Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 5, стр. 3-45

ВВЕДЕНИЕ

Хорошо известное своеобразие позднепалеозойской биоты Северо-Востока Азии до настоящего времени рассматривается в тесной связи с общими представлениями о климатической и широтной зональности позднего палеозоя. Соответствующая связь позднепалеозойской биогеографии с широтной и климатической зональностью представляется очевидной, поскольку она хорошо, на первый взгляд, отвечает актуалистическим параллелям – сравнению позднепалеозойской “биполярной” биогеографии с современной. Во многом этот взгляд определил характер палеогеографических и палеотектонических реконструкций последних десятилетий. Представление о высокоширотных холодноводных и низкоширотных тепловодных фаунах составило основу современных взглядов на позднепалеозойскую биогеографию (Устрицкий, 1972, 1974; Устрицкий, Степанов, 1976; Зоненшайн и др., 1990; Scotese et al., 1990; Чумаков, 1994; Shi, Grunt, 2000; Davydov, 2016 и др.).

Между тем региональные материалы последних лет, так же как и анализ общего характера позднепалеозойского эко- и седиментогенеза, заставляют критически отнестись к этим представлениям и позволяют обнаружить совсем иные факторы, обусловившие своеобразие соответствующих позднепалеозойских экосистем. Как выяснилось, ведущее значение среди этих факторов принадлежит процессам позднепалеозойского рифтогенеза. Рассмотрению этой проблемы, в первую очередь на материале Северо-Востока Азии, и посвящена настоящая статья.

В позднепалеозойской палеогеографии Северо-Восток Азии подразделяется на три подобласти: Верхояно-Охотскую, Индигиро-Омолонскую, Новосибирско-Чукотскую, принадлежащие позднепалеозойской Таймыро-Колымской области (Ганелин, Котляр, 1984) (рис. 1). В домезозойской истории региона процессы рифтогенной деструкции были проявлены неоднократно. Однако на протяжении раннего–среднего палеозоя их следствием являлись, по-видимому, лишь узкие (авлакогенные?) линейные зоны базитового вулканизма и глубоководных кремнисто-глинистых образований (Булгакова, Колодезников, 1990). Для большей части территории, по крайней мере в девоне и первой половине раннего карбона, характерны преимущественно эпиконтинентальные комплексы с доминированием карбонатных фаций, содержащих богатую, достаточно космополитную бентосную биоту, аналогичную известной на Сибирской платформе и в ее обрамлении.

Рис. 1.

Районирование позднепалеозойских бассейнов. (а) – позднепалеозойские бассейны Северо-Востока Азии; (б) – пермские бассейны Северной Евразии (Ганелин, Котляр, 1984, с изменениями): 1 – суша, 2 – море.

Широкое региональное преобразование эпикратонного чехла связано с эпохой позднего палеозоя, когда процессы рифтогенеза охватили всю территорию современных мезозоид. В.И. Шпикерман (1998), рассматривая домеловую металлогению Северо-Востока Азии, связал ее с девонско-юрским рифтогенезом, который он назвал Великим Верхоянским рифтогенезом. Безусловно соглашаясь со Шпикерманом в отношении значимости этого явления, мне представляется, что позднепалеозойский этап занимает особое место и заслуживает отдельного рассмотрения, так же как и наименования. Поскольку позднепалеозойский рифтогенез охватил всю территорию Верхояно-Чукотской складчатой системы, я предлагаю именовать его верхояно-чукотским. Хотя все три геохории (упомянутые подобласти) в своем развитии тесно связаны, некоторые особенности их истории делают целесообразным рассмотреть первые две совместно как Верхояно-Колымский регион. Что же касается Новосибирско-Чукотского региона, то неоднозначность представлений о его позднепалеозойской истории требует обсудить соответствующие материалы отдельно.

ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКИЙ РЕГИОН

В Верхояно-Колымском регионе начало позднепалеозойской истории следует связывать с серединой позднего визе, временем заложения так называемого верхоянского терригенного комплекса, о чем свидетельствуют как седиментологические, так и палеонтологические данные. С этого времени и на протяжении всего позднего палеозоя по северному и восточному обрамлению Ангарского континента, от гор Бырранга на полуострове Таймыр до Северного Приохотья, формируется континентальная окраина с лавинным типом седиментогенеза – верхоянский комплекс (Херасков, Колосов, 1938). Средняя скорость его накопления исчисляется значением 200Б¹¹. Как по окраине Сибири, так и к востоку от нее в это время закладываются новые бассейны, в которых развиваются весьма специфические экосистемы.

Начальному этапу этой тектонической и палеогеографической перестройки отвечает магарский эпизод (магарская региональная серия или магарский надгоризонт – вторая половина позднего визе–первая половина башкирского века; Решения…, 1978, 2009). В пределах Верхоянья началу формирования верхоянского комплекса соответствует резкая дифференциация глубин бассейна на фоне интенсивного прогибания, фиксируемого большими мощностями отложений. Повсеместно эти толщи сменяют вверх по разрезу эпиплатформенные карбонатные образования турне (Абрамов, Григорьева, 1986), а возможно и раннего визе, такие как бастахская, хамамытская свиты. На севере Верхоянского хребта, в Хараулахской зоне, магарский эпизод представлен глубоководной черносланцевой тиксинской свитой, локально подстилаемой своеобразной толщей валунно-галечных микститов – “крестяхскими конгломератами” (Булгакова, 1967; Абрамов, Григорьева, 1986; Решения…, 2009; Сенников и др., 2020). В Орулганской зоне мелководно-морские терригенно-карбонатные образования турне–нижнего визе сменяются мощным (до трех километров) комплексом магарских (визейско-нижнебашкирских) лагунно-континентальных отложений былыкатской и сетачанской свит (Стратиграфия…, 1970). В Южном Верхоянье основание верхоянского комплекса составляет мощный (свыше трех километров), классически представленный карбонатно-терригенный флиш куранахской свиты²², включающий горизонты микститов, оползневых фаций, обвальных образований – продуктов переработки подстилающих мелководных фаций девона и нижнего карбона (Абрамов, 1970; Гурьев, Ганелин, 1994).

Восточнее Верхоянья, в Индигиро-Колымо-Омолонском бассейне, магарскому эпизоду отвечает начало позднепалеозойского базитового вулканизма, заложившего основание глубоководных черносланцевых бассейнов (рис. 2). В системе хребтов Черского, в поднятиях, сложенных палеозоем, вулканизм этого возраста известен в хребтах Тас-Хаяхтах, Селенях и Арга-Тасс (северосеймчанская и шумнинская толщи; Сурмилова и др., 1981; Терехов, Дылевский, 1987; Решения…, 2009; Петров и др., 2013). Генетически с этими процессами, вероятно, связано формирование глубоководных образований туфо-кремнистых комплексов Рассошинской и Верхнезырянской зон (магарская свита и ее аналоги; Мерзляков, 1971; Решения…, 1978, 2009). Здесь эти породы сменяют по разрезу шельфовые карбонатные отложения нижнего визе, содержащие обильный бентос (рис. 2).

Рис. 2.

Соотношение фаций позднепалеозойских отложений Омулёвско-Аргатасской зоны (Ганелин, Караваева, 1974; Сурмилова и др., 1981; Терехов, Дылевский, 1987). 1 – сергеляхская свита (С₁v¹), органогенно-детритовые криноидные известняки; 2 – бочарская свита (Р_2-3), сероводородистые бактериальные известняки; 3 – агиджинская свита и рогатинская толща (С₂–Р₁), углеродистые кремнисто-глинистые сланцы; 4 –магарская свита (С₁v²–C₂b), тонкообломочные кремнистые туфы, туффиты; 5 –максуровская толща (${\text{P}}_{1}^{2}$), трахибазальты, их туфы, лавобрекчии, песчаники; 6 –шумнинская толща (С₁v²–C₂b¹), пиллоу-лавы базальтов; 7 – условное положение стратиграфических границ в лиологически однородных толщах; 8 – линия профиля.

В Омолоно-Гижигинском регионе к магарскому времени относится заложение Гижигинского прогиба, отчленившего от Омолонского массива Авековский, Харитонинский, а возможно, и Тайгоносский блоки. В окраинных частях прогиба этому возрасту отвечает мощная толща лагунно-континентальных отложений с лепидофитовой флорой и морских образований – хаямская свита (2500 м), в составе которой присутствуют многочисленные серии маломощных покровов базальтов, спилитов и их разнообломочных туфов (Ганелин, 1973; Ganelin, Tschernjak, 1996). Местами можно видеть, что свита залегает на терригенно-карбонатных шельфовых фациях турне–нижнего визе, либо на девонских континентальных образованиях кедонской серии. Иногда в ее основании присутствуют валунно-галечные пачки, в составе которых имеются валуны докембрийских гранитогнейсов.

На юго-восточной окраине Омолонского массива в это время формируется озерно-болотная толща (до 300 м) углеродисто-глинистых сланцев с флорой лепидофитов – корбинская свита, включающая покровы базальтов. На севере массива, на его погруженной окраине, в Олойско-Березовской зоне, магарские отложения представлены довольно пестрым набором фаций. Среди них преобладают вулканотерригенные и кремнистые образования, местами содержащие лепидофитовую флору. Они составляют основание относительно глубоководной преимущественно черносланцевой позднепалеозойской толщи (общей мощностью до 3000 м), включающей в пермской ее части пачки и прослои сероводородистых известняков (рис. 3).

Рис. 3.

Сопоставление стратиграфических разрезов верхнепалеозойских отложений Юкагирской глыбы Омолонского массива и Олойско-Березовской зоны. 1 – валунно-галечные конгломераты, олистостромы; 2 – песчаники; 3 – обломочные и водорослевые известняки девона–раннего карбона; 4 – сероводородистые бактериальные известняки перми; 5 – черносланцевые комплексы: а – углеродисто-глинистые, кремнисто-глинистые сланцы, б – бактериальные корки призматического кальцита в черносланцевых породах; 6 – липариты девона, кедонская серия; 7 – базальты; 8 – туфы средне-основного состава; 9 – лепидофитовая флора; 10 – места расположения разрезов; 11 – тектоническое обрамление Юкагирской глыбы Омолонского массива; 12 – сокращенные разрезы Уроданской (14) и Недежинской (15) зон; 13 – интервалы стратиграфических перерывов.

К магарскому времени относится, по-видимому, и заложение Большеанюйской зоны, где магарская толща щелочных базальтов и их туфов мощностью около 3 км с размывом сменяет липаритовый комплекс девона. Визейско-серпуховской возраст толщи, определенный фауной и лепидофитовой флорой, хорошо согласуется с абсолютным возрастом присутствующей здесь офиолитовой серии – 320 млн лет (Малышева и др., 2010; Ганелин, 2017; Исаева и др., 2017).

Начавшийся с магарского времени магматизм, представленный как в эффузивной, так и в интрузивной фазе, продолжился и широко проявился на протяжении всего позднего карбона и ранней перми и оформился в виде позднепалеозойского Омолонско-Селеняхского вулканогенного пояса (Лычагин, Ликман, 1988) (рис. 4).

Рис. 4.

Основные тектонические элементы Северо-Востока Азии и положение позднепалеозойского Омолоно-Селеняхского пояса базитового магматизма (по Лычагин, Ликман, 1988). 1 – Сибирская платформа; 2, 3 – массивы: 2 – Охотский, 3 – Омолонский; 4 – поднятия, сложенные преимущественно палеозойскими породами; 5–10 – складчатые области: 5 – Яно-Колымская, 6 – Новосибирско-Чукотская, 7 – Алазейско-Олойская (а – алазейская, б – олойская части), 8 – Южно-Анюйская, 9 – Тайгоносская, 10 – Корякско-Камчатская; 11 – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс; 12 – Колымо-Индигирская и Приморская низменности, перекрытые четвертичными отложениями; 13 – простирание складок; 14 –некоторые упомянутые в тексте тектонические структуры: 1 – Тайгонос, 2 – Авековский блок, 3 – Гижигинский прогиб, 4 – Арга-Тасский блок, 5 – Тас-Хаяхтахское поднятие, 6 – поднятия хребтов Селеняхского и Полоусненского, 7 – Улахан-Сисское поднятие, 8 – Хараулахская зона, 9 – Орулганская зона, 10 – Южно-Верхоянский синклинорий; 15 – границы, разделяющие Яно-Колымскую, Индигиро-Омолонскую и Новосибирско-Чукотскую области; 16 – границы Омолоно-Селеняхского пояса позднепалеозойского базитового магматизма (по Лычагин, Ликман, 1988); 17 – центры предполагаемой эксплозивно-грязевой активности поздней перми.

