К вопросу об уточнении зонального деления по диноцистам палеоцен-эоценовых отложений Западной Сибири

УДК 551.35:551.781

К ВОПРОСУ ОБ УТОЧНЕНИИ ЗОНАЛЬНОГО ДЕЛЕНИЯ ПО ДИНОЦИСТАМ ПАЛЕОЦЕН-ЭОЦЕНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

ЗАПАДНОЙ СИБИРИ

А.И. Яковлева, Г.Н. Александрова

Геологический институт РАН, Москва Поступила в редакцию 17.05.12

Предложен новый, уточненный вариант палеоцен-эоценовой зональной шкалы по дино-цистам Западной Сибири. Он содержит 21 биостратон в ранге диноцистовых зон и слоев; проведены сравнение и корреляция с зональными шкалами Западной Европы и Перитетиса, уточнены стратиграфические интервалы западносибирских биостратонов. Талицкий горизонт имеет датско-зеландский возраст; люлинворский горизонт датирован танетом—терминальным ипром; расположенные между люлинворским и тавдинским горизонтами и отделенные от них стратиграфическими перерывами «русско-полянские» слои предположительно соответствуют середине лютета; тавдинский горизонт датируется концом лютета—поздним приабоном.

Ключевые слова: Западная Сибирь, стратиграфия, палеоцен, эоцен, зональная шкала, ди-ноцисты.

Палеогеновые отложения широко распространены на территории Западной Сибири и достигают мощности 800 м. В палеогене этот регион представлял собой обширный бассейн осадконакопления, в различных частях которого формировались морские, прибрежные и континентальные отложения. Пионерами изучения палеогена в Западной Сибири были А.П. Карпинский и Н.К. Высоцкий, которые предложили первые для этого региона стратиграфические схемы палеогена. Начиная с 40—50-х гг. прошлого века, в связи с началом нефтепоисковых работ и бурением опорных скважин, важную роль в изучении палеогена Западной Сибири и восточного склона Урала сыграли Н.Н. Субботина, Ф.Г. Гу-рари, Р.Х. Липман, В.А. Мартынов, И.Г. Зальцман, С.Б. Шацкий, Т.И. Осыко, З.И. Глезер, Э.Н. Киссель-ман, А.В. Кривенцов и многие другие специалисты.

По типу отложений С.Б. Шацкий (1978) выделил в Западной Сибири 9 структурно-фациальных зон: 1) Ханты-Мансийская (= Центральная), характеризующаяся наиболее полными разрезами морского и континентального палеогена; 2) Пур-Тазовская с при-брежно-морскими и континентальными отложениями; 3) Зауральская зона с морским палеогеном; 4) На-рымская с разнофациальными (морскими и континентальными) отложениями; 5) Притомская, характеризующаяся сокращенным разрезом морского палеогена и развитием континентальных фаций; 6) Кулундино-Барабинская, с двумя подзонами: Ишим-ской и Барабинской; 7) Предалтайская с континентальными фациями; 8) Приказахстанская; 9) Приени-сейская, на большей части которой палеоген отсутствует или представлен в основном континентальными

фациями. В дальнейшем границы и названия зон были уточнены (Унифицированные..., 2001) (рис. 1).

На Тюменском межведомственном совещании 1976 г. по доработке и уточнению унифицированной и корреляционной стратиграфических схем Западно-Сибирской равнины были приняты следующие горизонты: 1) талицкий (с подразделением на нижне-и верхнеталицкий подгоризонты); 2) люлинворский (нижне-, средне- и верхнелюлинворский подгоризонты); 3) тавдинский (нижний и верхний); 4) атлым-ский; 5) новомихайловский; 6) журавский.

В морском разрезе севера и центральной части Западной Сибири (снизу вверх) (рис. 2) установлены талицкая, серовская, ирбитская, нюрольская и тавдинская свиты (Гроссгейм, Коробков, 1975).

Талицкая свита (Алескерова, Осыко, 1956) представлена в основании темно-серыми алевритисты-ми, иногда опоковидными глинами; ее максимальная мощность 100 м. В стратотипическом разрезе (Тали-ца, Свердловский р-он) она представлена песчаными глинами с частыми прослоями кварц-глауконитово-го песка. Талицкая свита с литологическим несогласием перекрывает меловую ганькинскую свиту. В зауральской части бассейна талицкая свита замещается по латерали марсятской и ивдельской свитами.

Серовская свита (Еремеева и др., 1956) сложена серыми и темно-серыми опоковидными глинами, иногда с прослоями опок. Нижняя часть свиты иногда состоит из опок и опоковидных глин с кварц-глау-конитовой галькой.

Ирбитская свита (Сигов, 1956) представлена серыми глинами, диатомитами и алевритистыми глинами. В западных районах Ханты-Мансийской зоны

Рис. 1. Схема структурно-фациального районирования отложений палеогена Западно-Сибир^ ской равнины, по

диатомиты замещаются серыми опоковидными глинами с редкими прослоями диатомитов.

Нюрольская свита (Шацкий и др., 1973) представлена желтовато-зелеными, зеленовато-желтыми, иногда опоковидными глинами, с редкими включениями алевролита и вкраплениями пирита.

В восточных и юго-восточных районах Западно-Сибирской равнины, где содержание кремнезема уменьшается, три свиты (серовская, ирбитская и нюрольская) замещаются одновозрастной люлинвор-ской свитой (Шацкий, 1978). Люлинворская свита (~ 250 м мощности), выделенная П.Ф. Ли в 1956 г., сложена серыми опоковидными глинами и опоками с подчиненными прослоями песчаников и алевролитов. Свита подразделяется на нижне- и верхнелю-линворскую подсвиты.

Тавдинская свита (Ростовцев, 1955) сложена серовато-зелеными и зелеными алеврити-стыми и песчаными глинами. Свита подразделяется на две подсвиты: 1) нижняя подсви-та представлена серовато-зелеными алевритистыми глинами с линзами алевролита; часто включает базальный горизонт гравия и гальки; 2) верхняя подсвита состоит из серовато-желто-зеленых глин с линзами алевролита.

С самого начала изучение стратиграфии палеогена Западной Сибири развивалось по пути разработки местных и региональных подразделений и попыток их корреляции с подразделениями из других регионов (Шацкий, 1978). Однако в силу недостаточно полного биостратиграфического наполнения унифицированной части региональной стратиграфической шкалы, связанного с неблагоприятными биономиче-скими условиями палеогенового бассейна Западной Сибири, определение точного возраста западносибирских литострато-нов, установление их времен-ньк и пространственных соотношений, а также проведение межрегиональных корреляций сталкивались с определенными трудностями. Так, широкое развитие бескарбонатных фаций в палеоцене и эоцене в Западной Сибири практически исключает использование таких стратиграфически важных групп, как известковый нанопланктон и планктонные фораминиферы. Первыми группами морских микрофоссилий, активно изучавшимися в различных частях Западной Сибири и применявшимися в решении вопросов региональной стратиграфии, были радиолярии, диатомеи и силикофлагеллаты (Бочков, 1978; Глезер, 1961, 1974, 1978; Горбовец, 1978; Козлова, Горбовец, 1966; Козлова, Стрельникова, 1984; Лип-ман, 1975; Рубина, Дрознес, 1961). Тем не менее, несмотря на большой объем изученного материала и выявления последовательной смены комплексов кремневого микропланктона, все эти группы в своем распространении ограничены лишь отдельными интервалами палеогенового разреза. В последние 25 лет в детальной биостратиграфии Западной Сибири особую роль приобрели цисты динофлагеллат — груп-

па органикостенных микрофоссилий, отличающихся быстрыми темпами морфологической эволюции, большим морфологическим разнообразием и, что особенно важно, распространением по всему морскому разрезу (Ахметьев и др., 2001, 2004а, 20046; Бакиева, 2003, 2005; Васильева, 1990; Васильева и др., 2001; Ильина и др., 1994; Кулькова, 1987, 1988; Кулькова, Шацкий, 1990; Iakovleva, 2000; Iakovleva, Kulkova, 2001, 2003; Iakovleva, Heilmann-Clausen, 2010).

Первые попытки зонального расчленения палеогеновых отложений по цистам динофлагеллат (ди-ноцистам) были осуществлены в Западной Европе (Caro, 1973; Châteauneuf, Gruas-Cavagnetto, 1978; Costa, Downie, 1976). Несколько позднее появились относительно детальные (на тот момент времени) зональные диноцистовые шкалы для отдельных регионов с частичной или полной калибровкой со шкалами по известковому нанопланктону (Андреева-Григорович, 1984, 1985; Costa, Manum, 1988; de Coninck, 1991; Heilmann-Clausen, 1988; Köthe, 1990). В 1992 г. A. Па-уэлл (Powell, 1992) обобщил данные по изучению палеогеновых диноцист в Западной Европе и предложил компиляционную зональную шкалу с прямой или косвенной калибровкой со шкалами по нанопланктону Мартини (Martini, 1971) и планктонным фораминиферам (Berggren, 1972; Blow, 1969). Позднее детальные данные по изучению палеогеновых ди-нофлагеллят были получены в некоторых районах Западной Европы (Германия: Köthe, 2003; Северное море: Mudge, Bujak, 1994, 1996). В течение последних 10 лет были опубликованы новые данные по стратиграфическому распространению палеоцен-эоце-новых диноцист в Западной Гренландии (N0hr-Han-sen, 2003), эоцен-олигоценовых диноцист в Норвежском море (Eldrett et al., 2004) и олигоценовых диноцист в Северном море (Van Simayes et al., 2004). Следует отметить, что до настоящего момента не существует общей зональной шкалы по диноцистам палеогена. Многие авторы отмечают климатический и широтный контроль над стратиграфическим распределением таксонов в палеогене (Williams et al., 2004). Как следствие предлагаются отдельные шкалы для низких, средних и высоких широт в Южном и Северном полушариях земного шара (Williams et al., 2004).

Первая зональная шкала по диноцистам для территории юга бывшего СССР (Карпаты, Крымско-Кавказская обл., Прикаспий) была создана А.С. Андреевой-Григорович (1991, 1994). Эта шкала в дальнейшем, наряду с западноевропейскими шкалами, послужила основой для выявления диноцистовых зон палеоцена—эоцена в Западной Сибири и Южном Зауралье. Что касается Западной Сибири, то здесь начало стратиграфическим исследованиям палеогеновых диноцист было положено И.А. Кулько-вой, которая в сотрудничестве с С.Б. Шацким предложила первый вариант региональной диноцистовой шкалы (Ильина и др., 1994; Кулькова, 1987; Кулькова, Шацкий, 1990).

