CC BY
227
Г.Д. Исаев
РЕГИОНАЛЬНЫЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ ПАЛЕОЗОЯ
ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ (ПО ДАННЫМ ИССЛЕДОВАНИЯ ТАБУЛЯТОМОРФНЫХ КОРАЛЛОВ)
Охарактеризованы региональные стратиграфические подразделения палеозоя Западно-Сибирской плиты. Обоснован их био-стратиграфический объем, объем перерывов на границах подразделений, определен их статус. Проведены корреляция региональных подразделений в пределах Западно-Сибирской плиты и сопоставление со стратонами смежных регионов.
Ключевые слова: слои; горизонт; толща; свита; табуляты; Западно-Сибирская плита.
В структуре доюрского основания Западно-Сибирской плиты (ЗСП) автором устанавливаются три этажа: допараплатформенный (Я-02) - морской режим; пара-платформенный (03-С2) - морской режим; тафроген-ный (С2-Т) - континентальный режим [1]. В первом выделяются два региояруса, или параседии, во втором и третьем этажах - по три региояруса (рис. 1). Для каждого этажа характерны: синеклизная, авлакогенная и деструктивная фазы развития. Каждый этап (этаж) развития параплатформы начинается с фазы стабилизации, выравнивания рельефа и развития кор выветривания. Завершается этап максимальным прогибанием, диверсификацией магматизма, сводовым поднятием всей территории ЗСП.
Горизонты, установленные на биостратиграфиче-ской основе и латерально охватывающие провинцию или палеобиогеографическую область, по Кодексу [2] могут быть названы региоярусами. В статусе подчиненной региоярусу региональной тектоно-стратигра-фической единицы автор использует «параседию». По сути, понятие «параседии» близко к понятию геологического яруса М. Жинью [3], означающего парагенети-ческую ассоциацию породных тел, сформировавшихся из одновременно отлагавшихся осадков [4]. То есть в определение параседии входит положение о синхронности формирования связанных парагенезом породных тел на стадии седиментогенеза. Понятие о параседии у авторов вырабатывалось в процессе изучения «поли-циклических рифов» при синхронизации фаций одного возраста и одного цикла, а также при изучении разновозрастных и полипородных дельтовых систем. Автор использует понятие «параседия» для синхронизации породных тел (свит, толщ) из разных структурно-фациальных зон (СФЗ) Западно-Сибирской плиты для понимания динамики развития и эволюции ЗСП как единого самостоятельного тектонического сегмента литосферы.
Нюрольская структурно-фациальная зона - типовая местность для большинства палеонтологически охарактеризованных стратонов палеозоя. Положение Нюрольской СФЗ в общей структурно-фациальной модели палеозоя ЗСП опубликована автором ранее [1]. Остальная территория ЗСП биостратиграфически слабо изучена не потому, что в морских палеозойских бассейнах отсутствовала биота, а только потому, что в пределах этой территории никогда не было целенаправленных комплексных палеонтологических работ.
На основе имеющихся палеонтологических данных в настоящей статье характеризуется не только последовательность региональных биостратонов юго-востока
ЗСП, но и их корреляция в пределах всей ЗСП (рис. 1). Комплексное палеонтологическое обоснование региональных подразделений публиковалось неоднократно ранее [5-9].
Большинство региональных и местных подразделений палеозоя ЗСП установлено автором совместно с В. И. Сае-вым и группой палеонтологов ТГУ и СНИИГГиМС [5-8]. Большую часть названий для местных стратонов Широтного Приобья, севера, центра и запада ЗСП предложил В.С. Бочкарев в 1990 г. в процессе подготовки региональной стратиграфической схемы к публикации [8].
В авторской схеме сопоставления учтена вся информация стратиграфического плана, использованы новые данные автора по Широтному Приобью, Ново-портовскому СФР и юго-востоку ЗСП [9, 11], причем на основе структурно-фациального районирования палеозоя, разработанного автором совместно с В. С. Бочкаревым в начале 1990-х гг. В эту схему включено большинство местных подразделений ЗСП, утвержденных МСК в 1999 г. [10], кроме Тюменской, Ишимской и Шаимской СФЗ, где, несмотря на присутствие единичных стратонов с названиями и наличие параметрических скважин, стратиграфической работы не проводилось вообще. Например, на Ишимской и Западно-Ишимской площадях вскрыты разновозрастные рифогенные образования [12], стратиграфия которых имела бы наиважнейшее значение для всей Ишим-ской зоны. Наоборот, на крайнем юго-западе ЗСП В.В. Липатовой с соавт. [13] на основе изучения шести скважин Курганской области разработана детальная стратиграфия пограничных девонско-каменноугольных отложений с солидной палеон-тологической информацией, которая оказалась совершенно не использованной ни в региональной схеме 1999 г., ни в последующих стратиграфических конструкциях [14-16]. Не включены в схему сопоставления и последние материалы по Приенисейскому (Предъенисейскому) СФР [16] Чулымо-Енисейской СФЗ (скв. Восток-1, 3, 4, Тыйская, Лемок).