Общность и взаимосвязанность процессов тектонической перестройки в пределах всей Верхояно-Колымской системы бассейнов особенно ярко подчеркивается синхронной экосистемной перестройкой. Последняя определила появление в пределах всей этой территории нового специфического магарского типа бентосных сообществ, просуществовавшего с середины визе до среднего карбона (Ганелин, 1973; Ganelin, Tschernjak, 1996; Ганелин, Дуранте, 2003). Завершение этой перестройки с началом поздней трети башкирского века (уровень аммоноидной зоны Diaboloceras–Axinolobus) определило тот палеогеографический рисунок Северо-Востока Азии, который в основных чертах сохранялся на протяжении всего позднего палеозоя. Его основными элементами явились пассивная окраина Сибири с лавинной седиментацией, а также глубокие черносланцевые бассейны, разделенные относительно поднятыми структурами – Омолонским массивом, Приколымьем, Омулевским поднятием (рис. 5).

Рис. 5.

Схема мощностей и фаций перми (джигдалинская и омолонская серии) на Северо-Востоке Азии. 1 – денудационная суша, 2 – аккумуляционная суша, 3 – мелкое море, 4 – глубокое море, 5 – подводные конуса выноса, 6 – районы площадного распространения известняков, 7 – переслаивание известняков и терригенных пород, 8 – тектонические ограничения основных структурных зон, 9 – границы фаций, 10 – изопахиты, 11 – мощности, 12 – вулканические фации, 13 – направление сноса.

С этого времени, с конца среднего карбона, здесь появляются и развиваются до конца перми те ассоциации бентоса, относительно которых еще со времен Б.К. Лихарева (1934) прочно укрепилось мнение об их холодноводности и высокоширотном положении – “холодноводные, бореальные фауны” (Устрицкий, 1967, 1972, 1974; Устрицкий, Степанов, 1976; Бяков, 2010 и др.). В отличие от бентоса тетического (“тропического”) типа, в их составе отсутствуют крупные группы ископаемых беспозвоночных, такие как фузулиниды, трилобиты, за редким исключением кораллы. Почти неизвестны конодонты. Существенно обеднен систематический состав других групп бентоса, среди которого значительно число эндемиков, особенно в среднем и позднем карбоне. На это указывают, в первую очередь, сами названия наиболее распространенных родовых таксонов – Jakutoproductus, Verkhojania, Jakutella, Taimyrella, Kolymaella, Kolymia и др. Развитие этих экосистем во времени демонстрирует смену трех различных эколого-палеогеографических типов сообществ: верхоянского (средний карбон–первая половина ранней перми), печоро-колымского (вторая половина ранней перми), колымо-омолонского (средняя–поздняя пермь), различных по своей структуре, таксономическому составу и доминантам (Ганелин, 1973; Ганелин и др., 2001; Ganelin, 2010).

НОВОСИБИРСКО-ЧУКОТСКИЙ РЕГИОН

Позднепалеозойские отложения этого региона распространены на крайнем севере Чукотки (мыс Кибера, мыс Шмидта), на острове Врангеля, на Новосибирском архипелаге (остров Котельный). Концу раннего карбона–среднему карбону (и только этому возрастному интервалу!), в отличие от Верхояно-Колымского региона, здесь свойствен иной, тетический, “низкоширотный”, тип бентоса. В его составе широко представлены фузулиниды, кораллы, отсутствующие в верхояно-колымских сообществах. Совершенно иной, уральский, систематический состав имеют сообщества брахиопод. Очевидно, что подобное распределение на Северо-Востоке Азии так называемых “бореальных” и “тропических” биомов невозможно увязать с каким-либо типом широтной зональности. Это послужило уже в 1970-х–1980-х гг. прошлого века основанием для первых плитотектонических моделей геологии Северо-Востока Азии (Наливкин и др., 1972; Карасик и др., 1984; Зоненшайн и др., 1990). Широко они используются и в реконструкциях последних лет, согласно которым Новосибирско-Чукотский блок чужероден остальной территории Северо-Востока Азии (Tuchkova et al., 2018; Davydov, 2016).

Полученные автором материалы по геологии о. Врангеля, так же как и известные литературные данные по Чукотке и о. Котельному, определенно вступают в противоречие с этими построениями. Одновременно эти материалы проливают свет на проблему соответствующих биогеографических различий, что частично было рассмотрено ранее (Шапиро, Ганелин, 1988; Ганелин, 1997). Обратимся к этим материалам.

Остров Врангеля

Несмотря на относительно небольшие размеры острова, здесь представлены разнофациальные комплексы верхнепалеозойских отложений, переход между которыми порой довольно резок. В большой степени это объясняется чешуйчато-надвиговой структурой острова, установленной нашими исследованиями (Ганелин и др., 1989; Kos’ko et al., 1993; Косько и др., 2003), так же как и работами предшественников (Иванов, Бялобжесский, 1974). В результате этого вещественные комплексы различных зон существенно сближены. Тем не менее от разреза к разрезу сохраняются определенные черты преемственности различных фациальных зон, что свидетельствует об относительно небольшой амплитуде перемещения и позволяет реконструировать последовательный латеральный ряд фаций, указывающий на увеличение прогнутости позднепалеозойского бассейна с севера на юг.

В целом каменноугольно-пермские отложения распадаются на два осадочных комплекса (рис. 6, 7). Нижний, охватывающий временной интервал от среднего–позднего визе до начала позднего карбона, представлен эпиконтинентальными образованиями – известняками, местами с обильной фауной одиночных и колониальных кораллов, фораминифер, брахиопод, залегающими на вулканогенно-терригенной молассе позднего девона–раннего карбона и достигающими мощности до 700 м.

Рис. 6.

Сопоставление разрезов верхнепалеозойских отложений островов Врангеля, Котельного и Приколымья. 1 – микститы, 2 – песчаники, 3 – алевролиты, 4 – флиш, 5 – углеродистые глинистые сланцы, 6 – пестроцветные кремнистые сланцы, 7 – фтаниты, 8 – обломочные известняки, 9 – биогермы водорослево-мшанковых известняков, 10 – бактериальные сероводородистые известняки, 11 – марганцевые конкреции, 12 – интервалы стратиграфических перерывов. Справа от разрезов указана мощность (м) отложений. Сокращения: У.-Л. – устьлеминговая толща, Угрюмин. – угрюминская толща.

Рис. 7.

Палеофациальные профили верхнепалеозойских отложений о. Врангеля. (а) – средний карбон: 1 – свита р. Хищников, ранний–средний карбон, известняки; 2 – краснофлажская свита, средний карбон, рифогенные водорослево-мшанковые известняки с фузулинидами и другими группами бентоса; 3 – чернякская свита, углеродистые глинистые сланцы с горизонтами карбонатных турбидитов; 4 – параллельнинская свита, углеродистые глинистые сланцы; 5 – обвальные фации; (б) – поздний карбон–ранняя пермь: 1 – обвально-оползневые фации, 2 – углеродистые глинистые сланцы; (в) – ранняя–средняя пермь, береговая свита: 1 – сероводородистые “колымиевые” известняки; 2 – чередование сероводородистых известняков и углеродистых глинистых сланцев; 3 – пестроцветные сланцы с марганцевыми конкрециями; 4 – параллельнинская свита, углеродистые глинистые сланцы; (г) – поздняя пермь: 1 – поморникская свита, углеродистые глинистые сланцы; 2 – пиларская свита, фтаниты. Цифры I–IV отвечают номерам колонок на рис. 6.

Верхний позднепалеозойский комплекс имеет возрастной объем от среднего карбона до поздней перми включительно и устроен гораздо сложнее. В наиболее прогнутой части, на юго-востоке острова в разрезах мыса Уэринг, мыса Пилар, он сложен пелагическими образованиями, имеет сокращенную мощность, представлен конденсированными фациями и характеризуется двучленным строением (рис. 6, V). Нижняя его составляющая мощностью не более 500 м, сменяющая карбонатные комплексы подстилающих отложений, представлена неслоистыми черными углеродистыми глинистыми сланцами, интенсивно насыщенными пиритом (параллельнинская свита). В ее основании присутствуют среднекаменноугольные аммоноидеи (Иванов, 1973), а в верхних частях нами встречены маломощные прослои и карбонатные корки призматического кальцита сероводородистых известняков. Подобные карбонатные бактериальные корки чрезвычайно характерны для пермских пород Верхояно-Колымской области, начиная с верхнеартинского уровня. Подробнее они будут рассмотрены ниже. Возрастной объем толщи, таким образом, определяется как средний карбон–середина ранней перми. С постепенным переходом ее сменяет трехсотметровая толща яснослоистых черных железистых фтанитов – пиларская свита. Она не содержит какой-либо фауны, отвечает, по-видимому, какой-то остальной части перми, а возможно, и низам триаса.

К северу, с увеличением мощности, строение позднепалеозойского комплекса существенно усложняется, а в его составе вычленяются различно представленные фации континентального склона и различных зон шельфа (рис. 6, I–IV; рис. 7). В наиболее поднятых структурах на севере острова, в среднем течении р. Неизвестная, близ устья р. Леминговая, низы комплекса – среднекаменноугольные отложения вовсе отсутствуют. Здесь непосредственно на силурийских известняках залегают отложения низов нижней перми, а возможно, частично и верхнего карбона. В основании этого комплекса присутствуют обвальные фации, представленные обломками и глыбами подстилающих пород силура и девона (рис. 6, I; рис. 7в).

Несколько южнее, в среднем течении р. Неизвестная, в верховьях р. Красный флаг появляются верхнебашкирские–нижнемосковские отложения, представленные 200-метровой рифогенной толщей водорослево-мшанковых, водорослево-криноидных биостромов, местами чередующихся с горизонтами черных сланцев (рис. 6, II; рис. 7а). Именно к этой рифогенной толще и приурочены многочисленные и разнообразные фузулиниды и брахиоподы, аналогичные известным в Уральско-Средиземноморской, т.е. “тропической”, области, в том числе и в Арктической Канаде (Свердрупский бассейн).

В следующей, более мористой, фациальной зоне в разрезах мыса Птичий Базар среднекаменноугольные отложения (чернякская свита) представлены 800-метровой преимущественно черносланцевой толщей, интенсивно пиритизированной (рис. 6, III). В ее основании располагается известняковое рифовое тело водорослево-мшанковых биостромов, которое, поставленное здесь “на голову”, собственно и слагает мыс Птичий базар (рис. 8). Породы содержат аналогичную биостромам р. Неизвестная фауну фузулинид и брахиопод, здесь присутствуют также аммоноидеи. Биостромы слагают протяженное (около 2 км) тело, мощность которого уменьшается от 80 до 2 м.

Рис. 8.

Рифовый массив мыса Птичий Базар.

В центральной части острова, в бассейне верхнего течения р. Хищников (рис. 7, IV), залегает одновозрастная упомянутой выше черносланцевой толще довольно мощная (900–1000 м) толща черных, насыщенных пиритом углеродистых сланцев, чередующихся с протяженными линзами и горизонтами (мощностью до 50 м) турбидитовых калькаренитов, шламовый материал которых состоит из полностью передробленных, перетертых члеников криноидей. В нижней части этой толщи содержатся фузулиниды и аммоноидеи, аналогичные собранным в разрезах мыса Птичий базар и р. Неизвестная.

Следующий член описываемого верхнепалеозойского комплекса, отвечающий позднему карбону–первой половине ранней перми (глинистая свита), повсеместно представлен толщей черных, местами зеленоватых, углеродистых глинистых сланцев. Породы, как правило, неслоистые, обильно насыщены тонкодисперсным пиритом, имеют мощность до 250 м (рис. 6, I–V; рис. 7б). В краевой, наиболее поднятой части (среднее течение р. Неизвестная, приустьевая часть р. Леминговая), в основании толщи обилен обвально-оползневой материал. Черные глинистые сланцы включают здесь в изобилии валуны (до 1 м), обломки и отторженцы (до 20 м) чужеродных пород, представленных в большинстве кварцитами, известняками, конгломератами, аналогичными широко распространенным на острове породам силура–девона. Помимо фавозитид, происходящих из многочисленных здесь глыб силурийских известняков, в одном из обломков встречена раковина Spiriferella sp., возраст которой не древнее позднего карбона, и это уже так называемый “бореальный” таксон. Эта находка, как и стратиграфическое положение толщи, определяют ее возрастной объем в интервале поздний карбон–первая половина ранней перми.