В 2001 г. большим коллективом авторов (Ахметьев и др., 2001) был предложен новый вариант региональной части стратиграфической схемы морского палеогена Западно-Сибирской плиты (рис. 2), разработанный на основе изучения макро- и мик-рофоссилий (цист динофлагеллат, диатомовых водорослей и силикофлагеллат, радиолярий, бентос-ных фораминифер, эласмобранхий, остракод, спор и пыльцы наземных растений), который послужил основой для принятой в том же году региональной унифицированной шкалы палеогена Западной Сибири (Унифицированная..., 2001). В этой работе были приведены уточненные данные о возрасте основных литостратонов палеогена Западной Сибири (талицкой свиты, люлинворского горизонта, тавдинской свиты и ее возрастных аналогов в краевых частях плиты), показано сопоставление зональных комплексов по различным группам микропланктона. Одновременно с этим в публикации Ахметьева и др. (2001) было отмечено, что в биостратиграфии морского палеогена Западной Сибири остается еще много нерешенных вопросов, требующих дополнительных исследований. В 2003 г. была опубликована очередная версия зонального деления палеоцен-эоценовых отложений Западной Сибири по диноцистам (1акоу1еуа, Ки1коуа, 2003). В течение последних 10 лет были продолжены исследования различных групп микрофоссилий из морских палеогеновых отложений Западной Сибири, Южного Зауралья и Северного Тургая, в том числе цист динофлагеллат (Ахметьев и др., 2004а, 2004б, 2010; Бакиева, 2003, 2005; Васильева и др., 2001; Васильева, Малышкина, 2008; Яковлева и др., 2012; 1акоу1еуа, Нейтапп-С1ашеп, 2010).

Полученные за последние годы авторами настоящей статьи новые данные о диноцистах в палеогене Западной Сибири, а также необходимость обсуждения некоторых возрастных границ региональных стратонов, которые остаются до настоящего момента дискуссионными, в свете современных достижений мировой детальной палеогеновой стратиграфии (в том числе диноцистовой) свидетельствуют о необходимости дальнейшего уточнения палеогеновой зональной шкалы по диноцистам Западной Сибири.

Материал и методы

Материалом (рис. 3) для исследования стратиграфического распределения диноцист послужили изученные непосредственно авторами настоящей статьи образцы из разрезов скважин № 011-БП (эоцен, Ача-ирский р-он Омской обл.); № 8 и 10 (палеоцен— низы среднего эоцена, Русско-Полянский р-он Омской обл.); № 9 (палеоцен, Новосибирская обл.); № 228 (палеоцен—эоцен, Печорская впадина); № 19-У (палеоцен—нижний эоцен, Усть-Манья, бассейн р. Северная Сосьва); № 29 и 30 (эоцен, бассейн р. Северная Сосьва); № 4 (палеоцен—эоцен, бассейн р. Васю-ган), № 11, 29 и 30 (палеоцен—эоцен, бассейн р. Пур).

Berggren, et al., 1995

Млн. лет

Хроны

Региональные биостратиграфические подразделения

Унифицированные 2001

Бассейны С. Сосьвы,

Пура и Васюгана (Iakovleva & Kulkova, _2003)_

Зауральский и Центральный районы Западной Сибири

Среднее и Южное Зуралье, Северный Тургай

Р19

s =

в

Диноцисты отсутствуют

Р18

слои с P. amoenum

pió

Charlesdowniea clathrata angulosa

Charlesdowniea clathrata angulosa

P15

37

38

39

40 —

PI 4

P13

Kisselevia ornata reticulata Wetzeliella irtyshensis

Rhombodinium porosum, R. draco, Areospheridium diktyoplocus

Kisselevia ornata

Rhombodinium porosum

Rhombodinium draco

41 —

P12

55

«

03

o X

5< с

Systematophora

placacantha, Wetzeliella ovalis

pu

— Ц

PIO

P9

P7

Charlesdowniea coleothrypa rotundata

Charlesdowniea coleothrypa

Charlesdowniea coleothrypa

s Я

P6

Dracodinium varielongitudum

Dracodinium varielongitudum

NP11

Dracodinium similis

Dracodinium simile

Wetz, meckelfeldensis ~ DeTl andrea öe"bi~fel deñsi s

Wetz, meckelfeldensis

слои с D. phosphoritica australis lata

Слои с Charlesdowniea clathrata

Слои с

Kisselevia omata reticulata / Soaniella granulata

[[[[Ш.Т.Т

Слои с Heteraulacacysta

porosa -Areosphaeridium arcuatum

Charlesdowniea

fasciata -Wetzeliella ovalis

Pentadinium laticinctum

Charlesdowniea coleothrypa

Dracodinium varielongitudum

Dracodinium simile

Wet/, meckelfeldensis

:cccn:n:irrrn

Defl. oebisfeldensis acme

P5

Apectodiniun augustum

Apectodiniun augustum

P4

P3

--bz/

__C28 I

— C29 I

= П

PI

Apectodiniun hyperacanthum

Apectodiniun hyperacanthum

Слои с Cerodinium speciosum glabrum - Fibrocysta bipolare

Alisocysta margarita

Alisocysta margarita

Deflandrea denticulata

ш

Alterbidinium circulum -Cerodinium speciosum

Cerodinium speciosum

слои с Cerodinium

medcalfii - Isabelidinium bakeri [[[[[[[[[[[[[[

i с Isabelidinium? viborgense

Alterbidinium circulum -Cerodinium speciosum

Spinidinium densispinatum

Cerodinium striatum

Cerodinium striatum

Carpatella cornuta

Phthanoperidinium amoenum

Charlesdowniea clathrata angulosa

Kisselevia ornata reticulata

Rhombodinium draco

Dracodinium varielongitudum

Dracodinium simile

Wetz, meckelfeldensis .................

Deflandrea oebisfeldensis_

Apectodiniun augustum

Apectodiniun hyperacanthum

Alisocysta margarita

Palaeoperidinium pyrophorum (abund.) Isabelidinium? viborgense

Alterbidinium circulum -Cerodinium speciosum

Cerodinium striatum

Senoniasphaera inornata

Carpatella cornuta

Подробное описание комплексов диноцист из вышеперечисленных разрезов приведено в работах: Iakovleva et al. (2000a, b, c); Iakovleva, Kulkova (2001, 2003); Ахметьев и др. (2004а); Орешкина и др. (2008); Iakovleva, Heilmann-Clausen (2010); Яковлева и др. (2011); Iakovleva (2011); Яковлева и др. (2012). Помимо соб-

ственных данных в настоящей статье учитываются результаты стратиграфического изучения диноцист из палеогеновых разрезов Западной Сибири и Зауралья, опубликованные за последние 20 лет (Амон и др., 2003; Ахметьев и др., 2004а, б; Бакиева, 2003, 2005; Беньямовский и др., 2002; Васильева, 1990, 1994,

Рис. 2. Сопоставление региональной унифицированной шкалы по диноцистам палеоцена—эоцена и ранее опубликованных вариантов

диноцистовых шкал для различных частей Западной Сибири

Rhombodinium longimanum ombodinium perforatum ilassiphora reticulata

Rhombodinium i Thalassiphora ri Charlesdowniea subsp. clathrata angulosa

Thalassiphora fenestrate

Thalassiphora reticulata

Charlesdowniea variabilis Heteraulacacysta porosa

Svalbardella sp.

Membranophoridium aspinatum Wetzeliella irtyschensis Kisselevia ornata

Rhombodinium porosum. Lentinia serrata Rhombodinium draco, Phthanoperidinium geminatum

Charlesdowniea clathrata subsp. angulosa

Kisselevia ornata

Rhombodinium porosum

, Diphyes ficusoides

Rhombodinium draco

Costacysta bucina, Cordosphaeridium cantharellus, Wilsonidium echinosuturatum, обильный Corrudinium incompositum

Слои с Costacysta bucina

Duosphaeridium nudum. Wetzeliella eocaenica, —, Eatonicysta ursulae 1 Hystrichosphaeropsis costae

, Areosphaeridium michoudii, Wetzeliella articulata brevicornuta i Areosphaeridium diktyoplokum, Thalassiphora dominiquei > Samlandia chlamydophora Charlesdowniea columna-group Ochetodinium romanum . Dracodinium politum, Dracodinium condylos

i Charlesdowniea coleothrypta, Wilsonidium ornatum, Wils. lineidentatum

Samlandia sp. 1 Iakovleva & Heilmann-Clausen

1 Dracodinium spA Iakovleva & Heilmann-Clausen

1 Dracodinium varielongitudum

i Dracodinium simile

Wetzeliella meckelfeldensis, W. lunaris

Wetzeliella astra-lobisca , Apectodinium augustum-n Wilsonidium pechoricum

1 A. hyperacanthum, A paniculatum, A. parvum, A. summissum Apectodinium homomorphum

Wetzeliella eocaenica

Areosphaeridium diktyoplokum

Ochetodinium romanum/ Charlesdowniea columna-group

Charlesdowniea coleothrypta

Dracodinium varielongitudum

Dracodinium simile

Wetzeliella meckelfeldensis

Wetzeliella astra Deflandrea oebisfeldensis

Apectodinium augustum

Apectodinium hyperacanthum

Deflandrea oebisfeldensis

, Alisocysta margarita

3 Alisocysta sp. 2 Heilmann-Clausen, Deflandrea denticulata -A Alisocysta margarita

Alisocysta margarita

r Isabelidinium? viborgense

Isabelidinium? viborgense

Alterbidinium circulum

Слои с Isabelidinium? viborgense

Слои с Alterbidinium circulum

Senoniasphaera inomata

Xenicodinium lubricum

Magallanesium essoi, Magallanesium densispinatum Carpatella cornuta, Senoniasphaera inornata

Слои с Senoniasphaera inornata

TCarpatella cornuta

2000, 2003, 2007а, б; Васильева, Малышкина, 2002, 2008; Васильева и др., 1989, 1994, 2001; Запорожец, 2011; Кулькова, 1987, 1988; Кулькова, Шацкий, 1990).

Абсолютный возраст биохронов взят нами из работ Х.-П. Лютербахера и др. (Luterbacher et al., 2004), Дж. Огга и А. Смита (Ogg, Smith, 2004), а также Дж. Огга и др. (Ogg et al., 2008). Следует отметить, что в отличие от ранее опубликованных работ по диноцистам Западной Сибири, в том числе и последней диноцистовой шкалы палеоцен-эоценовых отложений Западной Сибири (Iakovleva, Kulkova, 2003), в настоящей работе нами применяется методический подход, основанный на выявлении последовательности стратиграфически важных уровней диноцист (FO, LO и т.д.). Данный подход, широко используемый западными палинологами (Eldrett et al., 2004; Heilmann-Clausen, van Simaeys, 2005; Williams et al., 2004), в последние годы успешно вошел в практику изучения разрезов Перитетиса (Васильева, Мусатов, 2010; King et al., submitted) и позволяет более детально оценивать полноту разреза и выявлять скрытые стратиграфические перерывы. Возраст выделенных интервалов разрезов интерпретируется нами в виде нанопланктонных зон Мартини (Martini, 1971), при этом, учитывая отсутствие известкового нано-планктона в изучаемом материале из Западной Сибири, нанопланктонные зоны рассматриваются нами не как био-, а в качестве хронозон.