Наличие ангидритов, непрерывный дифференцированный разрез кембрия в доюрском комплексе пород, геохимическая специфика органического вещества в разрезах позволяют предположить территориальную самостоятельность этой зоны и считать ее принадлежащей больше к Сибирской платформе, нежели к ЗСП. В литостратиграфическую структуру Шерка-линской СФЗ автором включена новая новомостов-ская толща, представляющая собой комплекс рифо-генных образований визейского возраста мощностью более 400 м [17].
Рис. 1. Схема сопоставления региональных и местных стратиграфических подразделений палеозоя Западно-Сибирской плиты. ОСШ - общая стратиграфическая шкала. РСП - региональные стратиграфические подразделения
Павловские слои верхнего ордовика установлены автором по данным изучения керна скважины Мыль-джинская-56 в инт. 2 759-2 508,9 м [9]. Они представлены пестроцветными песчаниками, зеленоцветными и кремовыми известняками, доломитами, доломитовыми песчаниками. Нижняя и верхняя границы разреза павловских слоев не вскрыты. Из керна скважины в инт. 2 737,3-2 529,5 м изучены кораллы, строматопора-ты, мшанки и конодонты. В инт. 2 738-2 608 м по та-булятам автором установлены слои с фауной (слои с Lyopora sp.) верхнего ордовика. Этот биостратон является первым наиболее древним в коралловой последовательности Нюрольской СФЗ. Обломочный характер павловской свиты в отличие от других толщ и свит палеозоя Нюрольской СФЗ позволяет нам предположить, что она представляет собой базальные «слои» пара-платформенного режима тектонического развития ЗСП. Павловские слои Нюрольской СФЗ в полном объеме практически не имеют стратиграфических аналогов в пределах всей ЗСП за исключением Сильгинской СФЗ, где к таковым можно отнести нижнюю часть (карбонатную) пономаревской свиты.
Ларинские слои установлены автором по разрезу скв. Медведевская-110 (Варьеганская СФЗ) в инт. 3 885,6-3 448 м, где они с перерывом перекрываются ларьеганской толщей среднего девона. Раннесилурийский возраст ларинских слоев [Там же] определяется по наличию кораллов вида Catenipora gothlandica (Yabe), характерного для нижней части силура многих регионов России. Идентичный карбонатный состав свиты в Нюрольской СФЗ прослеживается и в разрезе скв. Водораздельной-2 в инт. 3 100-3 051,7 м, а также в разрезе скв. Пологой-1 в инт. 2 700-2 608,5 м. Из керна скв. Пологая-1 изучен богатый комплекс табулят ларинских слоев: Mesofavosites cf. imbellis Klaam., M. bonus Sok., Multisolenia formosa Sok., Parastriatopora ostaninskayaensis Isaev, Striatopora ex gr. anuyensis Miron., Pachypora sp., Cladopora xenia (Sok.), Aulocystella salairica Miron. Одновозрастный комплекс табулят обнаружен в скв. Северо-0станинская-10 в инт. 2 927,52 735 м. В данном разрезе охарактеризованы самые нижние части ларинских слоев, так как на глубине 2 927,5 м они согласно подстилаются светлыми и пел-спаритовыми массивными известняками (с дайками микродиоритов) предположительно раннелландове-рийского возраста. Скважиной Восточно-Тарской-1 в инт. 3 051-2 829 м вскрыты ларинские слои в карбо-натно-терригенной фации. Здесь автором обнаружен единственный экземпляр вида кораллов Propora cf. conferta M. - Edw. et Haime (инт. 3 003,3-3 001,3 м) раннесилурийского возраста. В Сильгинской СФЗ к ларинским слоям отнесена пономаревская толща, состоящая из переслаивания сланцев, аргиллитов, песчаников, базальтов, а в Чулымо-Енисейской СФЗ - карбонатная лымбельская толща с Bobolites sp., Eridotrypa sp., Palaeofavosites mirabilis Tchern. и др.
В карбонатных отложениях межовской свиты (на Останинской и Северо-Останинской площадях) автором обнаружены позднесилурийские табуляты, что позволило установить слои с географическим названием регионального значения - останинские слои. Табу-ляты останинских слоев представлены видами:
Caliapora atra Isaev, Parastriatopora ostaninskayaensis Isaev, P. coreaniformis Sok., P. tcherhnychevi Sok., Riphaeolites aff. tchernovi Barskaja [9]. Известен единственный разрез скважины, вскрывшей аналоги нижнего и верхнего силура в карбонатных фациях, - разрез скв. Водораздельной-2 в инт. 3 100-2 967,3 м. Здесь изучены ругозы, табуляты, фораминиферы, мшанки, остра-коды, водоросли [18]. Останинские слои установлены в инт. 3 040-2 967,3 м и содержат новые формы ценитид. Присутствие ругоз Dendrostella vulgaris (Soshk.) на глубине 3 027 м подтверждает позднесилурийский возраст останинских слоев, как и результаты изучения других групп фауны. К останинским слоям могут быть отнесены: пинжинская толща верхнего силура Силь-гинской СФЗ, большая часть новопортовской толщи Новопортовского СФР, межовская свита Нюрольской СФЗ, селияровская толща верхнего силура Ханты-Мансийской СФЗ, первомайская толща Усть-Балыкской СФЗ [11]. Разрез верхнеордовикско -силурийских отложений Нюрольской СФЗ является типовым для нижнего региояруса Западно-Сибирской параплатформы.