Более высокие части комплекса, отвечающие, по-видимому, второй половине ранней перми и средней перми, фациально изменчивы (Ганелин и др., 1989; Решения…, 2009). В наиболее северных разрезах – среднее течение р. Неизвестная, приустьевая часть р. Леминговая, пик Тундровый – этот интервал представлен моховой свитой, имеющей двучленное строение (рис. 7, I; рис. 8в). Нижняя часть ее представлена толщей (250 м) характерных сероводородистых так называемых “колымиевых” известняков, содержащих ракушечники перетертых и неопределимых остатков брахиопод и гастропод, а также сероводородистые корки призматического кальцита. Подробнее эти карбонатные породы будут рассмотрены ниже. Здесь же отметим, что подобные образования являются характерным членом пермских комплексов Верхояно-Колымского региона. Присутствуют единичные плохо сохранившиеся остатки раковин брахиопод Spiriferella sp., Sowerbina sp., а также фораминиферы Nodosaria cf. cassiaformis Igon., Geinitzina aff. postcarbonica Spandel, Frondicularia sp., Rectoglandulina borealis Gerke, Pseudonodosaria starostinaensis Sossip.

Верхняя часть моховой свиты (400 м) более глубоководная. Она образована пачками чередования (5–20 м) очень тонкослоистых микритовых сероводородистых известняков и черных глинистых сланцев, которые количественно несколько преобладают над известняками.

К югу, в междуречье Гусиная–Мамонтовая и в верховьях рек Неизвестная и Красный флаг, двучленное строение свиты исчезает и ее нижняя часть фациально неотличима от верхней, несколько уменьшается роль известняков. Резкие изменения этот стратиграфический интервал претерпевает еще южнее, где ему отвечает береговая свита (Ганелин и др., 1989). В разрезах мыса Птичий базар характерные для нее сероводородистые известняки с корками призматического кальцита и редкой фауной пермских нодозариид слагают лишь нижние 40 м. Верхняя же ее часть здесь представлена пестроцветными сланцами, содержащими тонкие прослойки сероводородистых известняков, а также горизонты с обильными родохрозитовыми конкрециями. Изучавший их геохимию В.С. Рогов (ВСЕГЕИ) установил в них содержание марганца до 10% и наличие рудных компонентов (Pb, Zn, Cu, Ag) в количестве, значительно превышающем их кларковые содержания. Общая мощность соответствующего стратиграфического интервала, представленного береговой свитой, здесь значительно сокращается до 120 м. Идентичный состав и мощность свита имеет и восточнее, в верховьях р. Хищников (рис. 6, IV), однако здесь отсутствуют конкреции.

Из различных обнажений свиты установлен комплекс фораминифер, среди которых Protonodosaria parviformis Gerke, Nodosaria cf. netschaewi Tscherd., Geinitzina indepressa Tscnerd., G. aff. indepressa Tscherd., G. parva Lip., Frondicularia aktjubensis Igon., Frondicularia aff. prima Gerke, F. ex gr. dilemma Gerke, Dentalina sp., Pseudonodosaria starostinaensis Sossip., являющиеся представителями так называемых “бореальных” родов, характерных для кунгурско-казанских отложений Омолонского массива – джигдалинского и омолонского надгоризонтов (Решения…, 2009).

Наиболее высокие части позднепалеозойского комплекса (поморникская свита), отвечающие, по-видимому, кремнистой пиларской свите юго-востока острова, на остальной его территории представлены однообразной пиритоносной черносланцевой толщей. Ее видимая мощность составляет около 400 м и не меняется при переходе от одной фациальной зоны к другой. В крайних северных разрезах, на правобережье среднего течения р. Неизвестная, в ее нижней части располагается пачка известковистых песчаников с обильными раковинами брахиопод, среди которых многочисленны Waagenoconcha payeri (Toula), Kuwelousia sp., Spiriferella sp., а также фораминифер Protonodosaria proceraformis Gerke, Pseudonodosaria sp., что представляет типичный набор так называемой “холодноводной, бореальной” фауны, определяющей, по-видимому, высокие горизонты перми (татарский (лопингский?) отдел).

Рассмотренные материалы позволяют сделать вывод, что нижний формационный комплекс позднепалеозойских отложений острова (визе–раннебашкирское время) отвечает режиму эпиплатформенного карбонатного бассейна. Верхний формационный комплекс формировался в условиях деструкции этого бассейна и заложении на его месте глубоководного прогиба. В составе этого комплекса с севера на юг прослеживается последовательный, перемещающийся во времени ряд фаций – прибрежье, мелководный карбонатный шельф, континентальный склон и подножье с конденсированным набором кремнисто-глинистых осадков среднего карбона–перми (рис. 7).

Палеонтологические данные, прежде всего аммоноидеи (Богословская, 1995), позволяют точно установить время соответствующей перестройки. Ее начало (южная часть острова) отвечает поздней трети башкирского века (уровень генозоны Diaboloceras–Axinolobus), завершение – рубежу среднего–позднего карбона. С этими материалами хорошо согласуются и датировки по брахиоподам и фораминиферам.

Чукотка и Новосибирские острова

В разрезах Чукотки и Новосибирских островов, содержащих идентичную фауну, обнаруживаются аналогичные этапы осадконакопления. На севере Западной Чукотки эпиплатформенный карбонатный шельф раннего–среднего карбона представлен юнонской и киберовской свитами общей мощностью до 800 м. В верхах комплекса, как и в разрезах о. Врангеля, присутствуют аналогичные комплексы “тропических” брахиопод и фузулинид башкирского и московского ярусов (Рогозов и др., 1970; Соловьева, 1975). Такая же ассоциация разнообразных среднекаменноугольных фузулинид известна на Новосибирских островах. В частности, на архипелаге Де Лонга они обнаружены в гальке юрских конгломератов на острове Жохова (Макеев и др., 1991; Davydov, 2016).

Верхнепалеозойские толщи широко представлены на островах Анжу. На о. Котельный так же, как и на о. Врангеля, наблюдается переход от маломощных мелководных фаций относительных поднятий в северной и центральной частях острова к образованиям более прогнутых частей бассейна на юго-западе. Эпиплатформенному этапу здесь отвечает турне-серпуховская карбонатная толща тасаринской свиты, мощность которой меняется от 300 м в северной и центральной частях острова до 1000 м в более прогнутых районах, в частности на полуострове Тас-Ары (Вольнов и др. 1974; Косько и др., 1985; Danukalova et al., 2019). В верхах толщи, как на западе, так и в центральной части острова, присутствует так называемая “тропическая” фауна – серпуховские и раннебашкирские фузулиниды (Соловьева, 1975). В этой западной, наиболее прогнутой части острова тасаринская свита перекрыта конденсированной глубоководной черносланцевой бельковской свитой среднего карбона–перми мощностью 150–300 м (Danukalova et al., 2019). Как по составу, так и по стратиграфическому объему свита может быть сопоставлена с параллельнинской свитой юго-востока о. Врангеля.

В северной и центральной, относительно поднятых, частях острова средний карбон, по-видимому, выпадает. Верхнекаменноугольно-пермский интервал представлен здесь мелководными и относительно мелководными карбонатно-терригенными фациями. При этом вся встреченная в этом интервале фауна идентична верхояно-колымским (“бореальным”), чрезвычайно специфическим ассоциациям и позволяет устанавливать в этих разрезах аналоги верхояно-колымских региональных ярусов, а местами даже зон (рис. 9).

Рис. 9.

Стратиграфические колонки позднепалеозойских отложений о. Котельный (по Косько и др., 1985; Danukalova et al., 2019).

Нетрудно видеть, что двучленное строение позднепалеозойского комплекса характерно для всего Новосибирско-Чукотского региона. Нижняя составляющая комплекса охватывает возрастной интервал ранний карбон–начало среднего карбона. Она повсеместно представлена мелководными преимущественно карбонатными толщами, отвечающими эпиконтинентальной стадии развития позднепалеозойского бассейна. С поздней трети башкирского века среднего карбона, отмеченной на острове Врангеля аммоноидным уровнем Diaboloceras–Axinolobus, начинается существенная тектоническая и палеогеографическая перестройка региона, завершившаяся к концу среднего карбона. С этой перестройкой связана деструкция континентального шельфа и заложение на его месте глубоководного прогиба, просуществовавшего всю позднепалеозойскую эпоху, а возможно и раннемезозойскую. Можно полагать, что этот позднепалеозойский рифтогенный прогиб был вытянут субширотно не менее чем на 1500 км при ширине не менее 400 км. Его северный край для позднего карбона–ранней перми маркируется мелководными прибрежными фациями центральной части о. Котельный и северной фациальной зоны о. Врангеля. Южная окраина фиксируется относительно мелководными фациями Куульского поднятия Западной Чукотки. На юго-востоке о. Врангеля доступна наблюдению, по-видимому, внутренняя, глубоководная, зона прогиба, маркируемая конденсированной черносланцевой параллельнинской свитой. Осевая часть этого прогиба располагалась, скорее всего, несколько южнее, уже в пределах пролива Лонга. Этой же глубоководной внутренней зоне отвечает и черносланцевый комплекс бельковской свиты о. Котельный и черносланцевая толща о. Большой Ляховский (Вольнов, 1975).

В этом позднепалеозойском прогибе так называемые “тепловодные, тропические” фауны были распространены лишь до конца среднего карбона, на что указывают материалы о. Врангеля, о. Котельный и севера Чукотки. Сходство этих экосистем с уральскими и сообществами Свердрупского бассейна свидетельствует о широкой палеогеографической общности этого времени, по-видимому, в пределах единого эпиконтинентального бассейна, имевшего палеогеографические связи с морями Тетиса. С позднего карбона, по завершению соответствующей перестройки, и до конца перми в пределах Новосибирско-Чукотского региона эти “тропические” фауны сменились так называемыми “бореальными” сообществами, аналогичными тем, которые широко распространены в одновозрастных отложениях Верхояно-Колымского региона.

При сравнении наиболее изученного верхнепалеозойского разреза о. Врангеля с разрезами Верхояно-Колымской области обращает внимание их очевидное сходство. Прежде всего, оно проявляется в двучленном строении этих разрезов, имеющих нижнюю эпиплатформенную карбонатную составляющую и верхнюю черносланцевую терригенно-сланцевую. Особенно велико сходство разреза о. Врангеля с конденсированными разрезами Приколымья, расположенными на южной окраине Омулевского поднятия (Караваева, 1974; Шпикерман, 1998). Здесь нижнекаменноугольные карбонатные отложения сменяются конденсированной черносланцевой толщей среднего карбона–первой половины нижней перми сравнительно небольшой мощности (рис. 6). Нередко в низах она содержит горизонты микститов. Близ основания толщи встречаются среднекаменноугольные аммоноидеи, а близ кровли, как правило, корки сероводородистого призматического кальцита, принимавшиеся ранее за обломки призматического слоя раковин двустворчатых моллюсков. Сходство усиливается присутствием в вышележащей пермской части разреза пестроцветных сланцев с прослоями сероводородистых известняков, содержащих марганцевые руды. Существенным элементом сходства являются и сероводородистые “колымиевые” известняки, образующие значительные толщи как в относительно мелководных, так и в более глубоководных фациях Омулевского поднятия и широко распространенные на Омолонском массиве и в Приколымье. И, наконец, особенно важным элементом сходства является устанавливаемая с позднего карбона общность фаун этих территорий.

Таким образом, учитывая композиционное сходство разрезов, идентичность специфического вещественного и фациального состава сравниваемых толщ, общность их позднекаменноугольно-пермских фаун, можно определенно утверждать, что в позднем палеозое Новосибирско-Чукотский блок ни в коей мере не являлся чужеродным элементом по отношению к остальной территории Северо-Востока Азии, а, напротив, в своем развитии был тесно с ней связан.