В связи с тем что наиболее подробный отбор керна, позволяющий в свою очередь наиболее детальное изучение диноцист, получен из разрезов скважин 8,10 и 011-БП Омского прогиба на юге Западной Сибири, эти скважины рассматриваются в настоящей работе в качестве опорных для большинства выявленных зон. Более того, для скважин 8, 10 и 011-БП (впервые для Западной Сибири) получены результаты палеомагнитных исследований, позволившие откалибровать палинологические и палеомагнитные данные и, таким образом, уточнить стратиграфический возраст подразделений (Гнибиденко, 2005, 2006а, б; Яковлева и др., 2011, 2012; Iakovleva, Heilmann-Clausen, 2010).

Результаты

Стратиграфическое распределение ключевых таксонов диноцист в изученных нами разрезах позволило на настоящий момент выявить 21 региональный биостратон в ранге зон или слоев по диноцистам (рис. 4, 5) для палеоцен-эоценового интервала морского разреза Западной Сибири. Выявленные в Западной Сибири диноцистовые зоны большей частью являются аналогами зон, установленных в различных бассейнах Северо-Западной Европы (Costa, Ma-num, 1988; Heilmann-Clausen, 1988; Heilmann-Clausen,

Costa, 1989; de Coninck, 1991; Powell, 1992; Mudge, Bujak, 1994, 1996; Kothe, 2003), а также на юге бывшего СССР (Андреева-Григорович, 1991). Для выявленный в настоящей работе зон нами указаны интервалы глубин в опорных разрезах.

Слои с Senoniasphaera inornata. Основание слоев: первые появления Carpatella cornuta и Senoniasphaera inornata. Верхняя граница зоны условно проводится по последнему присутствию S. inornata.

Внутри слоев последователыно появляются Magal-lanesium essoi, M. densispinatum, Xenicodinium lubricum.

Слои выявлены нами в отложениях марсятской свиты (скв. 19-У Усты-Маныя, бассейн р. Северная Сосыва, инт. 184,0-186,0 м).

По данным О.Н. Василыевой (Василыева, 2003; Василыева и др., 2001), интервал талицкой свиты с комплексом диноцист, содержащим виды Carpatella cornuta, Senoniasphaera inornata и Damassadinium ca-lifornicum, обнаружен в Среднем Зауралые в скважинах ЛД-1, 18-А, Еланы-8, 91 и обнажении Лозывин-ская пристаны в Северном Зауралые (Василыева, 1990).

Выявленные в Западной Сибири слои с Senoniasphaera inornata соответствуют одноименной зоне шкалы1 Северного моря (Mudge, Bujak, 1996), подзоне Senoniasphaera inornata из формации "Danian Limestone" в Датском бассейне (Hansen, 1977, 1979). Стратиграфический интервал распространения вида S. inornata в разрезах Дании и Северного моря соответствует нанопланктонным зонам NP1—NP3 (Martini, 1971). Вид Xenicodinium lubricum, согласно Luterbacher et al. (2004), впервые появляется на границе нанопланктонных зон NP2 и NP3. В связи с тем, что на настоящий момент времени верхняя граница слоев с S. inornata в Западной Сибири проводится (в связи с недостаточным количеством фактического материала) достаточно условно, стратиграфический интервал этих слоев в данном регионе соответствует данию (предположителыно ~ 63,2—65,5 Ma; хроны C28—C29).

Слои с Alterbidinium circulum. Основание слоев: первое появление вида Alterbidinium circulum. Верхняя граница проводится по последнему присутствию Alterbidinium circulum.

Слои выявлены нами в отложениях талицкой свиты в обнажении 13 (гора Пионерская, г. Ханты-Мансийск, материалы Р.Б. Крапивнера).

По данным О.Н. Василыевой (1990, 2003, 2010), интервал талицкой свиты с комплексом Alterbidini-um circulum выявлен в разрезе Лозывинской пристани, скважинах ЛД-1 (р. Тура) и ИГ-32 (с. Новопетропавловское) в Зауралыской зоне Западной Сибири. По данным Л.Б. Бакиевой (2005), этот же интервал талицкой свиты известен из скв. 25 (Северо-Сосы-винская возвышенно сты).

Рис. 4. Последовательность основных диноцистовых событий и основанная на ней предлагаемая детализированная зональная шкала

палеоцена—эоцена по диноцистам для Западной Сибири

Омский прогиб

Комплекс диноцист с Alterbidinium circulum описан из зоны Viborg-1 из терминальной части датских известняков формации "Danian Limestone" (Heilmann-Clausen, 1985), а также из верхов цыгановской свиты Северного Прикаспия (Васильева, Мусатов, 2010). При этом в Северном Прикаспии (Новоузнен-ская опорная скважина) зональный комплекс Alterbidinium circulum выявлен в нижней части зоны NP4 (Васильева, Мусатов, 2010). Согласно Х.-П. Лютер-бахеру и др. (Luterbacher et al., 2004), первое появление (FO) вида Alterbidinium circulum соответствует средней части нанопланктонной зоны NP4. Учитывая, что современное положение границы дания и зеландия приурочено к терминальным частям зоны NP4 по нанопланктону и зоны Р3а по планктонным фораминиферам, диапазон распространения Alterbidinium circulum можно ограничить датским ярусом. Этот вид появляется в Европе в низах диноцистовой зоны D3 из компиляционной шкалы (Costa, Manum, 1988). Таким образом, интервал талицкой свиты, содержащий слои с Al. сirculum, соответствует части дания (~ 61,1—61,7 Ma, хрон C26, интервал нанопланктонной зоны NP4).

ÑëOи с Isabelidinium? viborgense. Характеризуются комплексом диноцист, содержащим стратиграфически важные виды Isabelidinium? viborgense, Magal-lanesium essoi, Palaeoperidinium pyrophorum и Magal-lanesium densispinatum.

Слои с Isabelidinium? viborgense выявлены нами в отложениях талицкой свиты: скв. 8, Русско-По-лянский р-он Омской обл. (инт. 270,4—269,3 м), а также в скв. 2, 1к (г. Ханты-Мансийск) и обнажении 13 (гора Пионерская, г. Ханты-Мансийск, материалы Р.Б. Крапивнера).

По ранее опубликованным данным, зональный комплекс с Isabelidinium? viborgense выявлен в верхах талицкой свиты в бассейне Северной Сосьвы (скв. 25) (Бакиева, 2005) и Южном Зауралье (скв. 11-н, ИГ-32) (Васильева, 2007а; Васильева и др., 2001).

Выявленные в Западной Сибири слои с Isabeli-dinium? viborgense соответствуют одноименной подзоне Isabelidinium? viborgense (P3b) шкалы Северного моря (Mudge, Bujak, 1996) и части зоны Viborg 2 в Датском бассейне (Heilmann-Clausen, 1985, 1994), которая сопоставляется со средней частью зоны NP5 по нанопланктону. Учитывая палеомагнитные данные, полученные для скв. № 8 из Русско-Полянско-го р-она (Яковлева и др., 2012), возрастной интервал слоев с Isabelidinium? viborgense в Западной Сибири датируется серединой зеландия (~ 59,0—60,5 Ma; часть хрона C26r, часть зоны NP5 по нанопланктону).

Зона Alisocysta margarita. Основание зоны: первое появление Deflandrea denticulata. Верхняя граница зоны проводится по первому появлению Apectodinium homomorphum.

В основании зоны помимо зонального вида также появляется Alisocysta sp. 2 Heilmann-Clausen. Внутри зоны появляется Deflandrea oebisfeldensis и исчезает Alisocysta margarita. Характерные таксоны зоны — Conneximura fimbriata, Melitasphaeridium pseudore-curvatum, Palaeotetradinium minusculum, Alterbidinium rugulum и Areoligera gippingensis.

Зона Alisocysta margarita выявлена в кыршорской свите (скв. 228, Печорская впадина), серовской свите (скв. 19-У Усть-Манья, бассейн р. Северная Сосьва; скв. 11, 29, 32, бассейн р. Пур; скв. 4, бассейн р. Ва-сюган) и нижнелюлинворской подсвите (скв. 8, инт. 263,2—269,2 м; скв. 10, Русско-Полянский р-он Омской обл.).

Интервал, содержащий комплекс зоны Alisocysta margarita, известен также в серовской свите скв. К-14 (в качестве зоны Deflandrea denticulata; север Кон-динской низменности) (Бакиева, 2005), першинских слоях Южного Зауралья (Курганская обл.) (Васильева и др., 2001), соколовской толще Северного Тургая (Iakovleva et al., 2001; Radionova et al., 2001).

Выявленная в Западной Сибири зона Alisocysta margarita соответствует одноименной зоне Южной Англии (Powell et al., 1996), интервалу зоны Viborg-4 — низам зоны Viborg-5 в Дании (Heilmann-Clausen, 1985), а также (особенно в случаях обилия вида Areoligera gippingensis) зонам P5a-b шкалы Северного моря (Mudge, Bujak, 1994). В разрезе Соколовский Северного Тургая (Radionova et al., 2001) интервал зоны A. margarita частично скалиброван с нанопланктон-ной зоной NP8 шкалы Martini (1971). Учитывая па-леомагнитные данные, полученные для скв. 8 и 10 Русско-Полянского р-она Омской обл. (Яковлева и др., 2012), возрастной интервал зоны A. margarita в Западной Сибири, как и в Северо-Западной Европе, соответствует части танета (~ 56,5—58,5 Ma; часть хрона C25, зоны NP7—NP8 по нанопланктону).

Зона Apectodinium hyperacanthum. Основание зоны: первое появление вида Apectodinium homomorphum. Верхняя граница проводится по первому появлению вида Apectodinium augustum.

В низах зоны появляется вид Apectodinium quin-quelatum, выше по разрезу появляются Muratodini-um fimbriatum и Apectodinium hyperacanthum.

Зона выявлена в кыршорской свите (скв. 228, Печорская впадина, инт. 282,5—286,0 м), серовской свите (скв. 19-У Усть-Манья, бассейн р. Северная Сосьва; скв. 11, бассейн р. Пур; скв. 4, бассейн р. Ва-сюган) и нижнелюлинворской подсвите (скв. 9, Новосибирская обл.).

