Сыктывкар, Республика Коми, Россия
УДК 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
УДК 552.54 Карбонатные породы
Актуальность работы определяется необходимостью уточнения условий образования верхнедевонских рифогенных пород, являющихся коллекторами углеводородов в Тимано-Печорской провинции. С этой целью было проанализировано распределение изотопного состава углерода и кислорода (определение осуществлялось на масс-спектрометре Delta V Advantage) фаменских карбонатных пород по фациальным зонам в пределах Центрально-Хорейверского вала. Показано, что образование нижнефаменских известняков отмельной зоны происходило в мелководном морском бассейне в условиях испарительного режима аридного климата. Вариации значений 13С и 18О в нижнефаменских известняках зоны микробиальных холмов отражают увеличение биопродуктивности и колебание солености вод. Изменение изотопного состава углерода в известняках фациальной зоны, переходной к депрессионной впадине, характерной для всего разреза фамена, указывает на усиление испарительных процессов при аридизации климата от раннего к среднему фамену и опреснение вод при гумидизации в позднем фамене. Образование верхнефаменских карбонатолитов фациальной зоны склона карбонатной банки в сторону мелководного шельфа в целом происходило в мелководном морском бассейне с нормальной соленостью, но с незначительным усилением испарительного режима при аридизации климата. Полученные результаты показывают, что фаменский бассейн седиментации характеризовался колебаниями уровня моря, фаций, гидрохимии вод и климата.
Хорейверская впадина, карбонатная банка, фамен, фации, парагенетические ассоциации, изотопный состав углерода и кислорода
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. Антошкина А. И. Рифообразование в палеозое (на примере севера Урала и сопредельных территорий). Екатеринбург: УрО РАН, 2003. 303 c.
2. Белонин М. Д., Прищепа О. М., Теплов Е. Л. Тимано-Печорская провинция: геологическое строение, нефтегазоносность и перспективы освоения. СПб.: Недра, 2004. 396 с.
3. Беляева Н. В., Корзун А. Л., Петрова Л. В. Модель седиментации франско-турнейских отложений на северо-востоке Европейской платформы. СПб.: Наука, 1998. 154 с.
4. Водоросли: Справочник / С. П. Вассер, Н. В. Кондратьева, Н. П. Масюк и др. Киев: Наук. думка, 1989. 608 с.
5. Галимов Э. М. Геохимия стабильных изотопов углерода. М.: Недра, 1968. 226 с.
6. Дегенс Э. Т. Распределение устойчивых изотопов в карбонатах // Карбонатные породы: физико-химическая характеристика и методы исследования. М.: Мир, 1971. Т. 2. С. 141-153.
7. Изох О. П., Изох Н. Г., Пономарчук В. А., Семенова Д. В. Изотопы углерода и кислорода в отложениях фран-фаменского разреза Кузнецкого бассейна (юг Западной Сибири) // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 7. С. 786-795.
8. Кулешов В. Н. Эволюция изотопных углекислотно-водных систем в литогенезе. Сообщение 1. Седиментогенез и диагенез // Литология и полезные ископаемые. 2001. № 5. С. 491-508.
9. Кулешов В. Н., Седаева К. М. Геохимия изотопов (13С, 18О) и условия образования верхнеказанских карбонатных отложений Волго-Вятского междуречья // Литология и полезные ископаемые. 2009. № 5. С. 508-526.
10. Кушнарева Т. И. Фаменский ярус Тимано-Печорской провинции / Министерство геологии РСФСР. Ухтинское территориальное геологическое управление. М.: Недра, 1977. 135 с.
11. Матвеева Н. А. Условия образования фаменских рифогенных отложений Центрально-Хорейверского вала Тимано-Печорской провинции // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2017. Т. 12. № 2. DOI: https://doi.org/10.17353/2070-5379/16_2017
12. Меннер В. Вл., Саяпина Л. С., Баранова А. В., Шувалова Г. А. Региональные особенности размещения рифогенных образований и новая модель литофациальной зональности во франских и нижнефаменских толщах Хорейверской впадины // Рифогенные зоны и их нефтегазоносность: Сб. науч. тр. М.: ИГиРГИ, 1991. С. 56-72.
13. Мизенс Г. А., Кулешов В. Н., Степанова Т. И, Кучева Н. А. Изотопный состав и условия образования верхнедевонско-нижнекаменноугольных отложений восточного склона Среднего Урала // Ленинградская школа литологии: Материалы Всерос. литолог. совещ. СПб.: СПбГУ, 2012. Т. 2. С. 60-62.
14. Прищепа О. М., Богацкий В. И., Макаревич В. Н., Чумакова О. В., Никонов Н. И., Куранов А. В., Богданов М. М. Новые представления о тектоническом и нефтегазогеологическом районировании Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2011. Т. 6. № 4. URL: http://www.ngtp.ru/rub/4/ 40_2011.pdf
15. Силаев В. И., Хазов А. Ф. Изотопное диспропорционирование карбонатного углерода в процессах гипергенно-экзогенной перегруппировки вещества земной коры. Сыктывкар: Геопринт, 2003. 41 с. (Программы фундаментальных исследований РАН. Отчетная серия, № 3).
16. Структура платформенного чехла Европейского Севера СССР / В. А. Дедеев, В. Г. Гецен, И. В. Запорожцева и др. Л.: Наука, 1982. 200 с. (Коми филиал АН СССР, Ин-т геологии).
17. Тимонин Н. И. Печорская плита: история геологического развития в фанерозое. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 240 с.
18. Фор Г. Основы изотопной геологии: пер. с англ. М.: Мир, 1989. 590 с.
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.