Вместе с тем необходимо подчеркнуть две важные особенности Новосибирско-Чукотского региона. (1) Седиментационная перестройка в этом регионе происходила не синхронно с аналогичной перестройкой в Верхояно-Колымском регионе. В разрезах последнего переход от режима эпикратонного карбонатного бассейна к депрессионной стадии начинается с началом магарского времени, с позднего визе, и завершается к поздней трети башкирского века среднего карбона (уровень аммоноидной зоны Diaboloceras–Axinolobus). Соответствующие процессы в Новосибирско-Чукотском регионе в поздней трети среднего карбона (уровень зоны Diaboloceras–Axinolobus) лишь начинаются и заканчиваются только к позднему карбону, т.е. запаздывают. (2) Свойственная Новосибирско-Чукотскому региону “тропическая” фауна беспозвоночных среднего карбона резко отличается от одновозрастных “бореальных” фаун Верхояно-Колымского региона. Трудно усомниться в наличии причинно-следственных связей между этими особенностями. Смена “тепловодных” фаун “холодноводными”, как показывают материалы и Верхояно-Колымского, и Новосибирско-Чукотского регионов, тесно связана с трансформацией тектонического режима этих территорий, с переходом от эпикратонного к депрессионному режиму. Поскольку соответствующая перестройка в Новосибирско-Чукотском регионе запаздывала, здесь еще сохранялись эпикратонные (“тепловодные”) сообщества конца раннего–среднего карбона.

При невозможности допущения аллохтонности Новосибирско-Чукотского блока, о чем свидетельствуют рассмотренные выше материалы, приходится констатировать: пространственное распределение на Северо-Востоке Азии так называемых “тропических” и “бореальных” фаун не согласуется с каким-либо из возможных вариантов положения палеоширот и, очевидно, имеет не климатическую природу.

Различия этих зоохорий имеют иную причину и обусловлены, в первую очередь, экологией вновь образовавшихся позднепалеозойских бассейнов. Особенности эко- и седиментогенеза этих бассейнов будут рассмотрены ниже. Здесь лишь отметим, что становление и расширение ареала так называемых “бореальных” позднепалеозойских фаун в акватории и обрамлении современного Арктического бассейна тесно связано с этапами разрушения эпиконтинентальных морей и заложении на их месте системы глубоководных черносланцевых бассейнов. Первый этап этой позднепалеозойской деструкции, как было сказано выше, явился следствием поздневизейско-башкирского рифтогенеза в Верхояно-Колымском регионе; второй, башкирско-московский, этап охватил Новосибирско-Чукотскую область, что и определило идентичность позднекаменноугольно-пермских фаун этих территорий.

ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ЭКО- И СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ БАССЕЙНОВ СЕВЕРО-ВОСТОКА АЗИИ

Несмотря на то что связь формирования позднепалеозойских экосистем Северо-Востока Азии с процессами рифтогенеза и новообразованием глубоких бассейнов очевидна, возникает вопрос – какие же именно особенности этих бассейнов обусловили своеобразие бентосных сообществ, в них обитавших? Как было отмечено, общей чертой позднепалеозойского седиментогенеза территории явился преимущественно черносланцевый его характер. Углеродисто-глинистые, углеродисто-кремнистые, углеродисто-пеплово-кремнистые отложения широко распространены и почти непрерывны в верхнепалеозойском разрезе прогнутых зон региона. Местами они марганцевоносны, повсеместно сульфидоносны. Эти особенности можно увязать с низко- и среднетемпературными гидротермами, формировавшимися на фоне базальтоидного вулканизма, который особенно был развит здесь в интервале средний карбон–ранняя пермь. Два компонента черносланцевых серий – карбонатолиты и микститы –представляют особый интерес для реконструкции обстановок осадконакопления и характера позднепалеозойских экосистем.

Карбонатолиты. Карбонатные тела, присутствующие в черносланцевых аноксидных сериях позднепалеозойских бассейнов Северо-Востока Азии, являются местами наибольшего скопления и разнообразия донной фауны, что позволяет рассматривать соответствующие фации как центры ее расселения и видообразования. Эти карбонатные образования представлены двумя различными группами карбонатных тел, сменяющими друг друга во времени. Первая из них была свойственна возрастному интервалу средний карбон–первая половина ранней перми. Вторая появилась с середины ранней перми и существовала почти до конца пермского периода, однако наиболее широко была распространена в средней перми.

В черносланцевых комплексах среднего карбона–первой половины ранней перми карбонатные тела распространены крайне незначительно. Ареалы связанного с ними раковинного бентоса, принадлежащего верхоянскому типу сообществ, также отмечены лишь локально (Ganelin, 2010). В одном из опорных разрезов верхнепалеозойских толщ, в верховьях р. Парень (рис. 10, 11), карбонатолиты этого возрастного интервала представлены известняками, слагающими биогермные линзовидные, куполовидные и караваеобразные тела размером до 7 × 0.7 м (рис. 11а–11г). Они располагаются в углеродистых пеплово-кремнистых породах, содержащих С_орг. до 5%. Для этих тел характерна тончайшая слоистость, связанная, очевидно, с их формированием микробиальными матами (рис. 11д). В известняках много, местами до 50%, тонкого пеплового материала. Хотя раковинный бентос в разрезах Северо-Востока в этом возрастном интервале чрезвычайно редок, особенно в среднем–позднем карбоне, некоторые из этих тел являют собою ископаемые оазисы жизни. Их население представлено плотно расположенными поселениями брахиопод, иногда двустворок, в меньшей степени гастропод, конулярий, хиолитов, прикрепленных песчаных фораминифер, радиолярий (рис. 11е). В биолитах среднего карбона местами им сопутствуют довольно многочисленные остатки пелагических групп – аммоноидеи, наутилоидеи, при этом некоторые из них представлены крупными формами до 30 см (Руженцев, Ганелин, 1971).

Рис. 10.

Фациальный профиль пермских отложений Омолонского массива и Гижигинской зоны. 1 – конгломераты; 2 – микститы; 3 – песчаники, алевролиты; 4 – флиш; 5 – известняки; 6 – линзы известняков; 7 – тонкообломочная кремнистая пирокластика; 8 – черносланцевые комплексы; 9 – базальты; 10 – границы региональных серий: а – совпадающие с литологическими границами, б – внутри литологических комплексов; 11 – границы литологических подразделений; 12 – номера стратиграфических зон; 13 – линия профиля. ${\text{P}}_{1}^{1}$ mn – мунугуджакская серия, ${\text{P}}_{1}^{2}$ djg – джигдалинская серия, P₂ om – омолонская серия; колымская серия: P₃ gzh – гижигинский региоярус, P₃ khv – хивачский региоярус.

Рис. 11.

Карбонатолиты среднего карбона–низов нижней перми (верховья р. Парень). (a, б) – биогермы в кремнисто-туфовых породах ольчинской свиты, средний карбон; (в) – биогерм в углеродистых кремнисто-туфовых породах магивеемской свиты, низы нижней перми, зона 1 – mirandus; (г) – биостром в магивеемской свите, возраст тот же; (д) – характер слоистости в биостроме магивеемской свиты, возраст тот же; (е) – сообщество брахиопод и двустворок в биостроме магивеемской свиты, возраст тот же.

Под электронным микроскопом хорошо видна микробиальная структура породы (табл. I , фиг. 1–4). На некоторых срезах наблюдаются скопления бактериморфных образований, представленных округлыми и удлиненными формами размером до 2–3 мкм. Характерны фрамбоиды пирита (табл. I , фиг. 5, 6), что вместе с макротекстурными особенностями пород дает дополнительные основания предполагать их бактериальный генезис. Об этом же свидетельствует и их изотопия. Б.Г. Покровский установил, что породы характеризуются аномально низкими значениями δ¹³C от –9.4 до –26.4‰ и величинами δ¹⁸О от 12.5 до 15.9‰ (рис. 12). Поскольку раковины брахиопод из этих пород имеют нормально-морской изотопный состав углерода, можно полагать, что низкие значения δ¹³C в валовых пробах этих известняков связаны с участием в их формировании углерода, сепарированного сульфатредуцирующими и метанотрофными прокариотами. Процессы интенсивной сульфатредукции, вероятно, вызывали и сероводородное заражение бассейна. Низкие значения δ¹⁸О в породах связаны, как считает Б.Г. Покровский, либо с сильным обеднением в них поровых растворов в результате низкотемпературного обмена с вулканогенным материалом, либо с необычно интенсивным флюидным режимом при их образовании, обусловленным активной гидротермальной деятельностью. В разрезе некоторых из этих тел можно наблюдать чередование маломощных интервалов с обильной и разнообразной раковинной фауной, интервалов, насыщенных исключительно раковинной молодью, и интервалов совершенно без фауны. Подобный характер строения, вероятно, можно связать с резко менявшимися окислительно-восстановительными характеристиками в условиях маломощной и подвижной редокс-зоны.

Рис. 12.

Соотношение изотопного состава углерода (‰ PDB) и кислорода (‰ SMOW) в позднепалеозойских карбонатах Колымо-Омолонского бассейна (по Б.Г. Покровскому (Ганелин и др., 2010)). 1 – нижняя–верхняя пермь; 2, 3 – верхний карбон–нижняя пермь (2 – валовые пробы, 3 – раковины брахиопод).

Таблица I . Карбонатолиты магивеемской свиты в сканирующем электронном микроскопе (СЭМ). 1–4 – бактериморфные структуры известняков; 5, 6 – фрамбоидальный пирит в тех же породах; нижняя пермь, магивеемская свита, зона 1 – Verkhojania mirandus, Северное Приохотье, верховья р. Парень.

Таблица II. Микроструктуры известняков в проходящем свете, различные стратиграфические уровни в различных разрезах перми региона (шлифы, николи параллельные). 1–3 – рулонская свита: 1, 2 – низы рулонской свиты, 2 – карбонатная корка в том же образце; 3 – верхи рулонской свиты; верхи нижней перми, джигдалинская серия, зона 8 – Megousia aagardi, Омолонский массив, р. Мунугуджак, обр. 9-1/вг-99; 4 – максуровская толща, присутствуют срезы раковин фораминифер, обломки игл продуктид; верхи нижней перми, джигдалинская серия, зона 9 – Megousia kuliki, Омулёвское поднятие, басс. верхнего течения р. Зырянка, р. Бочара, руч. Фауновый, обр. 1-2/вг-73; 5, 6 – фолькская свита, 5 – известняк с многочисленными включениями пирита, 6 – то же, с большим увеличением; средняя пермь, основание омолонской серии, зона 9 – Kolymaella–Bocharella, Омолонский массив, р. Мунугуджак, обр. 14-1/вг-99; 7 – моховая толща, присутствуют срезы раковин брахиопод, члеников криноидей; верхи нижней перми–средняя пермь, о. Врангеля, верховья р. Хищников, обр. 488-6/мт-15, шлиф М.И. Тучковой; 8, 9 – омолонская свита, с разным увеличением; средняя пермь, зона 13 – Terrakea korkodonensis, Омолонский массив, басс. р. Гижига, р. Хивач, руч. Водопадный, обр. №1-8/вг-66; 10, 11 – омолонская свита, различные участки одного образца с разными увеличениями, присутствуют фрагменты карбонатных корок, срезы раковин брахиопод, члеников криноидей; средняя пермь, зона 14 – Terrakea borealis, обр. 2-9/вг-77, Омолонский массив, р. Русская-Омолонская; 12 – тактай-юряхская свита, средняя пермь, р. Колыма, в 12 км выше устья р. Мутная.

Таблица III. Известняк рулонской свиты, обр. 9-1/вг-99 (СЭМ). 1–3 – общий вид образца, различные срезы, скопление призматических колоний, с разным увеличением; 2 и 3 – небольшие бактериальные корки; 4–6 – то же, с большим увеличением, различные срезы скопления призматических колоний, имеющих сформированную оболочку; 7, 8 – ветвящиеся микроколонии, 7 – покрытые оболочкой, 8 – со снятой оболочкой; 9 – формирующаяся бактериальная корка; 10 – микроколонии, покрытые чехлом и без чехла; 11 – то же, увеличенное; 12 – россыпь фрамбоидального пирита; верхи нижней перми, джигдалинская серия, зона 7 – Megousia aagardi, Омолонский массив, р. Мунугуджак.