Интервал зоны A. hyperacanthum известен также в серовской свите Южного Зауралья (Васильева, 2007а) и полосатой толще разреза Соколовский (Iakovleva et al., 2001; Radionova et al., 2001).

Выявленная в Западной Сибири зона A. hype-racanthum соответствует одноименной зоне Южной

Рис. 5. Схема сопоставления региональных литостратонов Западной Сибири и Печорской впадины

Англии (Powell et al., 1996), зоне Viborg-5 в Дании (Heilmann-Clausen, 1985), интервалу подзоны D4c ком-пиляционной шкалы1 Северо-Западной Европы (Costa, Manum, 1988), зоне P6a шкалы Северного моря (Mudge, Bujak, 1994). Согласно (Powell, 1992) и Luter-bacher et al. (2004), интервал зоны A. hyperacanthum соответствует части нанопланктонной зоны NP9 и датируется поздним танетом (~ 55,8—56,5 Ma; верхи хрона С25 — часть хрона C24).

Зона Apectodinium augustum. Основание зоны: первое появление Apectodinium augustum. Верхняя граница проводится по последнему стратиграфическому присутствию A. augustum.

В низах зоны, помимо вида-индекса, появляются виды Wilsonidium pechoricum, Apectodinium summissum, A. parvum, A. paniculatum.

Зона выявлена в кровле кыршорской свиты (скв. 228, Печорская впадина), в ирбитской свите (скв. 19-У Усть-Манья, бассейн р. Северная Сосьва; скв. 4, бассейн р. Васюган) и верхнелюлинворской подсвите в скв. 8 и 10 (инт. 231,7—237,0 м) Русско-Полянского р-она Омской обл.

Зона Apectodinium augustum известна также в разрезах Среднего Зауралья (Васильева, Малышки-на, 2002) и Северного Тургая (Васильева, 2007а, б; Iakovleva et al., 2001; Radionova et al., 2001).

Выявленная в Западной Сибири зона Apectodi-nium augustum соответствует одноименной зоне Южной Англии (Powell et al., 1996), подзоне D5a шкалы Costa, Manum (1988), зоне Viborg-6 в Дании (HeilmannClausen, 1985) и подзоне P6b шкалы Северного Моря (Mudge, Bujak, 1994). Согласно данным Крауч и др. (Crouch et al., 2001), интервал зоны Apectodinium augus-tum в глобальном плане четко соответствует геологически короткому (~ 150—170 тыс. лет, Röhl et al., 2007) событию PETM (палеоцен-эоценовый термический максимум, ~ 55,6—55,8 Ma) и глобальному событию CIE (негативному сдвигу изотопного состава углерода). Возраст зоны Apectodinium augustum: ~ 55,6—55,8 Ma; часть хрона С24.

Зона Deflandrea oebisfeldensis. Основание зоны проводится по исчезновению видов A. augustum и W. pechoricum, а также большинства других видов рода Apectodinium. Верхняя граница зоны проводится по появлению Wetzeliella astra.

Зона Deflandrea oebisfeldensis в Западной Сибири характеризуется обилием (акме) вида Deflandrea oebisfeldensis или группы Glaphyrocysta/Areoligera spp., интервал зоны зачастую отмечен значительным количеством вида Hystrichosphaeridium tubiferum. Вместе с тем иногда уровню акме Deflandrea oebisfeldensis отвечает общее обеднение таксономического состава комплекса диноцист.

Зона Deflandrea oebisfeldensis выявлена в низах воравожской свиты (скв. 228, Печорская впадина) и в верхнелюлинворской подсвите в скв. 8 и 10 (инт. 229,1—231,7 м) Русско-Полянского р-она Омской обл.

Зона Deflandrea oebisfeldensis известна также в ир-битской свите на севере Кондинской низменности (Бакиева, 2005) и в Южном Зауралье (Васильева, 2007б).

Выявленная в Западной Сибири зона Defland-rea oebisfeldensis соответствует одноименной зоне Западной Европы (Powell, 1992), зоне Viborg-7 Дании (Heilmann-Clausen, 1985), подзонам E1b-c шкалы Северного Моря (Mudge, Bujak, 1996), подзоне D5b ком-пиляционной шкалы Costa, Manum (1988), зоне Gla-phyrocysta ordinata Южной Англии (Powell et al., 1996) и может быть отнесена к так называемому инициальному эоцену (~ 55,3—55,6 Ma, часть хрона C24, часть нанопланктонной зоны NP10).

Зона Wetzeliella astra. Основание зоны проводится по первому появлению Wetzeliella astra. Верхняя граница зоны устанавливается по первому появлению Wetzeliella meckelfeldensis.

Зона Wetzeliella astra выявлена в верхнелюлинворской подсвите скв. 10 (инт. 228,8—229,1 м) Русско-Полянского р-она Омской обл.

Выявленная в Западной Сибири зона Wetzeliel-la astra соответствует одноименной зоне Западной Европы (Costa et al., 1978; Powell, 1992; Powell et al., 1996), зоне D6a компиляционной шкалы Costa, Manum (1988) и подзоне D6na шкалы Северной Германии (Köthe, 2003), что указывает на инициально ипрский возраст (ипр s.s., ~ 54,0—55,3 Ma, часть хрона C24).

Зона Wetzeliella meckelfeldensis. Основание зоны проводится по первому появлению Wetzeliella meckelfeldensis. Верхняя граница зоны устанавливается по первому появлению Dracodinium simile.

В низах зоны, помимо вида-индекса, появляются Wetzeliella lunaris, Deflandrea phosphoritica и Oper-culodinium nanaconulum.

Зона W. meckelfeldensis выявлена в воравожской свите (скв. 228, Печорская впадина), ирбитской свите (скв. 32, бассейн р. Пур) и в верхнелюлинворской подсвите в скв. 8 и 10 (инт. 228,7—228,8 м) Русско-Полянского р-она Омской обл.

Зона W. meckelfeldensis известна также в ирбитской свите на севере Кондинской низменности (Ба-киева, 2005), а также в ирбитской свите и полосатой толще Южного Зауралья и Северного Тургая (Васильева, 2007б; Iakovleva et al., 2001; Radionova et al., 2001).

Выявленная в Западной Сибири зона W. meckel-feldensis является эквивалентом одноименной зоны Западной Европы (Châteauneuf, Gruas-Cavagnetto, 1978; Powell, 1992), частично соответствует подзоне D6b компиляционной шкалы Северо-Западной Европы (Costa, Manum, 1988), а также подзоне E2a шкалы Северного Моря (Mudge, Bujak, 1996). Согласно А.С. Андреевой-Григорович (1991), Пауэллу (Powell, 1992), интервал зоны W. meckelfeldensis соответствует верхам зоны NP10 — основанию зоны NP11 по нанопланк-тону и датируется ранним ипром (часть хрона С24, ~ 53,7—54,0 Ma).

Çîià Dracodinium simile. Основание зоны проводится по первому появлению Dracodinium simile. Верхняя граница зоны устанавливается по первому появлению Dracodinium varielongitudum.

Зона выявлена в ирбитской свите (скв. 32, бассейн р. Пур) и верхнелюлинворской подсвите в скв. 8 и 10 (инт. 224,7—228,7 м) Русско-Полянского р-она Омской обл.

Зона Dracodinium simile известна также в люлин-ворской свите на правобережье Оби (Бакиева, 2005) и качарской толще Северного Тургая (Васильева, 20076).

Выявленная в Западной Сибири зона Dracodinium simile является эквивалентом одноименной зоны из компиляционной шкалы Западной Европы (Powell, 1992), соответствует подзоне D7а компиляционной шкалы Северо-Западной Европы (Costa, Ma-num, 1988) и частично соответствует зоне Dracodinium simile в шкале Бельгийского бассейна (de Coninck,

1991). На основании калибровок первого появления вида Dracodinium simile с известковым нанопланкто-ном из разрезов карбонатного типа (Luterbacher et al., 2004; King et al., submitted) интервал зоны Dracodi-nium simile соответствует низам нанопланктонной зоны NP11 и датируется частью раннего ипра (часть хрона С24, ~ 53,4—53,7 Ma).

Çîià Dracodinium varielongitudum. Основание зоны проводится по первому появлению Dracodinium va-rilongitudum. Верхняя граница зоны проводится по первому появлению Charlesdowniea coleothrypta.

Внутри зоны последовательно появляются Wet-zeliella samlandica, Wetzeliella aff. articulata-group, Dracodinium sp. 1 sensu Iakovleva et Heilmann-Clausen, Heteraulacacysta everriculata, Wilsonidium tabulatum, Samlandia sp. 1 sensu Iakovleva et Heilmann-Clausen, Cerebrocysta bartonensis, Wetzeliella articulata.

Зона выявлена в воравожской свите (скв. 228, Печорская впадина), в ирбитской свите (скв. 19-У Усть-Манья, скв. 29, 30, бассейн р. Северная Сосьва; скв. 11, 29, 32, бассейн р. Пур; скв. 4, бассейн р. Ва-сюган) и верхнелюлинворской подсвите в скв. 8 и 10 (инт. 217,8—224,7 м) Русско-Полянского р-она Омской обл.

Зона D. varielongitudum известна также в ирбитской свите в Обь-Иртышском междуречье (скв. 37) (Кулькова, 1987) и на севере Кондинской низменности и междуречья Хагасьюган—Обь (Бакиева, 2005) и качарской толще Северного Тургая (Васильева, 2007б).

Выявленная в Западной Сибири зона Dr. varie-longitudum является аналогом одноименной зоны из компиляционной шкалы Западной Европы (Powell,

1992), подзоны D7b из компиляционной шкалы Costa, Manum (1988) и шкалы Северной Германии (Kö-the, 2003), частично соответствует зоне D. varielon-gitudum в Бельгийском бассейне (De Coninck, 1991), а также эквивалентна стратиграфическому интервалу зоны LC-2 в Англии (Bujak et al., 1980). Со-

гласно последним данным калибровок с известковым нанопланкгоном в Восточном Перитетисе (King et al., submitted), первое появление вида D. varielongitudum практически совпадает с основанием нано-планктонной зоны NP12. C учетом имеющихся па-леомагнитных данных по материалам скв. 8 и 10 в Омской области, стратиграфический интервал зоны Dr. varielongitudum соответствует среднему ипру в пределах хрона C24n (~ 52,6—53,4 Ma).

Зона Charlesdowniea coleothrypta. Основание зоны проводится по первому появлению Charlesdowniea coleothrypta. Верхняя граница зоны проводится по первому появлению Ochetodinium romanum.