Кыштовский горизонт установлен группой авторов [6] по разрезу скв. Малоичская-22 в инт. 3 2002 796 м. Горизонт сложен илистыми биолитокласти-ческими и скелетными (с биостромами) известняками. Кыштовский горизонт подстилается мощной толщей доломитов, доломитизированных известняков, калька-ренитов, объединенных в межовскую свиту, стратотип которой установлен здесь же. Позднесилурийский возраст межовской толщи устанавлен по находке брахио-под вида Pseudocamarotoechia nuculaeformis Kulk. -характерной формы пржидола Г орного Алтая и Салаи-ра [6]. Кыштовский горизонт согласно перекрывается армичевским горизонтом. Сопоставлен он с сухим и томьчумышским горизонтами Салаира, сарайнинским горизонтом Урала, сиякским горизонтом западного склона Урала и бурсыхирманским горизонтом Зерав-шанского хребта. В пределах кыштовского горизонта установлены слои с фауной комплексного обоснования [6, 7, 18]. Горизонт прослежен на Малоичской, Соло-новской, Западно-Останинской, Кильсинской, Межов-ской, Заречной и многих других разведочных площадях. Зональным видом горизонта по табулятам является Favosites socialis Sok. et Tes (фратрия amabilis), который обнаружен в 9 скважинах Нюрольской СФЗ. Нижняя граница горизонта прослежена в разрезе скв. Солоновская-44, где в непрерывной «табулятовой» последовательности силурийский вид Caliapora atra Isaev сменяется раннедевонским комплексом кораллов: Adetopora ampla Isaev, Favosites socialis Sok. et Tes. (фратрия amabilis). Верхняя граница кыштовского горизонта диагностируется в разрезе скв. Солоновская-41 по изменчивости видов табулят Thamnopora kamyshen-sis Miron. и Gracilopora (?) savinae Isaev.
Таким образом, и нижняя, и верхняя границы горизонта могут быть охарактеризованы возрастной сменой коралловых комплексов, что подтверждено большинством изученных ископаемых организмов [6-9, 18]. В состав кыштовского горизонта включены следующие стратоны (рис. 1) ЗСП: кыштовская и большеичская свиты Сильгинской, Нюрольской СФЗ и Томь-Колы-
ванской СФЗ, дунаевская и касская толщи Вездеходного СФР, верхняя часть сороминской толщи Варьеган-ской СФЗ (с табулятами), сыньеганская толща нижнего девона Ханты-Мансийской СФЗ, нижняя часть по-лыньяхской толщи Усть-Балыкской СФЗ [11].
Армичевский горизонт пражского яруса нижнего девона установлен в разрезе скв. Западно-Останин-ская-443 в инт. 3 496-2 995 м [6, 7, 9]. Он залегает на кыштовском горизонте и перекрывается солоновским горизонтом. Зональными видами табулят горизонта являются Gracilopora (?) savinae Isaev (фратрия amanta), хорошо изученная [9] на Южно-Табаганской, Западно-Останинской и Касманской площадях, и вид Favosites socialis Sok. et Tes. (mollis), обнаруженный в керне скв. Западно-Останинская-443, Малоичская-22 и Южно-Табаганская-134. Эти две фратрии в коралловой последовательности составляют полный объем пражского яруса. В пражских комплексах табулят эти виды встречаются с видом-полирегионалом Striatopora tschichatschevi Peetz, который в других регионах (Сала-ир, Горный Алтай) имеет зональное значение.
Горизонт прослежен на Малоичской, Останинской, Западно-Останинской, Казанской, Надеждинской, За-падно-Лугинецкой, Львовской, Заречной, Дедовской, Восточной и других разведочных площадях. Верхняя граница горизонта литологически постепенная, моно-фациальная - обоснована сменой видовых комплексов табулят и конодонтов и фиксируется в скв. Западно-Останинской-443 на глубине 2 995 м. Именно выше этой границы появляются табуляты эмсского возраста: Striatopora jejuna Dubat., Crassialveolites pellicularis Dubat. и другие виды. Пражский возраст армичевского горизонта обосновывается табулятами, брахиоподами, конодонтами. Из кораллов особое значение имеют Striatopora peetzi Dubat., Str. tschichatschewi Peetz, Favosites sibiricus Peetz, Coenites crassus Dubat., позволяющие проводить прямую корреляцию армичевского горизонта с крековским и малобачатским горизонтами Салаира и их аналогами на Урале, Северо-Востоке России, а значит определить биостратиграфический объем армичевского горизонта в пределах пражского яруса общей стратиграфической шкалы. Аналогов армичев-ской свиты в других СФЗ ЗСП нет по двум причинам:
1) армичевская свита установлена и прослежена только в областях рифообразования и имеет небольшой объем, монофациальный состав и локальное развитие;
2) стратиграфические аналоги армичевской свиты в других СФЗ входят в структуру стратонов, имеющих широкое распространение, полифациальный состав и большие стратиграфические объемы.
