sedimentary and isotopic indications for global climatic cooling in the Late Silurian. Acta Palaeontologica Sinica, 46 [Suppl.]; 2007. p. 249—255.

60. Mannik, P., Martma, T. Llandovery-Wenlock boundary in the Subpolar Urals. Ichthyolith Issues Special Publication, 6. Syktyvkar: Geoprint; 2000. p. 64—67.

61. Menner V. Vl., Shuvalova G. A., Baranova A. V. Structure and history of formation of the Vezhavozh reef massif. Southern Timan, Frasnian stage. Lithology and oil and gas potential of carbonate deposits: Proceedings of the Second All-Russian Lithological Conference. Syktyvkar; 2001. p. 215—216.

62. Nouse M. R., Menner V. V., Becker R. T. et al. Reef episodes, anoxia and sea-level changes in the Frasnian of the southern Timan (NE Russian platform). In: Insalaco E., Skelton P. W & Palmer T. J., editors. Carbonate platform System: components and interactions. Geological Society, London, Special publications. 2000;178:147—176.

63. Playford P. E., Hocking R. M., Cockbain A. E. Devonian Great Barrier Reef of the Canning Basin, Western Australia: the evolution of our understanding. Journal of the Royal Society of Western Australia. 2014;97:153—172.

64. Scotese C. R. An Atlas of Phanerozoic Paleogeographic Maps: The Seas Come In and the Seas Go Out. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2021;49:679—728.

65. Scotese C. R., Boucot A. J., Chen Xu. Atlas of Phanerozoic Climatic Zones (Mollweide Projection), 2015. Vol. 1—6. Paleomap Project PaleoAtlas for ArcGIS, PALEOMAP Project, Evanston IL.

66. Skompski S, Paszkowski M., Krobicki M., Kokovin K., Korn D., Tomas A. & Wrzołek T. Depositional setting of the Devonian Carboniferous biohermal Bol’shaya Nadota Carbonate Complex, Subpolar Urals. Acta Geologica Polonica. 2001;51:217—235.

67. Stanley S. M., Hardie L. A. Secular oscillations in the carbonate mineralogy of reef-building and sediment-producing organisms driven by tectonically forced shifts in seawater chemistry. Pal Pal Pal. 1998;144:3—19.

68. Toomey D. F. European fossil reef models. — SEPM Society for Sedimentary Geology, Special Publication; 1981. Vol. 30. https://doi.org/10.2110/pec.81.30

69. Wang G., Li, Y., Kershaw S., Deng S. Global reef recovery after the end-Ordovician extinction: Evidence from late Aronian coral-stromatopod reefs in South China. GFF. 2014;136(1):286—289. doi.org/10.1080/11035897.2013.853687

70. Wilson J. L. Carbonate Facies in Geological History. New York: Springer Verlag; 1975. 471 p. https://doi.org/10.1007/978-1-4612-6383-8