В основании зоны, помимо вида-индекса, появляются Wilsonidium ornatum, Wilsonidinium linei-dentatum, Diphyes ficusoides, Diphyes pseudoficusoides, Charlesdowniea tenuivirgula, Areoligera sentosa-group, Membranilarnacia compressa, Pentadinium laticinctum. В основании зоны исчезает Deflandrea oebisfeldensis.

Внутри зоны последовательно появляются Eato-nicysta ursulae, Dracodinium politum, Dracodinium con-dylos, Wetzeliella coronata, Rhombodinium glabrum, Areoligera undulata, Pentadinium favatum, Pentadinium goniferum.

Зона Ch. coleothrypta выявлена нами в воравожской свите (скв. 228, Печорская впадина), в нюроль-ской свите (скв. 29, 30, бассейн р. Северная Сосьва; скв. 11, 29, 32, бассейн р. Пур; скв. 4, бассейн р. Ва-сюган) и верхнелюлинворской подсвите в скв. 8, 10 (инт. 195,0—217,8 м) Русско-Полянского р-она и 011-БП Омской обл.

Зона известна также в нюрольской свите Обь-Иртышского междуречья (скв. 37) (Кулькова, 1987), люлинворском горизонте на севере Кондинской низменности (Бакиева, 2005), в Новосибирской обл. (скв. 9, Ахметьев и др., 2004а) и Южном Зауралье (Васильева, 1990; 2007б).

Выявленная в Западной Сибири зона Ch. coleothrypta является аналогом одноименной зоны из компиляционной шкалы Западной Европы (Powell, 1992) и шкалы Датского бассейна (Heilmann-Clausen, Costa, 1989), части зоны D8 компиляционной шкалы Северо-Западной Европы (Costa, Manum, 1988). Согласно Х.-П. Лютербахеру и др. (Luterbacher et al., 2004) и новым данным из Восточного Перитетиса (King et al., submitted), первое появление Ch. coleothrypta имеет место в начале срединной части зоны NP12 по нанопланктону, а первое появление Dr. politum соответствует срединной части зоны NP12. С учетом полученных для скважин Омского прогиба палеомаг-нитных данных стратиграфический интервал зоны Ch. coleothrypta в Западной Сибири — средний ипр (часть хронов C23r—C23n, ~ 51,8—52,6 Ma).

Зона Ochetodinium romanum/Charlesdowniea colum-na-group. Основание зоны проводится по первому появлению Ochetodinium romanum. Верхняя граница зоны проводится по первому появлению Areosphae-ridium diktyoplokum.

Внутри зоны последовательно появляются стратиграфически важные таксоны Charlesdowniea colum-na-group, Diphyes brevispinum и Samlandia chlamy-dophora.

Зона Och. romanum/Ch. columna-group выявлена нами в воравожской свите (скв. 228, Печорская впадина), в нюрольской свите (скв. 11, 29, 32, бассейн р. Пур; скв. 4, бассейн р. Васюган) и верхне-люлинворской подсвите в скв. 8, 10 и 011-БП (инт. 480,0-490,8 м) Омской обл.

Отложения, соответствующие части зоны O. romanum/Ch. columna-group, по присутствию вида Samlandia chlamydophora, скорее всего, были выявлены ранее в скв. 37 (нюрольская свита, Обь-Иртышское междуречье) (Кулькова, 1987) и в карьере Белинский в Зауралье (Васильева, 1990).

Выявленная в Западной Сибири зона O. romanum/Ch. columna-group соответствует объему двух зон Бельгийского бассейна (de Coninck, 1991): Oche-todinium romanum и Kisselovia (= Charlesdowniea) aff. clathrata, а также зонам D8b-c Северо-Западной Европы (Costa, Manum, 1988). Согласно Х.-П. Лютерба-херу и др. (Luterbacher et al., 2004), первое появление Ochetodinium romanum соответствует верхам срединной части зоны NP12 по нанопланктону а первое появление Charlesdowniea aff. clathrata sensu de Coninck (= Charlesdowniea columna-group sensu Iakovleva et Heilmann-Clausen 2010) имеет место в верхней части на-нопланктонной зоны NP12. Таким образом, стратиграфический интервал зоны O. romanum/Ch. colum-na-group — средний ипр (хрон C23r, ~ 51,0—51,8 Ma).

Зона Areosphaeridium diktyoplokum. Основание зоны проводится по первому появлению Areosphaeridium diktyoplokum. Верхняя граница зоны проводится по первому появлению Wetzeliella eocaenica.

В основании зоны помимо номинального вида появляется Thalassiphora dominiquei. Внутри зоны последовательно появляются Areosphaeridium michoudii, Wetzeliella articulata subsp. brevicornuta и Rhombodi-nium pentagonum.

Зона Ar. diktyoplokum выделена нами в верхнелю-линворской подсвите (скв. 011-БП, инт. 463,0—480,0 м, Омская обл.) и воравожской свите (скв. 228, Печорская впадина).

Выявленная в Западной Сибири зона Ar. diktyoplokum соответствует одноименной зоне шкал Датского бассейна и Северной Германии (Heilmann-Clausen, Costa, 1989), а в Бельгийском бассейне соответствует общему объему трех зон (одноименной зоны Ar. diktyoplokum и зон Paucilibimorpha triradiata и Lithosphaeridium? mamellatum) (de Coninck, 1991), части зоны D9 в компиляционной шкале СевероЗападной Европы (Costa, Manum, 1988), части подзоны E2c в Северном море (Mudge, Bujak, 1994) и части зоны B-2 на юге Англии (Bujak et al., 1980). В разрезах Западной Европы (Steurbaut, 1998) и Восточного Перитетиса (Щербинина, Яковлева, pers. comm.; Iakovleva et al., 2004, King et al., submitted), содержащих

известковый нанопланктон, первое появление вида Ar. diktyoplokum практически совпадает с границей нанопланктонных зон NP12/NP13, а уровни первого появления Ar. michoudii и W. articulata subsp. brevicornuta приурочены к основанию зоны NP13. Таким образом, интервал зоны Ar. diktyoplokum в Западной Сибири может быть датирован поздним ипром (~ 49,2—51,G Ma; часть хрона C22; конец NP12—NP13).

Çoia Wetzeliella eocaenica (= Dracodinium pachy-dermum). Основание зоны проводится по первому появлению Wetzeliella eocaenica. Верхняя граница зоны проводится по последнему присутствию Wetzeliella eocaenica.

В основании зоны появляются стратиграфически важные Hystrichosphaeropsis costae и Duosphae-ridium nudum. Внутри зоны исчезают W. meckelfel-densis, Eatonicysta ursulae, Dr. varielongitudum, Ch. co-leothrypta.

Зона Wetzeliella eocaenica выявлена нами в верхне-люлинворской подсвите (скв. GÜ-БП, инт. 459,G—463,G м, Омская обл.).

Выявленная в Западной Сибири зона Wetzeliel-la eocaenica является аналогом одноименной зоны (= Dracodinium pachydermum) Датского бассейна и Северной Германии (Heilmann-Clausen, Costa, 1989), соответствует части зоны D9 компиляционной шкалы Северо-Западной Европы (Costa, Manum, 1988), зоне E4a в Северном Море (Mudge, Bujak, 1994). В Дании последовательность первых появлений (FOs) видов Hystrichosphaeropsis costae, Duosphaeridium nudum и Wetzeliella eocaenica установлена в бескарбонатном слое Bed L2 формации Lillebœlt Clay, который перекрывает карбонатный слой Bed R6, относимый к нанопланктонной зоне NP13 (Steurbaut, 1998). В Норвежско-Гренландском море первое появление Wetzeliella eocaenica выявлено в нижней части магнитного хрона C22n (Eldrett et al., 2GG4). Согласно данным (Schnetler, Heilmann-Clausen, 2G11), первое появление W. eocaenica, возможно, в Дании соответствует границе ипра и лютета. На основании калибровки интервалов распространения диноцист и известкового нанопланктона в разрезе Aктyлaгaй в Западном Казахстане (King et al., submitted), первое появление W. eocaenica соответствует низам NP14 (терминальный ипр, Molina et al., 2G11). Таким образом, интервал зоны Wetzeliella eocaenica в Западной Сибири может быть отнесен к терминальному ипру (~ 47,8—49,2 Ma; часть хрона C22n—C21r).

Слои с Costacysta bucina. Слои с Costacysta bu-cina выявлены в промежуточном интервале между верхнелюлинворской подсвитой и тавдинской свитой в серовато-зеленых глинах или алевролите с присутствием гравийника в подошве, с позвонками и чешуей рыб (в так называемых «русско-полянских» слоях) в скв. 8, 1G и GH-БП (инт. 456,G—459,G м) Омской обл. Комплекс диноцист характеризуется присутствием стратиграфически важных среднеэоцено-вых видов Costacysta bucina, Wilsonidium echinosutura-tum, Cordosphaeridium cantharellus, а также достаточно

многочисленным видом Corrudinium incompositum. Стратиграфический интервал распространения вида Costacysta bucina, описанного из Дании (верхи Lil-lebœlt Clay Formation и низы S0vind Marl Formation; Heilmann-Clausen, van Simaeys, 2005), соответствует лютету; этот вид известен также в лютетских отложениях Днепровско-Донецкой впадины ^решкина, Яковлева, 2007), Северного Моря и шельфа Фарерских о-вов (Waagstein, Heilmann-Clausen, 1995). С учетом имеющихся палеомагнитных данных из скв. 8, 10 и 011-БП, интервал слоев с Costacysta bucina соответствует в Западной Сибири среднему лютету (~ 43,0—45,4 Ma, хрон C20r, часть зоны NP15).

Зона Rhombodinium draco. Ocнoвaниe зоны проводится по первому появлению Rhombodinium draco. Верхняя граница зоны проводится по основанию следующей зоны. Внутри зоны появляется Phthano-peridinium geminatum.

Зона Rhombodinium draco выявлена нами в тав-динской свите в скв. 30 (бассейн р. Северная Сось-ва) и 011-БП Oмcкoй обл. (инт. 433,4—447,7 м).

Зона известна также в тавдинской свите ^во-сибирской (скв. 9) (Axмeтьeв и др., 2004а) и Oмcкoй областей (скв. 8, 10) (Axмeтьeв и др., 2010) и чеган-ской свите Южного Зауралья (Васильева, 1990, 2007б).