Таблица IV. Известняк фолькcкой свиты, обр. 14-вг-99 (СЭМ). 1 – общий вид образца с небольшим увеличением; 2 – то же, увеличенный фрагмент, скопление призматических микроколоний; 3, 7 – фрагмент микроколонии со снятой оболочкой, скопление комочков кокковидных образований; 4 – фрагмент призматической микроколонии с частично сохранившейся оболочкой; 5 – рельеф оболочки микроколонии, присутствует палочковидное образование с хвостиком, возможно бактерия со жгутиком; 6 – поперечный срез микроколонии; 8 – скопление палочковидных бактериморфных образований; 9, 10 – cкопления фрамбоидального пирита; 11 – микроскопический трубчатый организм, поперечный срез; 12 – то же, увеличенный фрагмент; Омолонский массив, р. Мунугуджак, средняя пермь, омолонская серия, зона 9 – Kolymaella–Bocharella.

Таблица V. Известняк омолонской свиты, обр. 1-8/вг-66 (СЭМ). 1–5 – скопление призматических колоний, снятое в разных плоскостях с разным увеличением; 6 – поверхность призм, по-видимому покрытых минерализованным гликокаликсом; 7 – ветвящиеся колонии с частично сформированной гликокаликсной оболочкой; 8 – агрегаты микроколоний, представленные пучками рядоположенных нитей, образованных делящимися клетками и покрытых утолщенным минерализованным гликокаликсом; 9 – продольный срез призмы с отчетливо наблюдаемыми коковидными бактериморфными образованиями, образец протравлен HCl; 10 – сложно переплетающиеся бактериальные нити, покрытые минерализованным гликокаликсом; 11 – поперечный срез призмы, в котором хорошо различимы ячеистая структура минерализованного гликокаликса и бактериморфные коковидные образования; 12 – скопление вытянутых бактериальных нитей; средняя пермь, омолонская серия, олыньский региоярус, зона 13 – Terrakea korkodonensis, Омолонский массив, басс. р. Гижига, р. Хивач, руч. Водопадный.

Таблица VI. Известняк омолонской свиты, обр. 2-9/вг-77 (СЭМ). 1, 3 – общий вид образца с разными увеличениями, 1 – поперечные срезы трубчатых ископаемых; 2 – увеличенный поперечный срез трубки с многослойной стенкой в окружении поперечных срезов призматических колоний; 4 – призматическая колония со снятой гликокаликсной оболочкой, усеяна многочислеными коккоидными формами; 5 – то же, увеличенный фрагмент; 6 – скопление бактериморфных образований; 7, 8 – увеличенные фрагменты образца; 7 – “букет” тесно сидящих призматических колоний; 8 – бактериальная минищётка на фоне срезов разноориентированных призм; 9 – бактериальный мат, перекрывающий бактериальную щётку призматического кальцита; 10 – структура бактериальной пленки; 11 – бактериальный мат; 12 – то же, увеличенный фрагмент; средняя пермь, омолонская серия, зона 12 – T. borealis, Омолонский массив, р. Русская-Омолонская.

Таблица VII. Микроструктуры известняков пермских отложений Новой Зеландии и Северо-Востока Азии в проходящем свете (шлифы, николи параллельные). 1, 2, 4 – общий вид различных образцов из формации Wooded Peak с разными увеличениями, 4 – присутствует раковина фораминиферы Nodosaria sp.; верхняя пермь, Новая Зеландия, район Нельсон, о-в Д’Урвил, обр. NZ-5-2а.вг-10, NZ-5-4.вг-10; 3 – фрагменты бактериальных корок в известняках формации Wooded Peak, обр. NZ.2a/вг-10, то же местонахождение; 5, 6 – бактериальные известняки из хивачской свиты, 5 – фрагменты бактериальных корок, 6 – раковина фораминиферы Rectoglandulina sp.; верхняя пермь, колымская серия, зона 17 – Stepanoviella paracurvata, Омолонский массив, северное Приохотье, р. Хивач, руч. Водопадный, обр. № 2-1/вг-99.

В последние десятилетия в современных аноксидных бассейнах многочисленными исследованиями открыто широкое распространение аутигенного карбонатообразования, происходящего за счет бактериальной сульфатредукции и окисления метана, на выходах метановых сипов, формирующих так называемые сиповые сообщества бентоса – сообщества холодных высачиваний (Zehnder, Brock, 1980; Нестеров, Иванов, 1983; Галъченко и др., 1988; Orphan et al., 2002; Ivanov et al., 2003; Mazzini et al., 2004; Леин, 2018; Леин и др., 2000, 2007 и многие др.). В качестве аналогии можно обратиться к современному осадкообразованию в Черном море. В анаэробных условиях в микробных матах происходят активные процессы сульфатредукции и анаэробного окисления метана, обусловленные деятельностью архей и сульфатредуцирующих бактерий. Здесь сообщество прокариот образует единую симбиотическую систему, в которой окисление метана неразрывно связано с восстановлением сульфата. Как установлено, при окислении черноморского метана часть образующегося углерода расходуется на формирование углекислоты, которая связывается в карбонатах, слагающих плиты, коралловидные постройки и конкреции. Вместе с тем интенсивно идущие процессы сульфатредукции генерируют производство огромного количества сероводорода (Иванов и др., 1998; Lein et al., 2003; Леин, Иванов, 2005; Reitner et al., 2005 и др.).

С трансгрессией второй половины ранней перми, завершившейся к началу триаса, связано распространение карбонатолитов иного типа. Они образованы очень своеобразными известняками, природа которых до последнего времени оставалась загадочной. В отличие от вышеописанных карбонатных тел среднего карбона–первой половины ранней перми, эти образования распространены чрезвычайно широко. В относительно глубоководных и мелководных фациях на срединных поднятиях в Колымо-Омолонском регионе (омолонская и бочарская свиты Омолонского массива, Омулевского поднятия, Приколымья) их присутствие особенно значительно. Здесь с этими фациями связаны центры видообразования и расселения сообществ бентосной фауны нового типа – колымо-омолонского (Ganelin, 2010). Мощность толщ известняков в пределах этих районов меняется от первых метров до 400 м (рис. 10, 13, 14). За пределами срединных поднятий они представлены отдельными пластами в мощных черносланцевых сериях или чередуются с пачками углеродистых глинистых сланцев: федоровская свита Гижигинской зоны (Ганелин, 1973), тактай-юряхская свита Сугойской зоны (Кузнецов, 1988). В Западно-Аргатасской зоне (рис. 2) эти известняки, переслаиваясь с углеродистыми сланцами, слагают лесновскую толщу мощностью 800–1000 м (Сурмилова и др., 1981; Терехов, Дылевский, 1987). Присутствуют они и в Новосибирско-Чукотском регионе на о. Врангеля, где представлены вышеописанной относительно мелководной толщей (моховая свита) мощностью до 200 м, а также карбонатными корками призматического кальцита среди глубоководных черных углеродистых глинистых сланцев. Имеются указания на присутствие аналогичных пород в пермских толщах Юго-Западной Аляски – в горах Тейлор, а также на о. Хагемейстера (Hoar, Coonrad, 1976). Помимо толщ нормально пластующихся известняков (рис. 13в, 14б, 14в), эти породы формируют биогермы и биостромы (рис. 13г, 13д, 14a, 14б). Особенно характерны бактериальные корки призматического кальцита, присутствующие повсеместно – как в фациях мелководья, так и среди глубоководных отложений (рис. 14в, 14г, 14д, 14ж); они идентичны известным в современных морских осадках (рис. 14е). Биогермы и биостромы имеют высоту обычно от 1 до 3 м, редко до 30 м, и протяженность от первых метров до десятков метров, а возможно, и более. Налегание отдельных биогермов друг на друга порой происходит по неровной волнистой поверхности. Иногда кровля биогермов имеет сильно расчлененный рельеф со столбообразной отдельностью, при высоте столбов от 2 до 8 м (рис. 13д, 14а).

Рис. 13.

Пермские карбонатолиты Гижигинского, Сугойского прогибов и Омолонского массива. (а, б) – Гижигинский прогиб, черносланцевая толща (федоровская свита) с отдельными пластами сероводородистых бактериальных известняков (светлые тона), верхи нижней перми–средняя пермь, верховья р. Парень; (в) – Омолонский массив, сероводородистые бактериальные известняки омолонской свиты, цифры в кружках 1, 2, 3 – три подсвиты омолонской свиты, Северное Приохотье, бассейн р. Хивач, руч. Водопадный, средняя пермь, фото Т.В. Филимоновой; (г, д) – Сугойский прогиб, бактериальные биостромы и биогермы среди углеродистых сланцев тактай-юряхской свиты, левобережье р. Колыма в 12 км выше устья р. Мутная.

Рис. 14.

Карбонатолиты и карбонатные бактериальные корки перми. (а, б) – биолиты тактай-юряхской свиты: (а) – хорошо проявленные, сильно расчлененные кровли залегающих друг на друге биостромов (залегание толщ опрокинутое); (б) – биогерм тактай-юряхской свиты, перекрываемый пачкой нормально пластующихся бактериальных известняков (залегание опрокинутое); (в) – межпластовые бактериальные корки в известняках тактай-юряхской свиты; средняя пермь, омолонская серия, левобережье р. Колыма в 12 км выше устья р. Мутная; (г, д) – ненарушенные протяженные бактериальные корки в черносланцевой толще кремнисто-аргиллитовых пород, верхняя пермь, колымская серия, рогачевская свита, Приколымье, Омулёвское поднятие, р. Таскан, фото И.Л. Ведерникова; (е) – бактериальные корки в современных осадках Черного моря (Mazzini et al., 2004); (ж) – бактериальные карбонатные корки в черносланцевых породах федоровской свиты, верхи нижней перми, дигдалинская серия, зона 7 – Megousia aagardi, Гижигинский прогиб, Северное Приохотье, верховья р. Парень.

Как правило, породы имеют тончайшую слоистость (рис. 15а, 15б, 15в). Известняки повсеместно зловонные, с резким запахом сероводорода, часто переполнены тонкодисперсным пиритом. В шлифах можно видеть, что известняки как из биогермов, так и из нормально пластующихся тел нацело состоят из тонких иголочек кальцита (табл. II), что традиционно служило основанием считать их обломочной породой, продуктом переработки раковинного материала иноцерамоподобных двустворок. Фрагменты бактериальных корок призматического кальцита исследователи, в том числе и автор, принимали за обломки створок бивальвий. В связи с этим породам и было присвоено наименование “колымиевые, атомодесмовые известняки”.

Рис. 15.

Текстуры известняков омолонской и джигдалинской серий. (а–в) – тонкая слоистость в породах омолонской серии, средняя пермь: (а) – верхняя подсвита омолонской свиты, зона 14 – Magadania bajkurica, Омолонский массив, р. Русская-Омолонская; (б) – средняя подсвита омолонской свиты, зона 12 – Terrakea korkodonensis, Омолонский массив, басс. р. Гижиги, р. Хивач, руч. Водопадный; (в) – туринская свита, Омулёвское поднятие, р. Таскан, фото И.Л. Ведерникова; (г, д) – трубки в породах фолькской свиты, джигдалинская серия, верхи нижней перми, зона 9 – Kolymaella–Bocharella, Омолонский массив, р. Мунугуджак, фото Т.В. Филимоновой.

Обстоятельное исследование пород в прозрачных шлифах и под электронным микроскопом показало ошибочность этого мнения и не оставило сомнений в аутигенности этих образований. Карбонатолиты обнаруживают хорошо сохранившуюся минерализованную микробиальную структуру. При значительном увеличении сканирующего микроскопа известняк выглядит, по большей части, как агрегат микроколоний, представленных призматическими, палочковидными и кубковидными формами (табл. III–VI). Микроколонии (длиной до 500 мкм и шириной до 30 мкм) плотно пригнаны друг к другу при полном отсутствии какого-либо матрикса. Вполне сформированные микроколонии облечены фарфоровидной оболочкой кальцита, представляющей, вероятно, литифицированный гликокаликс. В той или иной степени поверхность колоний покрыта порами (газовые вакуоли?) различного размера – от долей микрометра до 1 мкм. К ним часто приурочены выделения сульфидов (табл. IV, фиг. 10). Местами микроколонии имеют морщинистую и ноздреватую поверхность – чехол (табл. III, фиг. 11; табл. V, фиг. 4–6), образованный, по-видимому, минерализованным гликокаликсом. Чехол-оболочка облекает минерализованные клетки кокоидной, реже палочковидной или яйцеобразной формы размером до 2 мкм (табл. III, фиг. 7–11). Местами можно видеть делящиеся клетки, порой образующие пучки рядоположенных или переплетающихся нитей, ветвящиеся или розетковидные скопления (табл. III, фиг. 7, 8; табл. V, фиг. 7–10; табл. VI, фиг. 7–12). Характерна насыщенность тонкодисперсным пиритом, часто фрамбоидальным (табл. III, фиг. 7, 12; табл. IV, фиг. 9, 10). Как в самих карбонатолитах, так и в сланцах повсеместно распространены бактериальные корки от микронной до сантиметровой мощности (рис. 14, фиг. в–д, ж). В шлифах известняков фрагменты этих корок встречаются повсеместно (табл. II, фиг. 2), распознаются они и в сканирующем микроскопе (табл. III, фиг. 3; табл. VI, фиг. 8, 9). Как правило, эти корки ошибочно принимались за обломки раковин двустворчатых моллюсков, что и послужило основанием считать эти известняки бивальвиевыми.