Солоновский горизонт назван по площади, где установлен его стратотип: Солоновская площадь, скв. 43, в инт. 3 150-2 962 м [5, 7, 9]. Нижняя его граница устанавливается по смене видовых комплексов кораллов, конодонтов, брахиопод и других групп ископаемых организмов пражского возраста на эмсский. Для табу-лят эта смена выражена в последовательном замещении во времени группы фратрий (лона mollis-amanta): Favosibes socalis Sok. et Tes., Gracilopora savinae Isaev, Thamnopora kamyshensis Miron., Cladopora cylindrocel-lulata Dubat., Tiverina subcrassa Dubat. et Isaev и других форм на группу фратрий (лона calida-severa-dulcis):
Emmonsia vera Isaev, Coenites salairicus Dubat., Alveo-litella karmakensis (Tchem.) [9]. Эта смена диагностируется в непрерывной «коралловой» последовательности, выявленной в типовом разрезе нижнего девона скв. 3ап.-0станинская-443 на гл. 2 995 м.
Горизонт в стратотипе представлен биолитокласти-ческими известняками, калькаренитами и линзами аргиллитов. Он включает слои комплексного обоснования, прослеженные в пределах Нюрольской СФЗ на площадях, кроме Солоновской, Малоичской, Гераси-мовской, Западно-Останинской, Еллей-Игайской, Лу-гинецкой, Калиновой, Северо-Останинской, Южно-Табаганской, Северо-Калиновой и Северо-Тарской [7, 18]. Залегает горизонт на армичевском и перекрывается биазинским. Верхняя граница солоновского горизонта в «коралловой» последовательности проводится в разрезе скв. Северо-Останинской-9, где в инт. 2 944-2 890 м наблюдается смена раннеэмсского комплекса кораллов на позднеэмсский и в котором появляются более молодые фратрии видов Adetopora ampla Isaev, Alveolitella karmakensis (Tchem.). Сопоставлен горизонт с салаир-кинским горизонтом Салаира, тошемским и карпинским горизонтами восточного склона Урала, вечернин-ской свитой Северо-Востока России. Верхняя граница горизонта в стратотипе не вскрыта, но достаточно хорошо обоснована фауной по разрезам скв. Малоичская-4 (гл. 3 133 м), Лугинецкая-170 (гл. 3 969 м), Северо-Калиновая-31 (гл. 3 076 м). На этом стратиграфическом уровне появляется фауна позднего эмса (беловско-шандинского уровня) или биазинского горизонта. Точных «свитных» аналогов солоновского горизонта в других СФЗ и СФР ЗСП нет на тех же основаниях, что и для армичевской свиты.
Биазинский горизонт установлен по разрезу скв. Герасимовская-9 в инт. 3 042-2 977 м, расчленен на слои с фауной, выявлена его нижняя граница [5, 7]. Название было предложено автором совместно с В С. Бочкаревым взамен устаревшего и уже преокку-пированного - «надеждинский». При исследовании фауны горизонта удалось установить более информативный и полный разрез горизонта, который и предлагается в качестве типового: разрез скв. Лугинецкая-170 в инт. 3 969-3 862 м [9]. В разрезе наблюдается постепенный переход к солоновскому горизонту и наличие предполагаемой стратиграфической диастемы в кровле разреза (на глубине 3 862 м).
Биазинский горизонт представлен доминирующими карбонатными породами: биогермами (скв. Ю-Тамба-евская-75), илистыми биокластическими и скелетными известняками (скв. Малоичская-4, Еллей-Игайская-2, Ю-Тарская-2, Северо-Останинская-9, Лугинецкая-170) и кремнисто-карбонатными фациями (скв. Герасимов-ская-9 и 16, Калиновая-14, Северо-Калиновая-31). Прослежен горизонт на Малоичской, Герасимовской, Ел-лей-Игайской, Лугинецкой, Южно-Тамбаевской, Юж-но-Тарской и других площадях. Наиболее характерны виды кораллов: Alveolitella karmakensis (Tchem) (фратрия notus), Pachycanalicula aff. karcevae Dubat., Caliapora primitiva Yanet, Pachyfavosites ex gr. nitella (Winch.), Michelinia primitiva Dubat., Coenites aff. bul-vankerae Dubat., Mesolites tambaeviensis Dubat. et Isaev [5, 7, 9, 18]. Сопоставляется горизонт с беловским и
нижней частью шандинского горизонтов Салаира, вязовским, койвенским и нижней частью бийского горизонтов западного склона Урала, таштыпской свитой Южно-Минусинской впадины. Стратиграфическими аналогами армичевского, солоновского и биазинского горизонтов (Нюрольской СФЗ) в Сильгинской СФЗ является варьеганская свита, комбарская и верхнекенг-ская толщи; в Томь-Колыванской СФЗ - верхнекенг-ская толща, в Варьеганской СФЗ - варьеганская свита; в Новопортовском СФР - салехардская толща, в Ханты-Мансийской СФЗ - нялинская толща; в Усть-Балыкской СФЗ - верхняя часть полыньяхской толщи; в Никольской СФЗ - каралькинская толща [11]. Разрез нижнедевонских отложений Нюрольской СФЗ от кыш-товской свиты до биазинской определяется в качестве типового для нижней параседии среднего региояруса параплатформы, прослеженной в пределах всей ЗСП.