Выявленная в Западной Сибири зона Rhombo-dinium draco является аналогом одноименной зоны из компиляционной шкалы Западной Европы (Powell, 1992) и шкалы A.C Aндрeeвoй-Григoрoвич (1991) для юга бывшего СССТ, соответствует зоне D10a из компиляционной шкалы Северо-Западной Европы (Costa, Manum, 1988) и зоне BAR-1 (Heteraulaca-cysta porosa assemblage Zone) на юге Aнглии (Bujak et al., 1980). В некоторых компиляционных работах, например в схеме Х.-П. Лютербахера и др. (Luter-bacher et al., 2004), первое появление Rhombodinium draco указывается в начале зоны NP17 по нано-планктону. Oднaкo в Южной Aнглии первое появление этого вида происходит в зоне BAR-1 (Bujak et al., 1980) в слоях, отнесенных M.-П. Oбри (Aubry, 1983) к зоне NP^. Согласно изучению диноцист из украинских разрезов A.C Aндрeeвoй-Григoрoвич (устное сообщение) и A^. Яковлевой ^решкина, Яковлева, 2007), первое появление Rh. draco также отмечается в зоне NP^. В Северо-Западной Европе первое появление Rh. draco отмечается в верхах зоны NP^ (Heilmann-Clausen, Van Simayes, 2005). Taким образом, интервал зоны Rhombodinium draco в Западной Сибири может быть отнесен к среднему эоцену (конец лютета — бартон) (~ 39,8—40,5 Ma, часть хронов C19n—C18r, верхняя часть зоны NP^).

Зона Rhombodinium porosum. Ocнoвaниe зоны проводится по первому появлению Rhombodinium poro-sum. Верхняя граница зоны проводится по основанию следующей зоны. В основании зоны появляется стратиграфически важный вид — Lentinia serrata.

Зона Rhombodinium porosum выявлена нами в тавдинской свите в скв. 11 в бассейне р. Пур и скв. 29 (инт. 15,7—177,0 м) в бассейне р. Северная Сосьва,

а также, судя по присутствию вида Lentinia serrata, в скв. 29 и 32 бассейна р. Пур.

Зона известна также в тавдинской свите Новосибирской обл. (скв. 9) (Ахметыев и др., 2004а).

Выявленная в Западной Сибири зона Rhombo-dinium porosum частично соответствует одноименной зоне из компиляционной шкалы Западной Европы (Powell, 1992), зоне D11 из шкал Северо-Западной Европы (Costa, Manum, 1988) и Северной Германии (Kothe, 2003), а также зоне Rhombodinium porosum на Украине, Кавказе и в Северном Казахстане (Андреева-Григорович и др., 2011). На Украине, юге России и в Северном Казахстане первое появление Rh. porosum отвечает низам зоны NP17 по нанопланкто-ну (Андреева-Григорович и др., 2011). Таким образом, интервал зоны Rhombodinium porosum в Западной Сибири может быты отнесен к среднему эоцену (бартону) (~ 39,5—39,8 Ma, часты хрона C18, часты зоны NP17).

Зона Kisselevia ornata. Основание зоны проводится по первому появлению вида Kisselevia ornata. Верхняя граница зоны проводится по последнему появлению Kisselevia ornata.

Внутри зоны последователыно появляются стратиграфически важные Wetzeliella irtyschensis, Memb-ranosphaeridium aspinatum, Svalbardella spp.

Зона Kisselevia ornatа выявлена нами в тавдинской свите в скв. 29 (бассейн р. Северная Сосыва) и 011-БП Омской обл. (инт. 394,3—433,4 м).

Зона Kisselevia ornaT^ известна также в тавдинской свите Обы-Иртышского междуречыя (скв. 37) (Кулыкова, 1987) и севера Кондинской низменности (Бакиева, 2005), юрковской свите на северном склоне Сибирских Увалов (Бакиева, 2005), а также тавдин-ской и чеганской свитах Южного Зауралыя и Северного Тургая (Василыева, 1990).

Вид Kisselevia ornata имеет несколыко ограниченное распространение в Северном полушарии. Помимо Западной Сибири он отмечен в отложениях киевской свиты Белоруссии и алкской свиты Литвы и Калининградской обл. (Григялис и др., 1988). В Белоруссии и Литве слои с Kisselevia ornatа соответствуют интервалу зон Rhombodinium porosum или Rhombodinium perforatum (Шевченко, 2002). В изученный разрезах Западной Сибири вид Kisselevia ornata появляется стратиграфически выше Rh. porosum. Что касается вида Rhombodinium perforatum, то на данный момент его первое появление в разрезе тавдинской свиты выявлено стратиграфически гораздо выше, чем в Западной Европе (Ахметыев и др., 2004а; Iakovleva, Heilmann-Clausen, 2010), что, возможно, связано с недостаточной изученностыю данного интервала в Западной Сибири. Представляется возможным сопоставление интервала зоны Kissele-via ornatа с частыю интервала западноевропейской зоны Rhоmbodinium perforatum. Соответственно зона Kisselevia ornate может быты предварителыно отнесена к бартону (~ 38,2—39,5 Ma, часты хрона C18, часты зоны NP17).

Зона Charlesdowniea clathrata subsp. angulosa. Основание зоны проводится по кровле предыдущей зоны. Верхняя граница зоны проводится по первому появлению Thalassiphora reticulata.

Внутри зоны последовательно появляются He-teraulacacysta porosa, Charlesdowniea variabilis, Thalassiphora fenestrata, Charlesdowniea clathrata subsp. angulosa. Существенная часть интервала зоны Charlesdowniea clathrata subsp. angulosa характеризуется обилием (акме) водного папоротника Azolla spp.

Зона выявлена нами в тавдинской свите в скв. 4 (бассейн р. Васюган), 29, 30 (бассейн р. Северная Сосьва) и 011-БП Омской обл. (инт. 275,4—394,3 м).

Зона Charlesdowniea clathrata subsp. angulosa известна также в тавдинской свите Обь-Иртышского междуречья (Кулькова, 1987), юга Западной Сибири: скв. 9, Новосибирская обл. (Ахметьев и др., 2004а); скв. 8, 10, Омская обл. (Ахметьев и др., 2010), а также тавдинской и чеганской свитах Зауралья и Тургая (Васильева, 1990; Васильева и др., 2001).

Выявленная нами зона Charlesdowniea clathrata subsp. аngulosa частично соответствует одноименной зоне из шкал Парижского бассейна (Chateauneuf, Gru-as-Cavagnetto, 1978), юга бывшего СССР (Андреева-Григорович, 1991) и юга России (Запорожец, 1999), где она занимала весь интервал приабона. Исходя из наших новых данных изучения диноцист тавдинской свиты Западной Сибири и с учетом калибровки с палеомагнитными данными З.Н. Гнибиденко, мы предположительно датируем интервал зоны Char-lesdowniea clathrata subsp. аngulosa верхами бартона — частью приабона (~ 35,3—38,2 Ma, хроны 07—С16, часть зон NP17—NP18).

Зона Thalassiphora reticulata. Основание зоны проводится по первому появлению Thalassiphora reticulata. Верхнее ограничение зоны проводится условно по границе между морской тавдинской свитой и вышележащими континентальными отложениями предположительно раннеолигоценового возраста.

Внутри зоны появляются стратиграфически важные Rhombodinium perforatum и Rhombodinium lon-gimanum.

Зона выявлена нами в тавдинской свите в Омской обл. (скв. 011-БП, инт. 265,0—275,4 м).

Выявленная в Западной Сибири зона Thalassiphora reticulatа соответствует одноименной зоне Датского бассейна (Heilmann-Clausen, 1988) и зоне D12nc Северной Германии (Köthe, 2003). В Северо-Западной Европе первое появление Thalassiphora reticulata зафиксировано внутри нанопланктонной зоны NP19/NP20 (Heilmann-Clausen, Van Simaeys, 2005; Köthe, 1990). Возраст части тавдинской свиты, соответствующей интервалу зоны Thalassiphora reticulatа, — приабон (~ 34,4—35,3 Ma, хроны С15—С13).

Обсуждение результатов

На основе приведенного в настоящей работе варианта зонального расчленения по диноцистам палео-

цен-эоценовых отложений Западной Сибири, а также с учетом опубликованных ранее работ представляется возможным определенное уточнение стратиграфического возраста региональных подразделений и обсуждение их временнЫх и пространственных взаимоотношений (рис. 5).

Талицкий горизонт представляет собой начальный этап палеогенового осадконакопления в Западной Сибири. В наибольшей степени распространена одноименная талицкая свита, залегающая в основании толщи морских отложений, на территории всего Зауралья (Васильева и др., 2001; Васильева, 2003) и (уже в более сокращенном виде) в примыкающей к нему части Западной Сибири (Северо-Сосьвинская возвышенность) (Бакиева, 2005). Согласно С.Б. Шацкому (1978), в начале талицкого времени около 38% площади Западно-Сибирской равнины было занято морем, при этом Западно-Сибирский бассейн периодически имел связи как с Тетически-ми областями, так и Арктическим океаном.

Что касается диноцист из отложений талицко-го горизонта, то комплексы датского возраста, содержащие стратиграфически важные виды Carpatel-la cornuta, Senoniasphara inornata, Magallanesium essoi, Magallanesium densispinatum, Xenicodinium lubricum, известны к настоящему моменту времени из мар-сятской свиты (= нижнеталицкая подсвита) и шад-ринских слоев в разрезах Лозьвинской Пристани, скв. ЛД-1, 18-А, Елань-8, -91 (Васильева, 1990, 2003; Васильева и др., 2001), а по нашим данным, — в разрезе скв. 19-У Усть-Манья (бассейн Северной Сосьвы) (Орешкина и др., 2008) и разрезов в районе Ханты-Мансийска (материал РБ. Крапивнера). В нижней части верхнеталицкой подсвиты в Зауральской (Васильева и др., 2001; Васильева, 2010) и Центральной зонах Западной Сибири (Бакиева, 2005; Орешкина и др., 2008) установлены комплексы диноцист с Al-terbidinium circulum. Основываясь на том, что вид Alterbidinium circulum появляется в стратотипиче-ском регионе (Датском бассейне) в верхах датских известняков (Heilmann-Clausen, 1985) и его появление датировано в Прикаспийской впадине зоной NP4 по нанопланктону (Васильева, 2010; Васильева, Мусатов, 2010), нижняя часть верхнеталицкой подсви-ты, таким образом, соответствует верхнему данию. Верхняя часть верхнеталицкой подсвиты, по данным изучения диноцист, содержит комплекс с Isabelidi-nium? viborgense, что указывает на среднезеландский возраст толщи.