В фациях карбонатной платформы на Омолонском массиве и Омулевском поднятии с этими известняками связаны плотные поселения брахиопод и двустворчатых моллюсков, образующих, как правило, моно- или олигодоминантные сообщества. Среди двустворок особо примечательны представители иноцерамоподобных моллюсков, достигающие крупных и очень крупных размеров (рис. 16ж, 16з). Местами в этом симбиозе принимают участие, по-видимому, и кольчатые черви. В более глубоководных, краевых фациях склона, по-видимому наименее аэрофильных, где известняки представлены небольшими пластами и прослоями среди черносланцевых кремнисто-туфогенных образований (рис. 13б), с ними связаны мелкие гнездовидные поселения угнетенной фауны брахиопод и гастропод. Характерным членом этой биофации в верхнеартинском интервале являются выдержанные протяженные поселения колоний ветвистых табулят Cladochonus ex gr. magnus Gerth., которым иногда сопутствуют Acaciopora sp. (рис. 16a–16е). Среди известняков и кремнистых пород здесь присутствуют линзы бактериальных фосфоритов с содержанием P₂O₅ до 37%. В сканирующем микроскопе можно наблюдать кокковидные фосфоритовые образования, выполняющие здесь трубки кораллов, что наводит на предположение о симбиотрофии этих организмов с бактериями. В разрезах Гижигинской зоны эти поселения, фиксирующие, по-видимому, строго определенный батиметрический уровень, прослежены на десятки километров. Известны они и по северному обрамлению Омолонского массива, в пределах Березовско-Олойской зоны.

Рис. 16.

Некоторые представители сообществ второй половины ранней перми–поздней перми. (а–е) – колонии кораллов в черносланцевом фосфоритоносном пласте карбонатно-кремнистых пород: (а) – колонии Cladochonus sp., (б) – колония Асaciopоra sp.; (в–е) – та же порода в сканирующем электронном микроскопе с разными увеличениями, верхи нижней перми, джигдалинская серия, Северное Приохотье, верховья р. Парень, обр. 12-4/вг-06; (ж) – скопление раковин иноцерамоподобных моллюсков Kolymia sp., cредняя пермь, омолонская серия, Северное Верхоянье, р. Босхо-Юряге, обр. 1013-1, материалы М.В. Герцевой; (з) – ядро очень крупной (длина молотка 40 см) раковины колымиид Intomodesma sp. (?), верхняя пермь, колымская серия, лесновская свита, западный склон хр. Арга-Тасс, басс. р. Рассоха, материалы Р.В. Кутыгина.

Наводит на дополнительные размышления изотопный состав углерода этих пород, резко отличный от такового среднекаменноугольно-раннепермских известняков. Он имеет “нормально-морские” для пермского периода значения δ¹³C = = 4.1 ± 1.4‰ и широкие вариации δ¹⁸О от 15.5 до 28.8‰ (рис. 12). Эти данные можно объяснить, принимая во внимание формирование пород на фоне широкой пермской трансгрессии. Логично предположить, что с этой трансгрессией связано поступление глубоководных сульфидных водных масс в аэробную зону. Смешение сероводородных и кислородных вод, можно полагать, имело следствием изменение состава бактериальной биоты. Метанотрофная анаэробная консорция среднего карбона–ранней перми, можно предположить, сменилась хемотрофной пермской ассоциацией, осуществляющей хемосинтез³³.

Вероятно, ее основу составляли бесцветные серобактерии и тионовые бактерии, возможно также археи, окисляющие восстановленные соединения серы и фиксирующие углекислоту морской воды. В краевых, глубоководных, микроаэрофильных зонах, при участии тех же бактерий, в доминирующих черносланцевых обстановках эпизодически наряду с карбонатами формировались и фосфориты. Характер площадного распространения рассматриваемых бактериальных известняков свидетельствует о том, что они образовывались в пределах как фотической, так и глубоководной афотической зоны. С позиций хемосинтеза этих образований такая фациальная зональность становится понятной. Среди современных бактериальных карбонатообразующих систем с рассматриваемыми породами в какой-то степени можно сравнить, по-видимому, бактериальные постройки в Северной Атлантике, в районе Лост Сити, где в формировании протяженных карбонатных плит и столбов принимают участие серобактерии, фиксирующие углерод морской воды (Леин, 2004). Смена трофической основы донных сообществ повлекла за собой преобразование состава и структуры раковинного бентоса, обитавшего на шельфе. Структура формировавшихся здесь экосистем и их сообществ колымо-омолонского типа в некоторой степени может быть сравнима с современными восстановленными экосистемами холодных высачиваний (Галкин, 2002). К числу общих признаков можно отнести высокую биомассу поселений, моно-олигодоминантный, как правило, состав сообществ, наличие специализированных форм. В частности, присутствие здесь иноцерамовидных двустворчатых моллюсков – колымиид, имеющих крупные, а порой и очень крупные (свыше 0.5 м) размеры, наводит на предположение о симбиотрофии этих животных с бактериями, как это имеет место в современных биотопах у батимадиол и каллиптоген. Причем для колымиид можно предположить не только эндосимбиотрофию, но и экзосимбиотрофию, поскольку их раковины нередко покрыты карбонатными бактериальными корками.

Микститы. Микститы верхнепалеозойских черносланцевых серий представляют не меньший интерес для реконструкции палеообстановок, чем описанные выше карбонатолиты. Их первое появление связано с магарским временем (середина позднего визе–поздняя треть башкирского века) – началом верхояно-чукотского рифтогенеза. В Северном Верхоянье, в Усть-Ленском разрезе, это толща конгломерато-брекчий, валунно-глыбовых брекчий, диамиктитов мощностью около 300 м (так называемые “крестяхские конгломераты”; Булгакова, 1967; Сенников и др., 2020), локально подстилающая черносланцевые глинистые породы тиксинской свиты. Их поздневизейский возраст определяется фауной аммоноидей (Решения…, 2009). В Южном Верхоянье (хр. Сетте-Дабан) магарские отложения куранахской свиты представлены трехкилометровой флишевой толщей, которая содержит глыбовые горизонты и горизонты диамиктитов, характерные для так называемого “дикого флиша” (Абрамов, 1970; Гурьев, Ганелин, 1994). В Колымо-Омолонском регионе аналогичные образования того же возраста – валунно-глыбовые брекчии, вмещающие обломки и глыбы докембрийских пород, присутствуют в основании хаямской свиты некоторых районов ее распространения (Решения…, 2009). Среднекаменноугольные диамиктиты – гальковые аргиллиты, переходящие в конгломераты, широко известны во многих районах Северо-Востока. По поводу большинства из этих образований в разное время разными исследователями высказывалось мнение об их ледово-морском генезисе (Устрицкий, Явшиц, 1975; Чумаков, 1994). Другие авторы не соглашались с этой трактовкой (Межвилк, 1956; Булгакова, 1967; Ганелин, 1973). В частности, М.Д. Булгакова, вслед за А.А. Межвилком, связывала образование крестяхских конгломератов с напряженной тектонической обстановкой и активным сейсмическим режимом, обусловившим здесь формирование глыбовых брекчий, оползней и грязекаменных потоков. Это вполне согласуется с представлением о магарском времени как времени начала позднепалеозойской деструкции. Присутствие в регионе одновозрастной лепидофитовой (субтропической) флоры никак не вяжется с предположением об их ледниковом генезисе.

Наиболее широкая дискуссия, однако, развернулась в отношении верхнепермских микститов. Эти образования распространены гораздо шире каменноугольных, образуя пояс в пределах окраины Ангариды, от Южного Верхоянья до Северного Приохотья. Другой пояс этих пород обрамляет южную и юго-восточную окраины Омолонского массива (рис. 4). В обоих регионах эти образования связаны в основном с верхней пермью, гижигинским интервалом татарского яруса. В Верхоянье и Приохотье микститы приурочены к мощным (до 1500 м) глинисто-сланцевым комплексам пассивной окраины Ангарского континента. Здесь породы являются рудовмещающими для крупных и очень крупных золотых месторождений штокверкового типа. На Омолонском массиве мощность аналогичных пород составляет 30–60 м, увеличиваясь до 200–300 м в его краевых частях и районах, пограничных с Гижигинским прогибом.

В связи с золотоносностью верхнепермских образований их изученность более полная, поэтому они представляют интерес для более подробного их рассмотрения. Особенностью пород является их тиллитоподобный облик: песчаный, гравийно-галечный и валунный материал хаотично рассеян в темно-сером и черном глинисто-алевритовом, как правило, неслоистом матриксе, имеющем часто характерную концентрически-скорлуповатую отдельность. Другой особенностью пород является преимущественно вулканогенный характер обломков среднего, реже кислого и основного состава. Светлые разрушенные и измененные обломки вулканических пород, разбросанные в темном матриксе, придают породам рябой облик, что и послужило их именованию на полевом геологическом сленге “рябчиками” (рис. 17). Преобладающая фракция имеет размеры от 0.5 до 5 см, хотя нередки обломки до 20 см, реже до 60 см. В гижигинской свите Омолонского массива (руч. Водопадный) среди гижигинских диамиктитов известна двухметровая глыба гранитогнейсов. Содержание обломков чаще 5–10%, достигая местами 60–70%. Окатанность различная, часто хорошая, в то же время характерен оскольчатый характер мелких включений. Алевропелитовый матрикс пород не сортирован, имеет хлорито-кремнисто-глинистый состав и представляет собой, по-видимому, измененный пирокластический материал (Устрицкий, 1975; Кашик и др., 1990; Бяков и др., 2010). Отмечаются флюидальные текстуры, некоторые разновидности имеют фрактальную структуру. Характерны многочисленные оскольчатые обломки кварца. Причудливые очертания некоторых из обломков свидетельствуют о затвердевании в месте захоронения. Характерно чередование микститов с пачками чистых глинисто-алевритовых пород, местами с хорошо выраженной градационной слоистостью, иногда со следами течения нелитифицированного осадка. Тяжелая фракция, изученная в омолонских микститах, представлена тремя разнородными комплексами минералов, происходящими из 1) кислых–средних пород, 2) пород основного и ультраосновного состава и 3) метаморфогенных пород (Устрицкий и др., 1971).

Рис. 17.

Некоторые структуры диамиктитов атканской свиты. (а) – фрактальная структура микститов: А – матрица породы, состоящая из вулканомиктовой микробрекчии: мелкие обломки преимущественно слабо оглаженные, более крупные – остроугольные, уплощенные, среди них несколько углистых; Б, В – предположительно флюидизаты двух генераций: Б – флюидизат 1, неоднородный по содержанию обломков гравийной и валунной размерности в мелкозернистой основной массе, характерны массивная текстура, оглаженность обломков независимо от их размера, переработка (флюидная/гидротермальная) основной массы, не захватывающая породы включений; В – флюидизат 2, фактически слагает жилу в микробрекчии (А), включающую обломки, “ксенолиты” (округлой и неправильной формы) флюидизата 1 (Б), границы жилы показаны черным пунктиром; средняя–верхняя пермь, Северное Приохотье, верховья р. Нелькоба, бассейн р. Челомджи; (б) – характер рассеянного материала в диамиктите атканской свиты, примечательна остроугольная форма основной массы вкрапленников, частично оглажены более крупные из них; тот же возраст и местонахождение, материалы А.С. Бякова; (в, г) – полированные поверхности горной породы: (в): А – вулканомиктовая микробрекчия, основная масса ее обломков остроугольной формы, немногочисленные более крупные обломки несколько оглажены; Б – флюидизат (?) с ксенолитами, обрамленными реакционными каймами; средняя–верхняя пермь, Северное Приохотье, верховья р. Нявленга; (г) – оглаженный ксенолит альбитофира в обрамлении реакционной каймы (гало), средняя–верхняя пермь, Северное Приохотье, верховья р. Нелькоба, материалы И.Л. Ведерникова.