Еллей-игайский горизонт установлен в 1994 г. [7]. Стратотип предлагался по разрезу скв. Еллей-Игайской-2, в инт. 3 750-3 525 м, где были хорошо изучены фораминиферы и остракоды эйфельского яруса [8, 19]. Разрез еллей-игайского горизонта представлен глобоидными и биокластическими известняками с редкими калиптрами строматопорат. В основании залегает пласт базальтов. Отложения горизонта входят в состав герасимовской свиты в качестве нижней подсвиты. По результатам исследований автором предлагается выделить еллей-игайскую толщу эйфельского яруса в качестве самостоятельной единицы в структуре чарымов-ской серии рифогенных образований среднего девона. Это не противоречит предшествующим стратиграфическим конструкциям, так как стратотип герасимовской свиты был установлен по разрезу скв. Г ерасимовская-9 в объеме живетского яруса [20]. К еллей-игайскому горизонту в Нюрольской СФЗ отнесен и разрез скв. Южно-Тамбаевской-75, где автором в инт. 3 006-2 988 м по табулятам установлены слои с Placocoenites orientals эйфельского яруса [9]. Здесь определены: Placocoenites aff. orientalis Eichw. и Heliolites sp. Они встречены в пачке серых массивных доломитов (гл. 3 006 м) с биогермной текстурой, залегающих стратиграфически выше доломитов, содержащих Mesolites tambaevi-ensis Dubat. et Isaev, Alveolitella karmakensis (Tchern.), Adetopora ampla Isaev эмсского возраста. Еллей-игайская толща карбонатных пород вскрыта и скв. Лу-гинецской-170 (инт. 3 856-3 778). Толща залегает с параллельным несогласием на биазинском горизонте и прослежена на многих площадях Нюрольской СФЗ: Чарымовской, Арчинской, Кулгинской, Средне-Юл-жавской, Северо-Тарской вдоль западного края рифовой системы Нюрольской впадины. В центральных и восточных районах последней она встречается в редуцированном состоянии (сокращенные мощности, выклинивание). В Сильгинской СФЗ к еллей-игайскому горизонту отнесены лымжинская и калганакская толщи.
Скв. Лымжинской-1 пройден разрез, в котором по результатам изучения табулят доказан стратиграфический перерыв в основании среднего девона [Там же]. Здесь на карбонатных отложениях варьеганской свиты эмсского яруса с фауной солоновского горизонта: Stria-topora ex gr. jejuna Dubat., Adetopora ampla Isaev, Fa-vosites cf goldfussi Orb. с несогласием залегает карбо-
натно-терригенная обломочная толща (лымжинская толща) с кораллами эйфельского яруса: Tyrganolites sp., Placocoenites orientalis (Eichw.), Alveolites sp., Alveolitella karmakensis (Tchem.), Thamnopora sp. Калганакская толща пройдена скв. Калганакской-31 в инт. 2 717-2 690 м и представлена переслаиванием туфогенных пород с линзами эффузивов, миндалекаменных туфолав, туфов и туффитов, туфоаргиллитов с ксенолитами известняков. Эмсский возраст подстилающих пород установлен автором по табулятам, живетский возраст перекрывающих пород установлен В. И. Саевым по форамини-ферам [8, 9].
Перерыв в основании среднего девона знаменует новый этап тектонического (синеклизного) развития Западно-Сибирской параплатформы. Сопоставлен еллей-игайский горизонт с лангурским горизонтом восточного склона Урала, бийским горизонтом западного склона Урала, шандинским (верхняя часть) и мамон-товским горизонтами Салаира [7].
Герасимовский горизонт установлен в 1992 г. по разрезу скв. Герасимовская-9 в инт. 2 977-2 914 м, где свита с перерывом (объемом в эйфельский век) перекрывает отложения слоев с Polygnathus foliformis позднего эмса. Стратотип горизонта совпадает со стратотипом свиты [8]. Неостратотип предлагается автором по разрезу скв. Лугинецкой-170 в инт. 3 778-3 134 м. Это кремовые, серые биогермные и илистые биокластиче-ские (строматопоровые) известняки. Прослежен горизонт на Герасимовской, Еллей-Игайской, СевероКалиновой, Лугинецкой, Арчинской и многих других площадях. По комплексу фауны горизонт делится на два подгоризонта [8, 9].
В герасимовской свите по табулятам установлено два стратиграфических уровня: первый - более древний комплекс видов с Favosites tuimazaensis Sok., F. goldfussi Orb., Alveolites multispinosus Dubat., Alveolitella polenowi (Peetz) обнаружен в разрезе скв. Малоичская-4 в инт. 3 008-
2 844,6 м [18]. Уровень может коррелироваться с сафоновским и акарачкинским горизонтами (зоны varcus и hemiansatus) Салаира. Второй уровень с видовым комплексом кораллов: Scolipora denticulata (M.-Edw. et Haime), Sc. novosibirica Isaev, Caliapora taltiensis Yanet, Thamnopora dubrovensis Dubat., Th. polyforata (Schlot.) Th. ex gr.nicholsoni (Frech.) - это уровень мазаловско-китат-ского горизонта Салаира (скв. Герасимовская-9, С.-Кали-новая-29, Лугинецкая-170, инт. 3 778-3 527 м) [9].