Безусловно, крайне ограниченное на настоящий момент времени количество изученныгх по диноцистам интервалов талицкого горизонта оставляет много нерешенный вопросов, касающихся как четкого стратиграфического возраста и полноты нижне-сред-непалеоценовой части разреза, так и площадного распространения талицких отложений. Однако, основываясь на всех имеющихся на сегодняшний день материалах, представляется возможным определить

общий возраст талицкого горизонта как датско-сред-незеландский (~ 59,0—65,5 Ма; хрон С29 — часть хрона С26г).

Отметим, что датированные по диноцистам отложения талицкой и марсятской свит известны большей частью в Зауральской и Центральной структур-но-фациальных зонах Западной Сибири (Бакиева, 2005; Васильева и др., 2001). Что касается юга Западной Сибири, то, согласно публикациям 1960-х гг., проанализированным в работе Ахметъева и др. (2004б), в большинстве скважин, пробуренных в центральной и южной частях Барабинской зоны, а также в Кулун-динской зоне, талицкая свита отсутствует, что является результатом крупнейшей раннепалеогеновой регрессии, и непосредственно на поверхности меловых отложений с размывом залегает нижнелюлин-ворская подсвита, при этом распространение талиц-кой свиты ограничено здесь приграничной полосой между Барабинской и Центральной структурно-фа-циальными зонами. В результате проведенных нами комплексных палинологических и палеомагнитных исследований скважинного материала из Русско-По-лянского р-она Омского прогиба (Яковлева и др., 2012), в скв. 8 был вскрыт полутораметровый интервал талицкой свиты, содержащий диноцистовый комплекс с ЬаЬеШтшт? у^о^еше и датированный средней частью зеландия (~ 59,0—60,5 Ма). Таким образом, перерыв в осадконакоплении между меловой ганькинской и талицкой свитами в Барабинско-Ку-лундинской зоне предположительно занимает интервал от части позднего маастрихта до середины зеландия (~ 60,5—66,6 Ма).

Люлинворский горизонт, отражающий второй этап палеогенового осадконакопления в Западной Сибири, является наиболее продолжительным по времени и соответствует максимальному распространению Западно-Сибирского морского бассейна. Согласно С.Б. Шацкому (1978), в течение люлинворского времени морской бассейн занимал до 70% общей площади плиты. Если учесть выявленные в сопредельной Печорской впадине морские отложения, одновоз-растные люлинворской свите (рис. 5, 1акоу1еуа е! а1., 2000), то площадь Западно-Сибирского моря в течение этой эпохи можно считать еще более обширной. Согласно М.А. Ахметьеву и др. (2001), люлинвор-ский седиментационный цикл совпадает с периодом максимального кремненакопления в Западной Сибири, особенно в Зауральской структурно-фациальной зоне. Отложения люлинворского горизонта представляют собой диатомиты, опоки и опоковидные глины. Исходя из состава выявленных нами комплексов диноцист, характеризующихся присутствием видов исключительно широкого географического распространения, в течение люлинворского времени Западно-Сибирский морской бассейн имел постоянное сообщение с Арктическим бассейном на севере и Пе-ритетисом на юге.

Нижнелюлинворская подсвита и ее аналог се-ровская свита, а также большая часть кыршорской

свиты в Печорской впадине отмечены последовательным появлением диноцист Alisocysta margarita, Aliso-cysta sp. 2, Apectodinium homomorphum, A. quinquelatum, A. hyperacanthum, характеризующих зоны A. margarita и A. hyperacanthum ранне-позднетанетского возраста (~ 55,8—58,5 Ma; хрон C25 — часть хрона С24).

Что касается характера границы между талиц-ким и люлинворским горизонтами, то здесь еще сохраняется определенная доля нерешенности этого вопроса, связанная в первую очередь с недостаточным количеством фактического материала по верхне-талицкой подсвите. Соответственно Унифицированной стратиграфической схеме (2001) предполагалось согласное залегание нижнелюлинворской подсвиты на подстилающей верхнеталицкой. Однако на этом уровне можно предположить наличие кратковременного стратиграфического перерыва между талиц-ким и люлинворским горизонтами, соответствующего концу зеландия (= интервал нанопланктонной зоны NP6).

Наиболее детальным образом разработано зональное деление по диноцистам верхнелюлинвор-ской подсвиты и ее аналогов — ирбитской и нюро-льской свит: этому интервалу в настоящей работе соответствуют 10 диноцистовых зон. Основываясь на сравнительном анализе последовательности появления стратиграфически важных видов диноцист внутри верхнелюлинворской подсвиты и в стратотипи-ческих разрезах Западной Европы, можно сделать вывод о достаточно полном объеме нижнего эоцена в Западной Сибири. Очевидно, что позднелюлин-ворскому времени соответствует максимум морской трансгрессии в Западной Сибири с наиболее открытым и постоянным сообщением с Мировым океаном, что подтверждает точку зрения С.Б. Шацкого, высказанную еще в 1970-е гг.

Базальная часть верхнелюлинворской подсви-ты и ирбитской свиты в Западной Сибири, а также верхи кыршорской свиты в сопредельной Печорской впадине содержат комплекс диноцист зоны Apectodinium augustum, отвечающей событию ПЕТМ — экстремально теплому событию в самом начале эоцена (~ 55,6—55,8 Ma). Как уже было отмечено, событие ПЕТМ распознается по глобальному событию CIE — негативному сдвигу изотопного состава углерода (Lu-terbacher et al., 2004). Оно сопровождалось массовым вымиранием бентосных фораминифер и пониженными широтными температурными градиентами и существенным увеличением сезонного выпадения осадков в средних и высоких широтах; при этом предполагаемой причиной ПЕТМ называется массовое высвобождение метана из резервуаров газовых гидратов под дном океана (Dickens et al., 1995; Zachos et al., 1993). Событие ПЕТМ отмечено массовым распространением динофлагеллат рода Apectodinium в средние и высокие широты, и, как следствие, комплексы диноцист в интервале ПЕТМ характеризуются акме рода Apectodinium; в этом интервале появляются и исчезают короткоживущие виды Apec-

todinium augustum и Wilsonidium pechoricum (Crouch et al., 2001; Iakovleva, Heilmann-Clausen, 2007). Особого внимания заслуживает интервал зоны Apecto-dinium augustum в скв. 10, пробуренной на юге Западной Сибири в пределах Омского прогиба. Здесь базальная часть верхнелюлинворской подсвиты представлена буровато-серым алевролитом с прослоем бурой сапропелевидной глины с рыбными остатками. Выявление сапропелевидного прослоя (впервые для Западной Сибири) внутри интервала ПЕТМ в верхнелюлинворской подсвите сближает этот интервал с отложениями уровня ПЕТМ в Восточном Перите-тисе (Музылев и др., 1989, 1996; Gavrilov et al., 2003; Muzylöv, Shcherbinina, 1995).

Толща песчаников, сменяющая по разрезу отложения ПЕТМ, содержит комплекс диноцист, характеризующийся массовым присутствием группы Areoligera/Glaphyrocysta на фоне отсутствия типично ипрских таксонов, что позволило отнести этот интервал к инициальному эоцену (~ 55,3—55,6 Ma). Этот инициально-эоценовый интервал выявлен на настоящий момент в ирбитской свите на севере Западной Сибири (зона-акме D. oebisfeldensis) (Баки-ева, 2003), в низах воравожской свиты в Печорской впадине (Iakovleva et al., 2000с) и в верхнелюлинворской подсвите в Омском прогибе (Яковлева и др., 2012). При этом, если на севере Западной Сибири рассматриваемый интервал характеризуется высоким содержанием D. oebisfeldensis, то на юге Западной Сибири, как и в Печорской скважине, а также в ряде разрезов Северо-Западной Европы наблюдается лишь постоянное, но достаточно немногочисленное количество D. oebisfeldensis.

Отдельного внимания заслуживает интервал верх-нелюлинворской подсвиты в скв. 10 Омского прогиба, где нами выявлено первое появление зонального вида Wetzeliella astra, соответствующее самому началу классического ипра s.s. Что касается Западной Сибири, то до настоящего времени аналог западноевропейской зоны W. astra (Powell, 1992) выявить не удавалось. Лишь в скв. 14-Комсомольская (Ильина и др., 1994) И.А. Кулькова отмечает присутствие вида W. astra, но уже наряду с более молодыми таксонами W. meckelfeldensis, Dr. simile и Dr. varielongitudum (уровень зоны Dr. varielongitudum в современном понимании), в то время как во всех остальных изученных на данный момент разрезах Западной Сибири и сопредельной Печорской впадины на этот стратиграфически узкий интервал (~ 54,0—55,3 Ma), вероятно, приходится перерыв. Таким образом, разрез скв. 10 является первым в Западной Сибири, в котором выявлен относительно непрерывный интервал инициального эоцена, включающий событие ПЕТМ и интервалы западноевропейских зон D. oebisfelden-sis и W. astra (~ 54,0—55,8 Ma).

Выявленная выше по разрезу верхнелюлинворской подсвиты и ирбитской свиты последовательность диноцистовых событий (FOs W. meckelfeldensis,

Dr. simile, Dr. varielongitudum) свидетельствует об относительно полном разрезе всего нижнего ипра как на севере, так и на юге Западной Сибири. Непрерывная последовательность диноцистовых событий, сопоставимая с последовательностями Западной и Северо-Западной Европы (FOs Ch. coleothrypta, Dr. po-litum, Ch. columna-group), характеризующая средний ипр, также прослежена внутри верхнелюлинворской подсвиты на юге и в нюрольской свите на севере Западной Сибири. Здесь стоит отметить, что выделенной С.Б. Шацким нюрольской свите отвечает интервал диноцистовых зон Ch. coleothrypta и O. ro-manum/Ch. clomna-group, что указывает на средне-ипрский (в пределах нанопланктонной зоны NP12) возраст свиты.