Некоторая загадочность этих образований определяется наличием большого количества пирокластики при отсутствии в районе соответствующих излившихся аналогов. Это породило различные взгляды на происхождение пород. Первоначально они описывались как туфы. С конца 1950-х годов широко бытует мнение о ледово-морской природе этих образований, источником которых предполагается гипотетическая суша в Охотском море (Калугин, 1958; Андрианов,1966; Эпштейн, 1972). В.И. Устрицкий (1975) ледово-морской перенос вулканогенного материала увязал с синхронным вулканизмом в пределах выделенного им гипотетического Шелиховского вулканогенного пояса. Отвергнув идею ледового переноса, А.С. Бяков, вслед за Устрицким, объяснял происхождение этих пород синхронным вулканизмом за пределами территории, переименовав гипотетический Шелиховский пояс в столь же гипотетическую Охотско-Тайгоносскую вулканическую дугу (Бяков и др., 2010). Эти авторы справедливо указали на широкое присутствие материала грязекаменных потоков, с которыми они и связали перенос соответствующей пирокластики. В последнее время группа ростовских геологов высказала мнение о синхронном вулканизме in situ, предположив, что излившиеся образования частично скрыты под более молодыми отложениями, частично уничтожены эрозией (Хардиков и др., 2009).

Очевидно, проблема требует дальнейшего изучения. В этой связи можно высказать несколько дополнительных соображений. Обращает на себя внимание пространственная приуроченность пород к континентальной окраине – зоне повышенной проницаемости, для которой одним из существенных факторов седиментогенеза выступает мощная разгрузка глубинных флюидов. Это наводит на предположение о том, что, возможно, рассматриваемые породы принадлежат классу флюидно-эксплозивных систем, диагностике и изучению которых уделяется все большее внимание (Беленицкая, 1997, 2011а, 2011б; Летников, 2000; Маракушев, 2004; Юдович, 2009 и др.). “В последние годы выявляется все большая роль флюидных систем, как универсального механизма в образовании и преобразовании земной коры и локализации в ее пределах всей гаммы известных ныне полезных ископаемых… Флюид – существенно водная, водно-газовая, паровая или газовая среда, заключенная или переносимая в массе горных пород литосферы. Компоненты флюида соединяются с петрогенными, рудными и иными элементами” (Летников, 2000, c. 206). Флюидолиты представляют собой сложную и разнообразную ассоциацию пород от брекчиевидных и конгломератовидных до алевро-псаммитовых и карбонатных. Как указывают (Казак и др., 2008), нередки случаи, когда их ошибочно принимают за ледниковые образования. Формирование этих пород не связано с внедрением расплавов. Оно происходило за счет как резкого взрывного выброса, так и более или менее постепенного поступления газово-водных растворов. Последние, отделившись от материнской, предельно газонасыщенной магмы, переносили разнообломочную пирокластику, от пепловой до псефитовой. Развитие флюидных систем сопровождается широкой гаммой динамических эффектов, в числе которых и активизация сейсмических процессов и грязевого вулканизма. В пользу флюидно-эксплозивно-грязевого происхождения рассматриваемых пород свидетельствует структурное положение этих образований; общий региональный черносланцевый фон литогенеза; отсутствие реального (не гипотетического) поверхностного источника сноса; резкое их латеральное выклинивание, что можно связать с принадлежностью к пространственно разобщенным локальным ареалам, имеющим различные центры извержений; некоторые черты морфологии пород, в частности наличие флюидальных текстур. Чередование пачек диамиктитов с горизонтами чистых алевро-глинистых пород можно полагать-свидетельствует о чередовании разных стадий: эксплозивной (кратковременные выбросы газов, твердых обломков и грязи) и грифонной (более длительное и спокойное внедрение жидкой грязи).

Разгрузка холодных углеводородных, сульфидсодержащих флюидов, сопровождаемая активным грязевым вулканизмом, широко проявлена в современных бассейнах. В последние годы эти процессы изучены в Черном, Охотском, Балтийском, Норвежском морях, в Восточной Атлантике – в заливе Кадис, в Западной Атлантике – в Мексиканском заливе и других бассейнах (Леин, 2004; Леин, Иванов, 2005; Mazzini et al., 2004; Reitner et al., 2005; Блинова, 2006; Беленицкая, 2011б и др.). В глубоководной части Черного моря, к примеру, известно свыше трех десятков грязевых вулканов, при этом диаметр их достигает порой 1.5–2 км (Холодов, 2002; Лимонов, 2004; Леин, 2018). Примерно такое же количество вулканов изучено в заливе Кадис (Блинова, 2006). Повсеместно грязевулканические продукты сопровождаются массовым распространением аутигенных бактериальных карбонатов, образующих коралловидные и столбообразные постройки, карбонатные корки, плиты, покрывающие значительные площади морского дна. В этом отношении поздненепалеозойские образования Северо-Востока Азии имеют много аналогов в современных бассейнах, хотя, возможно, схожи с последними не в полной мере.

ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ БИОГЕОЦЕНОЗЫ СЕВЕРО-ВОСТОКА АЗИИ И ЭКОСИСТЕМНЫЕ АНАЛОГИ ЗА ЕГО ПРЕДЕЛАМИ

Черносланцевая “аномальность” позднепалеозойского седиментогенеза Северо-Востока Азии вполне корреспондируется со своеобразием его бентосной биоты. Последняя, как известно, резко обеднена таксономически и весьма эндемична. Приуроченность наибольшего сгущения и разнообразия бентоса к телам прокариотных карбонатолитов, охарактеризованных выше, дает основание рассматривать соответствующие биотопы как центры расселения донных сообществ и связывать их своеобразие не с климатическими, а с трофическими факторами.

В эволюции этой литотрофной позднепалеозойской биоты Северо-Востока Азии хорошо различимы три крупных этапа, выраженных последовательной сменой трех бентосных формаций – верхоянской, печоро-колымской, колымо-омолонской (Ganelin, 2010). Верхоянский тип бентосных ассоциаций (фауна Verkhojania–Jakutoproductus) был распространен от конца башкирского века до середины артинского. Таксономически он наиболее беден и резко эндемичен, приурочен, как правило, к маломощным известняковым телам (биогермы, биостромы), углерод которых аномально легок. До раннеартинского времени ареалы его распространения были крайне редки и пространственно ограничены.

Середина артинского времени повсеместно знаменует собой крупную биотическую перестройку, связанную с начавшейся трансгрессией (Левен и др., 1996). Монотипные биоценозы сообществ верхоянского типа сменялись позднеартинско-кунгурскими политипными биоценозами печоро-колымского типа. Происходила смена доминантов сообществ. В их составе весьма ощутимо присутствие уральских и особенно печорских элементов, обусловленное расширением палеогеографических связей.

Колымо-омолонский тип ассоциаций, просуществовавший до конца перми, сменил предшествующий ему печоро-колымский на фоне расширявшейся трансгрессии. По таксономическому составу он наиболее разнообразен, тесно связан с бактериальными карбонатами, образующими мощные тела сероводородистых известняков. Последние, появившись впервые на предыдущем этапе, наиболее широко распространились в средне-позднепермском интервале.

Рассмотренные особенности позднепалеозойского эко-седиментогенеза не ограничиваются Северо-Востоком Азии. Аналогичные экосистемы фрагментарно присутствуют в обширном Памиро-Гималайском поясе, Внутренней Монголии, Российском Приморье. Но наиболее яркие аналоги представлены в Южном полушарии, в позднепалеозойских отложениях Гондваны. В частности, почти идентичные с сообществами верхоянского типа ассоциации характеризуют среднекаменноугольные–раннепермские экосистемы группы Tepuel в Патагонии (Taboada, Pagani, 2010). Здесь описаны морфологические аналоги практически всех доминантов верхоянской бентосной формации. Среди них указываются Verkhojania, Jakutoproductus, Lanipustula, Levipustula, Costatumulus. Примечателен и черносланцевый алеврито-глинистый состав формаций группы Tepuel, содержащей несколько горизонтов диамиктитов, принимаемых за ледово-морские образования.

Еще более поразительные аналогии демонстрируют пермские разрезы Новой Зеландии. Карбонатная формация Wooded Peak на Южном острове сложена зловонными сероводородистыми бактериальными известняками, совершенно тождественными бактериальным карбонатам Северо-Востока Азии (Waterhouse, 1964a, 1964b). С этими образованиями автор имел возможность лично ознакомиться в поле. Здесь они также принимаются за органогенно-обломочные породы – продукт переработки раковин иноцерамоподобных двустворок – “атомодесмовые известняки” (рис. 18; табл. VII). На севере Южного острова, в восточной части района Нельсон, известняки представлены глубоководной фацией и контактируют с офиолитовыми комплексами горы Дан и о. Д’Урвилл (Waterhouse, 1964b). Х.К. Дженкинс (1990) описывает их как океанские фации бивальвиевых (атомодесмовых) известняков, подстилаемых толщей вулканогенно-осадочных брекчий, согласно залегающих на офиолитовом комплексе горы Дан.

Рис. 18.

Бактериальные известняки пермской формации Wooded Peak Новой Зеландии. (а) – общий вид одного из фрагментов формации Wooded Peak; (б) – характер слоистости пород формации; (в, г) – бактериальные корки в бактериальных известняках; (д) – литифицированные бактериальные маты, отпрепарированные океанским прибоем; средняя–верхняя пермь, южный остров Новой Зеландии, район Нельсон, о. Д’Урвил; (е) – современные бактериальные маты на дне Черного моря (Иванов и др., 1998).

В одновозрастных мелководных фациях на юге острова аналоги этих известняков содержат раковинный бентос, близкий колымо-омолонскому – тонкоструйчатые линопродуктиды, иноцерамоподобные моллюски и др. Близкие ассоциации брахиопод, двустворок, фораминифер свойственны и австралийским пермским отложениям, особенно восточноавстралийским – бассейнов Боуен, Сидней, Новой Англии (Briggs, 1998). В мощных терригенных комплексах, вполне сопоставимых с верхоянскими, здесь также выделяют несколько горизонтов микститов, трактуемых как продукт ледового разноса.

ПОЛОЖЕНИЕ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ БАССЕЙНОВ СЕВЕРО-ВОСТОКА АЗИИ В ТЕКТОНИЧЕСКОЙ СИСТЕМАТИКЕ И ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИХ РЕКОНСТРУКЦИЯХ

Ю.А. Косыгиным с соавторами (Косыгин и др., 1964) было введено представление о единой позднепротерозойской структуре – Северо-Азиатском кратоне, отделившемся фрагменте Родинии. В объем позднепротерозойского Северо-Азиатского кратона авторы включали Сибирскую платформу и территорию современной Верхояно-Чукотской складчатой области. При этом отмечалось, что последняя представляет собой совокупность поднятий и прогибов субплатформенного или парагеосинклинального типа.

В более поздних работах территория Верхояно-Чукотских мезозоид рассматривалась как коллаж террейнов, отделившихся от Северо-Азиатского кратона в результате его переработки в позднем палеозое и причленившихся к Сибири лишь в результате позднемезозойской аккреции (Парфенов и др., 2003; Башарин и др., 2005; Соколов, 2010). Анализируя данные по Сибирской платформе и Верхояно-Колымской складчатой области в раннем–среднем палеозое, М.Д. Булгакова (1991, 1996) рассматривала Северо-Восток Азии как широкую сложно построенную переходную область от Сибирского континента к открытому океану, для которой характерны разнофациальные обстановки от преимущественно шельфовых карбонатных до рифтогенных внутриплитных. При этом у М.Д. Булгаковой не вызывала сомнений принадлежность этой области к приконтинентальной мегасистеме, с ведущей ролью приконтинентального седиментогенеза, при полном отсутствии признаков пелагического, собственно океанического седиментогенеза.