Биостратиграфический объем герасимовского горизонта надежно обоснован кораллами, строматопората-ми, конодонтами, фораминиферами, остракодами, редко брахиоподами [7-9, 18]. Верхняя граница горизонта диагностируется в непрерывных карбонатных разрезах и фиксируется сменой кораллово-строматопоратовых биофаций фораминиферовыми. В Сильгинской СФЗ к горизонту отнесены мурасовская, рогалевская толщи, чузикская свита; в Томь-Колыванской СФЗ - колпа-шевская толща; в Варьеганской СФЗ - ларьеганская и юбилейная толщи; в Новопортовском СФР - каменно-мысская толща; в Ханты-Мансийской СФЗ - средняя часть фроловской толщи; в Салымской СФЗ - средняя часть тундринской толщи [11].
Лугинецкий горизонт назван по Лугинецкой площади, установлен по разрезу скв. Лугинецкая-170 в
инт. 3 134-2 780,0 м. В стратотипе горизонт представлен массивными кремовыми глобоидными известняками с прослоями известковых аргиллитов и маломощными телами туфолав и базальтов. Нижняя граница согласная с подстилающим герасимовским горизонтом, верхняя - с незначительным перерывом (отсутствуют низы турне). И та и другая наблюдаются в пределах Нижне-Табаганской площади (скв. 3, 4, 9, 10, 13). Прослежен горизонт на Лугинецкой, Нижне-Табаганской, Калиновой, Северо-Калиновой, Малоичской и многих других площадях. Стратиграфическое положение [2123] и таксономический состав разнообразной биоты горизонта определены [18, 19-23] палеонтологами О.В. Юферевым, В.М. Задорожным, В.И. Саевым (фо-раминиферы), В.Г. Хромых, С.Н. Макаренко (строма-топораты), Н.И. Савиной (остракоды), Л.М. Аксеновой (конодонты) и многими другими. В типовом разрезе лугинецкого горизонта нет табулят. Отдельные комплексы табулят определены автором [9] из керна скв. Елле-Кагальская-1, Арчинская-41 и Малоичская-7, и только в первых двух скважинах наблюдалась смена герасимовской (живетской) коралловой биоты на луги-нецкую, т.е. франского возраста.
По табулятам нижняя граница лугинецкого горизонта определяется в скв. Арчинская-41 на глубине
3 100 м и по скв. Елле-Кагальская-1 - на глубине 3 232 м. Наиболее характерные виды лугинецкого горизонта: Mesolites sguamatus (Dubat.), Caliapora battesbyi (M.-Edw. et Haime), Alveolitella grata Isaev, Coenites tomensis Dubat., Scharkovaelites (?) insolitus Dubat., Cladopora aff. gracilis (Salee), Alieolitella subaequalis (M.-Edw. et Haime) и др. По кораллам автором установлены в нижней части лугинецкого горизонта слои с Mesolites sguamatus и Alveolitella grata, соответствующие франкскому ярусу. Кровля лугинецкого горизонта по табуля-там пока не изучена. Залегает лугинецкий горизонт на герасимовском горизонте и с перерывом перекрывается тамырсатской серией. Сопоставляется лугинецкий горизонт с саргаевским, доманиковым, мендымским и аскынским горизонтами Западного Урала. В состав лугинецкого горизонта входят, кроме лугинецкой и чагинской свит Нюрольской и Сильгинской СФЗ, ча-гинская свита Демьянской СФЗ, инская серия Томь-Колыванской СФЗ, ванжильская толща Вездеходного СФР, салетинская толща Новопортовского СФР, ханты-мансийская толща Ханты-Мансийской СФЗ, верхняя часть тундринской толщи Салымской СФЗ [11]. Еллей-игайский, герасимовский, лугинецкий горизонты составляют верхнюю параседию D2-3 среднего ре-гиояруса параплатформенного режима развития ЗСП (см. рис. 1). Он прослеживается в одинаковых взаимоотношениях с перекрывающими и подстилающими региоярусами во всех СФЗ. Объем перерыва между лугинецким горизонтом и тамырсатской серией осадков меняется в разных СФЗ и СФР Западно-Сибирской параплатформы в зависимости от интенсивности внут-рибассейновой абразии. В Тюменской СФЗ, например, перерыв отсутствует [13].
Биостратиграфический объем вышележащей та-мырсатской серии осадков охарактеризован [9, 18, 21-23] конодонтами (Н-Табаганская-16, Герасимов-ская-14 - верхний турне); чаще фораминиферами: тур-
не-визе - Герасимовская-14, визе - Герасимовская-7, 5, 12, 10, 2, 4. В значительно меньшей степени изучены другие группы организмов, выводы о возрасте по которым значительно дополняют и подтверждают возраст, установленный для тамырсатской серии. Из подобных групп следует указать криноидеи (С-Останинская-6, Лебяжьевская-2, Н-Табаганская-9), остракоды (Н-Табаганская-9, Калиновая-9, 27); брахиоподы (Лебяжь-евская-2, Ютырмальская-15) и даже табуляты (Лебяжь-евская-2). В пределах ЗСП тамырсатская серия сопоставляется с парбигской толщей Сильгинской и Томь-Колыванской СФЗ, кехорегской свитой Варьеганской СФЗ, галяновской толщей Ханты-Мансийской СФЗ, пойкинской толщей Салымской СФЗ, ютырмальской толщей Никольской СФЗ [11].
Каргасокская серия осадков [9] литологически представлена терригенными породами с морской фауной: в нижней части известняками, в верхней - пестроцветными, сероцветными, углистыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами. Нижняя и верхняя границы ее не охарактеризованы палеонтологически. Биостратиграфический объем каргасокской серии осадков обоснован изучением фораминифер, остракод, мшанок, брахиопод, результатами споро-пыльцевого анализа (Широтная-53) [18, 21, 24]. Тамырсатская и каргасокская серии составляют верхний региоярус, прослеженный в пределах всей ЗСП и завершающий морской параплат-форменный этап развития Западно-Сибирской параплатформы. В кровле региояруса практически в пределах всей ЗСП наблюдается перерыв, объем которого меняется в разных СФЗ и СФР в зависимости от интенсивности эрозии континентальными факторами среды.
Восточно-Никольская серия объединяет две толщи: киевскую, зеленоцветную, серую, грубообломочного терригенного состава, охарактеризованную флорой (растения, споры и пыльца, семена) и чкаловскую -красноцветную, пестроцветную, гравелито-алеврито-вую с редкими двустворками широкого стратиграфического диапазона (поздний карбон - пермь). Нижняя и верхняя границы серии не охарактеризованы палеонтологически. Пока не вскрыто и контакта ее с подстилающими каменноугольными и девонскими отложениями. Предполагается несогласное их взаимоотношение (по углам падения и простирания вмещающих толщ), причем с элементами эрозии на «девонском» либо «каменноугольном» субстрате. Аналогичные взаимоотношения наблюдаются с перекрывающими триасовыми и нижнеюрскими толщами.
По простиранию Восточно-Никольская серия изменяет свой состав. Даже в Никольской СФЗ наблюдается замещение терригенного комплекса Восточно-Николь-ской серии одновозрастными карбонатными отложениями никольской толщи нижней перми с двустворчатыми моллюсками. В Демьянской СФЗ установлен аналог чкаловской и киевской толщ - тевризская толща со споро-пыльцевым комплексом верхнего карбона -низов перми. Темно-серые, черные углистые аргиллиты и алевролиты этого уровня широко развиты в северных районах Тюменской области, а также в пределах Чулымо-Енисейской СФЗ (чулымская толща).
В Усть-Балыкской СФЗ установлены карандашев-ская толща нижней перми эффузивного состава с ра-
диоляритами, в Салымской СФЗ - эффузивная (кислые эффузивы) салымская толща, в Варьеганской СФЗ -пестроцветная айлагринская толща с двустворчатыми моллюсками и флорой [11]. Стратиграфические анало-
ги Восточно-Никольской серии в пределах всей ЗСП объединяются в нижний региоярус нового тафрогенно-го этапа развития (в континентальном режиме) Западно-Сибирской параплатформы.
Рис. 2. Сейсмотомографические разрезы по профилям 81.9.1 и 78.9.1 в междуречье Васюгана и Оби, Томская область (с использованием данных Б.А. Канарейкина)
Сейсмотомографические разрезы по профилям 81.9.1 и 78.9.1, построенные Б.А. Канарейкиным и проинтерпретированные автором, в широтном направлении пересекающие четыре структурно-фациальные зоны (СФЗ) юго-восточной части Западно-Сибирской плиты (рис. 2), демонстрируют четкую прослеживаемость региоярусов параплатформенного и доплатформенного этажей в скоростной модели чехла и его основания. Границы СФЗ приурочены к тектоническим нарушениям, а своеобразие каждой СФЗ заключается в оригинальном соотношении в пространстве региональных подразделений, изменчивая мощность которых обусловлена как обстановками устойчивого опускания территории, так и усло-
виями внутрибассейновой либо континентальной абразии. При интерпретации подобных сейсмотомографиче-ских разрезов всегда надо иметь в виду, что вертикальный масштаб крупнее горизонтального в 10 раз.
Таким образом, региональные подразделения, установленные по табулятоморфным кораллам, позволяют синхронизировать толщи и свиты в разных СФЗ в пределах всей Западно-Сибирской плиты, а последовательность региоярусов и параседий в разрезе докембрия и палеозоя ЗСП, установленная на комплексной биостратиграфической основе, дает возможность представить сложное полифациальное строение ЗападноСибирской параплатформы в эволюционном виде.
ЛИТЕРАТУРА
1. Исаев Г.Д. Геология и тектоника палеозоя Западно-Сибирской плиты // Литосфера. 2010. N° 4. С. 52-68.
2. Стратиграфический кодекс России. СПб. : ВСЕГЕИ, 2006. 96 с.
3. Жинью М. Стратиграфическая геология. М. : Иностр. лит., 1952. 628 с.