М.К. Данукалова (2016), изучавшая раннепалеозойские отложения Новосибирско-Чукотского региона, обосновала новыми материалами принадлежность региона Сибирскому палеоконтиненту. Несколько позже А.В. Каныгин с соавторами (Каныгин и др., 2020а, 2020б) показали, что позднепротерозойская Верхояно-Чукотская структура вместе с Сибирской платформой на протяжении всего раннего–среднего палеозоя сохраняла свою целостность в составе Северо-Азиатского континента, представляя собой территорию преимущественно мелководного карбонатного осадконакопления.

В работе, посвященной тектонической эволюции мезозоид Северо-Востока Азии, А.Д. Чехов (2000) обратил внимание на необходимость различать, наравне с континентальной и океанической корой, особый, переходный, тип коры, который он назвал окраинно-морским. Ранее аналогичный по смыслу термин, “окраинно-континентальная кора”, был употреблен И.Л. Жулановой (1990). С этим окраинно-морским типом коры А.Д. Чехов, как и М.Д. Булгакова (1996), связывал своеобразие тектоники региона. По непонятной причине эти авторы не упомянули высказанные ранее идеи и предложения Л.И. Красного (1977). Лев Исакович обратил внимание на то, что к нашим представлениям о глобальных структурах Земли – континентах и океанах – необходимо присоединить третий, равнозначный им тип глобальных структур – переходные зоны между ними. Для этих структур он предложил удачное название “транзиталь”. Л.И. Красный полагал, что в настоящее время “…особенно четко определилось деление Земли на континенты, океаны и переходные зоны между ними (транзитали)… Cейчас уже полностью отпали сомнения в том, что всем этим глобальным структурным подразделениям свойственны свои особенности земной коры и мантии” (Красный, 1977, с. 9). Можно полагать, что идеи Л.И. Красного о транзиталях, как самостоятельном целостном типе структур, могут иметь немаловажное прогностическое значение. Если ХХ век в геологии ознаменовался учением о геосинклиналях, то в XXI в. естественным продолжением этой концепции в новой глобальной тектонике могло бы явиться учение о транзиталях.

Транзиталь, как область перехода между океаном и континентом, может рассматриваться, по-видимому, как в пространственном, так и во временном аспекте. Это наиболее подвижная эволюционирующая структура, которая во времени может переходить как в складчатую систему, наращивая континент, так и в океаническую структуру, как океаническое плато. Среди транзиталей можно, по-видимому, различать периконтинентальные и периокеанические транзитали. Что касается ранне-среднепалеозойской транзитали Верхояно-Чукотской области, то ее периконтинентальная природа и принадлежность к Североазиатскому континенту очевидна, на что впервые указала М.Д. Булгакова (1991).

Позднепалеозойская история территории резко отличается от предшествующего этапа полной переработкой ее периконтинентального основания и разрушением Северо-Азиатского континента, который окончательно распадается на две самостоятельные структуры: Сибирскую платформу с континентальным осадконакоплением и обширную систему глубоководных черносланцевых морских бассейнов Верхояно-Чукотской области. Последние, по-видимому, могут быть отнесены к числу тафрогенных бассейнов, знаменующих по В.В. Белоусову начальную стадию разрушения континентальной коры.

Возможность рассматривать позднепалеозойскую транзиталь Северо-Востока Азии как периокеаническую тесно связана с нашими представлениями об истории и характере палеозойского Мирового океана. Известно, что ряд исследователей отрицает существование палеозойского океана и полагает позднее, мезозойское его появление (Белоусов, 1989; Васильев, 2009; Vasiliev et al., 2012; Орленок, 2010; Блюман, 2011 и др.). С.В. Руженцев (1984) обратил внимание на различие палеозойского–мезозойского и современного океанов. Он отметил, что сегодня, как и ранее, в некоторых работах продолжает употребляться термин “структура с корой океанического типа” в качестве синонима океана. Между тем автору неизвестно существование определения самого понятия “океан”, что и делает достаточным основание признавать практически любые структуры с корой океанического типа океанами. Молчаливо считается понятие “океан” самоочевидным, не требующим какого-либо определения, что, по-видимому, во многом мешает корректности наших представлений. Между тем Океан (имеется в виду современный Мировой океан) с геологических позиций может быть определен как глобальная (!), именно глобальная, система глубоких бассейнов с корой определенного типа. Одной из главных особенностей этой системы является наличие в ней глобальной термогалинной циркуляции. И.В. Хворова и С.В. Руженцев (1986) обратили внимание на то, что следствием этой циркуляции является создание окислительной среды в пелагиали современных океанов, обусловившей образование красноцветных окисленных осадков. Черносланцевые отложения глубоких бассейнов палеозоя, напротив, как считают эти авторы, практически повсеместно носят восстановленный характер, свидетельствующий о слабой вентилируемости этих бассейнов. Из этих особенностей можно с большой долей вероятности предположить, что Океан, понимаемый как глобальная система глубоких впадин, в палеозое еще отсутствовал. Палеозойские глубокие бассейны, вероятно, представляли собой более и менее обширные структуры – глубокие моря, достаточно изолированные между собой, разделенные континентами и их более или менее обширными шельфовыми зонами.

Обращает на себя внимание, что с ранне-среднепалеозойскими черносланцевыми бассейнами, как правило, связано отсутствие сколько-нибудь значимых проявлений бентоса. Бентосные сообщества этого времени, исключительно фототрофные, обитали лишь на шельфах эпикратонных бассейнов и их окраинах. Напротив, в позднепалеозойской биогеографии как Северного, так и Южного полушария, наряду с шельфовыми фототрофными сообществами, развивались достаточно представительные, эволюционирующие автолитотрофные экосистемы глубоких черносланцевых бассейнов, что и определило характерные черты позднепалеозойской биогеографии.

Можно полагать, что причины экосистемных различий черносланцевых бассейнов раннего и позднего палеозоя обусловлены активизацией позднепалеозойского глобального тектонического режима. С последним, по-видимому, связано значительное расширение площади глубоководных систем, сопровождаемое интенсивным выносом глубинного материала, в первую очередь метана и сероводорода, определивших энергетическую основу развивавшихся здесь экосистем.

Нетрудно видеть, что эволюция фанерозойских морских экосистем в целом тесно связана, в первую очередь, с тектоническим фактором, определявшим смену палеогеографических обстановок бассейнов их обитания. Эта история, по-видимому, распадается на три последовательных этапа. Ранне-среднепалеозойский этап, по-видимому, преимущественно шельфовых морей с резким подчинением площади узких глубоководных бассейнов, может быть назван эпикратонным. Позднепалеозойские “океаны” также все еще не были настоящими океанами, однако представляли собой уже обширные, но изолированные глубоководные структуры со свойственным им специфическим седиментогенезом и особым типом бентосных экосистем. Этот этап может быть назван протоокеанским. По-видимому, лишь мезо-кайнозойская эпоха развития этих бассейнов явилась собственно океанской.

Если эти заключения справедливы, то позднепалеозойская транзиталь Северо-Востока Азии, так же как и Гондваны, может быть причислена не к периокеанским, а к доокеанским транзиталям. Развитие первой из них завершилось образованием Верхояно-Чукотской складчатой области. Позднепалеозойская транзиталь Южного полушария, знаменующая, по-видимому, начало распада Гондваны, явилась и началом океанизации ее значительной площади.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изложенный краткий обзор позволяет сделать несколько предварительных выводов. Позднепалеозойский этап развития Северо-Востока Азии тесно связан с процессами рифтогенеза, заложившего здесь долгоживущую систему аноксидных черносланцевых бассейнов. Вещественный состав позднепалеозойских осадочных комплексов, так же как и характер позднепалеозойских экосистем, позволяет предположить, что определяющую роль в формировании осадков и населения этих бассейнов играли процессы, связанные с глубинной дегазацией недр. Последняя проявилась, по-видимому, как в виде высачиваний холодных флюидов (сипов), приуроченных к региональной системе разломов (трещин), так и в эксплозивно-грязевой форме, связанной с коровыми градиентами. Результатом явился интенсивный вынос восстановленных соединений, в первую очередь метана и сероводорода, определивших экологию этих бассейнов и восстановленный характер соответствующих биотопов. Тесная связь представленных здесь ориктоценозов с телами бактериальных карбонатолитов дает веские основания полагать, что бентосные экосистемы морских бассейнов Северо-Востока Азии принадлежат к классу литотрофных экосистем⁴⁴, имеющих продуцентами автолитотрофные прокариотные сообщества. С большой долей вероятности можно заключить, что своеобразие бентосной биоты этих бассейнов имеет трофическую, а не широтную и климатическую природу, как это принято считать. Появление и эволюция этих экосистем тесно связана с геологическими явлениями, в первую очередь с процессами рифтогенеза и последующими тектоническими событиями в развитии этих бассейнов.

При сравнении с другими эпохами палеозоя, так же как и с современной географией, обращают на себя внимание размеры этой системы черносланцевых бассейнов Северо-Востока Азии (свыше 2.5 млн кв. км в современном срезе), а также продолжительность ее существования – большая часть каменноугольного и весь пермский периоды (свыше 70 млн лет). Еще более поразительно то, что распространение аналогичных систем не ограничено территорией Северо-Востока Азии. Подобные бассейны существовали и за его пределами. Особенно широко, по-видимому, они были представлены в Гондване. Здесь их реликты можно найти в разрезах Патагонии, Новой Зеландии, Австралии. В этих регионах присутствуют и мощные терригенные комплексы пассивной окраины, которые можно сравнить с верхоянским комплексом, и черносланцевые комплексы с микститами, и толщи прокариотных сероводородистых известняков, тождественных колымо-омолонским. Наконец, что более всего подтверждает справедливость этих сравнений, наблюдается поразительное сходство одновозрастных экосистем, среди которых отчетливо проявлены аналоги верхоянского и колымо-омолонского типов сообществ. Они имеют сходную структуру и представлены морфологически близкими, вплоть до тождественных, но, по-видимому, не родственными, а параллельно развивавшимися таксонами. Можно полагать, что позднепалеозойские процессы, хорошо представленные в пределах Северо-Востока Азии, не были ограничены этой территорией, но имели субглобльное распространение.

Таким образом, биогеография морского бентоса позднепалеозойской биосферы контролировалась, в первую очередь, структурным положением бассейнов обитания соответствующих сообществ. В пределах эпиконтинентальных шельфовых морей существовали фототрофные экосистемы, в биотопах, приуроченных к глубоководным черносланцевым бассейнам, – литотрофные экосистемы.

Позднепалеозойская эпоха известна как время широко проявленного герцинского орогенеза, определившего, как принято считать, существенную дифференциацию позднепалеозойской географии. По-видимому, не менее значимая роль в этом сценарии принадлежит и процессам растяжения, с которыми связано образование обширных систем глубоководных бассейнов и свойственных им специфических экосистем. На Северо-Востоке Азии, где соответствующие свидетельства сохранились наиболее полно, эти процессы обусловили деструкцию эпиплатформенных среднепалеозойских бассейнов Северо-Азиатского континента (Ангариды). В Южном полушарии с аналогичными событиями, по-видимому, можно связывать начало распада Гондваны, т.е. значительно ранее, чем это принято считать.

Благодарности. Прежде всего, хочется высказать слова благодарности уже ушедшим из жизни коллегам М.Л. Гельману (СВКНИИ, Магадан) и М.К. Косько (Севморгео, С.-Петербург), принимавшим заинтересованное участие в обсуждении проблем, поднятых в статье. Глубокую признательнось автор выражает своим товарищам и соратникам в полевых исследованиях – А.С. Бякову, И.Л. Ведерникову, Ю.И. Иванову, Н.И. Караваевой, Е.В. Колесову, Т.В. Филимоновой, во многом способствовавшим успехам совместных экспедиций. Следует высказать громадную благодарность Н.В. Горьковой за объемную, кропотливую помощь в работе с электронным микроскопом. Необходимо отметить важный вклад зарубежных коллег Брюса Воотерхауза (Новая Зеландия) и Артуро Табоадо (Аргентина), познакомивших автора с некоторыми разрезами верхнепалеозойских отложений Гондваны. Наконец, автор блгодарит своих рецензентов Г.А. Беленицкую и Р.В. Кутугина за внимательное прочтение рукописи и внесенные коррективы. Автор благодарен членам редколлегии журнала, в первую очередь Н.В. Сенникову, за предложенные поправки к работе, оказавшиеся весьма полезными.

Источники финансирования. Работа выполнена по теме государственного задания ГИН РАН.