4. Мовшович Э.Б., Кнеппель М.Н., Несмеянова Л.И., Польстер Л.А. Принципы выявления зон фациального контроля нефтегазонакопления. М. :
Недра, 1981. 288 с.
5. Исаев Г.Д., Саев В.И., Краснов В.И. и др. Биостратиграфия эмсских отложений юго-востока Западно-Сибирской плиты // Материалы по
палеонтологии и стратиграфии Западной Сибири. Томск : Томский государственный университет, 1992. С. 15-35.
6. Исаев Г.Д., Саев В.И., Перегоедов Л.Г. и др. Кыштовский и армичевский горизонты нижнего девона юго-востока Западно-Сибирской плиты
// Актуальные проблемы региональной геологии Сибири : тез. докл. науч-практ. совещ. Новосибирск, 1992. С. 48-49.
7. Исаев Г.Д., Саев В.И., Савина Н.И., Макаренко С.Н. Региональные стратиграфические подразделения девонских отложений Западно-
Сибирской плиты // Природокомплекс Томской области // Геология и экология. Томск : Томский государственный университет, 1995. Т. 1. С. 41-47.
8. Саев В.И., Макаренко С.Н., Исаев Г.Д. и др. Герасимовский горизонт среднего девона юго-востока Западно-Сибирской плиты // Геология
позднего докембрия и палеозоя Сибири: Актуальные проблемы региональной геологии Сибири : Тез. докл. науч.-практ. конф. Новосибирск, 1992. С. 50-51.
9. Исаев Г.Д. Кораллы, биостратиграфия и геологические модели палеозоя Западной Сибири. Новосибирск : Гео, 2007. 248 с.
10. Решения Межведомственного совещания по рассмотрению и принятию региональной стратиграфической схемы палеозойских образований Западно-Сибирской равнины / В.С. Бочкарев, Ф.Г. Гурари, В.Н. Дубатолов и др. Новосибирск : СНИИГГиМС, 1999. 79 с.
11. Исаев Г.Д. Стратиграфия палеозоя Широтного Приобья // Региональная геология и металлогения. 2010. № 41. С. 29-41.
12. Методы тектонического анализа, нефтегазоносных областей Западной Сибири // Труды ЗапСибНИГНИ. М. : Недра, 1980. Вып. 152. 193 с.
13. Липатова В.В., Жидовинов С.Н., Яночкина З.А., Архангельская А.Д., Букина Т.Ф. Уточнение стратиграфии верхнего палеозоя в юго-
западной части Западной Сибири. Деп. в ВИЭМСе от 08.08.89 г. № 783-МГ-89.
14. Елкин Е.А., Краснов В.И., Бахарев Н.К. и др. Стратиграфия нефтегазоносных бассейнов Сибири. Палеозой Западной Сибири. Новосибирск :
Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2001. 163 с.
15. Сенников Н.В., Елкин Е.А., Краснов В.И. и др. Стратиграфия и литология палеозойских отложений центральных районов ЗападноСибирского НГБ // Материалы Всерос. конф. с участием иностранных ученых. Тюмень ; Новосибирск, 2008. С. 187-189.
16. Фундамент, структуры обрамления Западно-Сибирского мезозойско-кайнозойского осадочного бассейна, их геодинамическая эволюция и проблемы нефтегазоносности // Материалы II Всерос. науч. конф. с участием иностранных ученых. Тюмень ; Новосибирск, 2010. 223 с.
17. Исаев Г.Д., Кудаманов А.И., Сайфутдинов А.Р. Уникальный разрез рифогенного карбона // Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли // Материалы 5-го Всерос. литол. совещания. Екатеринбург : ИГГ УроРАН, 2008. Т. 1. С. 276-280.
18. Стратиграфия палеозойских отложений юго-востока Западно-Сибирской плиты / В.Н. Дубатолов, В.И. Краснов, О.И. Богуш и др. Новосибирск : Наука, 1990. 216 с.
19. Савина Н. И. Остракоды еллей-игайского горизонта (средний девон юго-востока Западно-Сибирской плиты) // Биостратиграфия и микроорганизмы фанерозоя Евразии. М. : Геос, 1997. С. 46-49.
20. Краснов В.И., Исаев Г.Д., Саев В.И. Новые данные по литостратиграфии палеозойских отложений юго-востока Западно-Сибирской плиты //
Региональная стратиграфия нефтегазоносных районов Сибири. Новосибирск : СНИИГГиМС, 1988. С. 9-13.
21. Биостратиграфия палеозоя Западной Сибири. Новосибирск : Наука, 1986. 230 с.
22. Палеозой юго-востока Западно-Сибирской плиты / В.Н. Дубатолов, О.И. Богуш, В.И. Краснов и др. Новосибирск : Наука, 1984. 232 с.
23. Подобина В.М., Богуш О.И., Макаренко С.Н. и др. Новые данные по биостратиграфии пограничных отложений турнейского и визейского ярусов на территории юго-востока Западно-Сибирской плиты // Биостратиграфия и микроорганизмы фанерозоя Евразии. М. : Геос, 1997. С. 35-38.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 29 ноября 2011 г.