Отдельно остановимся на интервале верхней части верхнелюлинворской подсвиты на юге ЗападноСибирской плиты. В отличие от изученных разрезов, как на севере Западной Сибири, так и в Русско-По-лянском районе Омской обл. (скв. 8, 10), в скв. 011-БП Ачаирского р-она, представляющей собой разрез из более прогнутой зоны Омского прогиба, выявлены самые высокие горизонты верхнелюлинворской подсвиты (Iakovleva, Heilmann-Clausen, 2010). Так, вслед за уровнями первых появлений Och. romanum и Ch. co-lumna-group отмечено первое появление Samlandia chlamydophora, что указывает на конец среднего ипра. Особого внимания заслуживает следующий интервал, содержащий комплекс диноцист со стратиграфически важными видами Areosphaeridium diktyo-plokum, Ar. michoudii и Wetzeliella articulata subsp. brevicornuta (Iakovleva, Heilmann-Clausen, 2010). В разрезах Западной Европы (Steurbaut, 1998) и Перитетиса (Iakovleva et al., 2004; King et al., submitted), содержащих известковый нанопланктон, первое появление Ar. diktyoplokum практически совпадает с границей нанопланктонных зон NP12 и NP13, а уровни первого появления Ar. michoudii и W. articulata subsp. brevicornuta отмечаются в начале зоны NP13. Таким образом, этот интервал подсвиты датируется поздним ипром (~ 49,2—51,0 Ma; часть хрона C22; конец NP12—NP13). Наконец, верхи верхнелюлинворской подсвиты в скв. 011-БП характеризуются появлением (FOs) Duosphaeridium nudum, Hystrichosphaeropsis cos-tae и Wetzeliella eocaenica. В Дании последовательность этих появлений установлена в бескарбонатном слое Bed L2 формации Lilleb^lt Clay, который перекрывает карбонатный слой Bed R6, относимый к нанопланктонной зоне NP13 (Steurbaut, 1998). В Норвежско-Гренландском море первое появление Wetzeliella eocaenica выявлено в нижней части хрона C22n (Eldrett et al., 2004), а в некоторых разрезах Северо-Западной Европы и Северной Атлантики предполагается на уровне начала NP14. Как следствие, самая верхняя часть верхнелюлинворской подсви-ты датируется нами терминально-ипрским возрастом (~ 48,6—49,2 Ма; часть хрона C22n; Iakovleva, Heilmann-Clausen, 2010).

Сравнивая полученные данные по всем изученным разрезам, представляется возможным сделать вывод о возрасте ирбитской свиты: инициальный— средний ипр, а общий возраст верхнелюлинворской подсвиты на юге Западной Сибири: инициальный эоцен—терминальный ипр (~ 48,6—55,8 Ма). Возраст всего люлинворского горизонта: ранний танет—тер-минальный ипр (~ 48,6—58,5 Ма). Что касается во-равожской свиты сопредельной Печорской впадины, то ее верхняя часть моложе нюрольской свиты и на основании первого появления вида Агво$ркав-г1&ыт с11Шуо1р1окит датируется началом позднего ипра (граница нанопланктонных зон МР12 и МР13). Таким образом, общий возраст воравожской свиты: ранний — начало позднего ипра. Исходя из того что интервал верхнего и терминального ипра выявлен в настоящий момент лишь в части Омского прогиба и основываясь на данных изучения палиноморф из скв. № 011-БП (1акоу1еуа, 2011), которые указывают на относительное понижение в соотношении дино-цисты/пыльца, а также снижение разнообразия ди-ноцист в позднеипрских комплексах, можно предположить, что поздний ипр был в Западной Сибири периодом начала морской регрессии.

Особого внимания заслуживают русско-полян-ские слои — интервал серовато-зеленых глин или алевролитов с присутствием гравийника в подошве, а также с позвонками и чешуей рыб, который выделен в промежутке между верхнелюлинворской под-свитой и тавдинской свитой на юге Западно-Сибирской равнины в пределах Омского прогиба (Ахметьев и др., 2010; Яковлева и др., 2011, 2012). В течение длительного времени эта пачка серовато-зеленых глин вызывала интерес у стратиграфов и палеонтологов. Одними специалистами она включалась в верхне-люлинворскую подсвиту и рассматривалась как терминальный этап люлинворского времени (Ахметьев и др., 2004а, б; Беньямовский и др., 2002; Даргевич, 1978; Кривенцов, 1984). Ряд западносибирских исследователей (В.А. Мартынов, В.П. Никитин) рассматривали этот интервал в составе перекрывающей тавдинской свиты. С.Б. Шацкий (1978) относил эти глины к нюрольской свите, которая в северной части Западной Сибири занимает промежуточное положение между ирбитской и тавдинской свитами. Литологические особенности русско-полянских слоев подробно рассмотрены в работах В.Н. Беньямовско-го и др. (2002), М.А. Ахметьева и др. (2004а, б; 2010). Можно отметить, что глины русско-полянских слоев отличаются от таковых верхнелюлинворской подсви-ты резким сокращением кремнистости, появлением глауконита и гравийника, а от глин перекрывающей тавдинской свиты — отсутствием сидеритовых конкреций и марказитовых примазок. С точки зрения результатов изучения диноцист из разрезов скв. 8, 10 и 011-БП в Омском прогибе русско-полянские слои по составу палинологических комплексов резко отличаются как от подстилающей верхнелюлин-

ворской подсвиты, так и перекрывающей нижнетав-динской подсвиты и характеризуются присутствием стратиграфически важных среднеэоценовых видов Costacysta bucina, Wilsonidium echinosuturatum и Cor-dosphaeridium cantharellus, а также достаточно многочисленным Corrudinium incompositum (Яковлева и др., 2012; Iakovleva, Heilmann-Clausen, 2010). Совместное присутствие указанных видов, а также палеомагнит-ные данные (интервал обратной намагниченности Яковлева и др., 2012) позволяют датировать представленную в изученных разрезах часть русско-по-лянских слоев средним лютетом, в пределах хрона C20r. Таким образом, устанавливается стратиграфический перерыв продолжительностью ~ 3,2 млн лет между люлинворским горизонтом и русско-полян-скими слоями, соответствующий хрону C21 (ранний лютет).

Указанный стратиграфический перерыв в свою очередь свидетельствует о регрессии морского бассейна, приведшей к прекращению морского осад-конакопления в начале лютета. Исходя из результатов изучения диноцист на севере Западной Сибири (Iakovleva, Kulkova, 2003), где начало перерыва в осад-конакоплении установлено на уровне среднего ипра (~ 50,5 Ma), а в Печорской впадине — в самом начале позднего ипра, можно сделать заключение о том, что отчленение Западно-Сибирского моря от Арктического бассейна и его регрессия с севера на юг происходили в течение позднего ипра — ?начале лю-тета. Представляется возможным, что Западно-Сибирское море значительно обмелело в течение раннего лютета и лишь его южная часть сообщалась с Тургайским проливом.

Тавдинский горизонт представляет собой третий крупный этап осадконакопления в палеогене Западной Сибири. В течение раннего лютета, в связи с преобладающим поднятием северной части Западно-Сибирской плиты, где начали формироваться континентальные отложения, произошло отчленение Западно-Сибирского моря от северных акваторий. Исходя из имеющихся данных по диноцистам, можно с уверенностью говорить о наличии крупного перерыва в седиментации между люлинворским и тавдинским горизонтами на севере Западной Сибири (рис. 5), который предполагался западносибирскими специалистами еще в 1980-е гг. (Ахметьев и др., 2001; Кривенцов, 1984; Шацкий, 1984) и подтверждался практически повсеместным присутствием горизонта базальных галечников и кварц-глауконитовых песков в основании тавдинской свиты. Началу тав-динского времени соответствовал этап трансгрессии моря с юга, северная граница морского бассейна вновь достигла низовий р. Пура и Северо-Сосьвин-ской возвышенности. Низы нижнетавдинской свиты, как уже было отмечено выше, на всей территории Западной Сибири характеризуются присутствием комплекса диноцист, характерного для зоны Rhom-bodinium draco. Исходя из того что интервал этой зоны соответствует концу лютета—части бартона,

можно отнести начало раннетавдинской трансгрессии к позднему лютету (~ 40,5 Ma). Как уже было отмечено, на севере Западной Сибири перерыв в осад-конакоплении (конец нюрольского времени) имел место в конце среднего ипра, следовательно, можно утверждать о наличии крупного (порядка 10 млн лет) стратиграфического перерыва между люлин-ворским и тавдинским горизонтами в северной части Западной-Сибирской плиты, соответствующего по времени позднему ипру—первой половине лютета (~ 40,5—50,5 Ma). Что касается характера взаимоотношений между русско-полянскими слоями и тавдинским горизонтом, то здесь, согласно нашим данным изучения диноцист, можно говорить о стратиграфическом перерыве, который соответствует части верхнего лютета (часть хронов C20n—C19r; интервал первой половины зоны NP16 в терминах нанопланктон-ных зон; ~ 40,5—43,0 Ма).

Основываясь на результатах изучения комплексов диноцист и континентальных палиноморф тавдин-ской свиты на севере и юго-востоке Западной Сибири (Ахметьев и др., 20046, 2010; Iakovleva, 2000, 2011), следует отметить, что тавдинская свита, в целом, характеризуется более мелководными и прибрежными фациями по сравнению с люлинворским горизонтом, что указывает на относительную затрудненность морского сообщения с Мировым океаном и общую медленную регрессию Западно-Сибирского моря в течение позднего бартона—приабона. Если ипрские и лютетские диноцистовые комплексы однозначно кос-мополитны, то степень эндемизма тавдинских комплексов увеличивается в конце среднего — позднем эоцене. Начиная с интервала диноцистовой зоны Kisselevia ornatа тавдинская свита характеризуется существенным участием (даже доминированием) видов-эндемиков Kisselevia ornata и Wetzeliella irty-schensis наряду с очень низким количеством дино-цист по отношению к пыльце и их низким разнообразием (Ахметьев и др., 2004а; Iakovleva, 2000, 2011; Iakovleva, Kulkova, 2003; Iakovleva et al., 2000b). Такое увеличение эндемичности флоры в середине тав-динского времени, возможно, отражает затрудненное (временами прерывавшееся) сообщение с морскими бассейнами через Тургайский пролив (~ 37,8—39,4 Ma). Согласно палинологическим данным, самая значительная регрессия, возможно, соответствует концу бартона — началу приабона (внутри интервала ди-ноцистовой зоны Ch. clathrata subsp. angulosa; предположительно ~ 36,3—37,8 Ma). В течение этого времени Западно-Сибирский бассейн был исключительно мелководным, большая его часть находилась только в прибрежных условиях со значительным привносом пресных вод, который спровоцировал акме водного папоротника Azolla. Последнее короткое и относительно слабое повышение уровня моря было в позднем приабоне (~ 34,8—35,5 Ma). Это подтверждается относительным увеличением разнообразия диноцист и ростом отношения диноцисты/

пыльца, ассоциирующимися с первыми появлениями (FOs) Th. reticulata и Rh. longimanum в скв. 011-БП (Iakovleva, 2011). Учитывая палеомагнитные данные З.Н. Гнибиденко, согласно которым в разрезе отсутствуют отложения хрона С13 (Яковлева и др., 2012), мы предполагаем прекращение морской тав-динской седиментации в позднем приабоне не позднее 34,8 Ма.

Выводы

Предлагаемый нами вариант палеоцен-эоцено-вой зональной шкалы по диноцистам Западной Сибири отличается от предыдущих существенной детализацией эоценовой части, уточнением возраста биостратонов и характера взаимоотношений между региональными горизонтами.

1. Исходя из обобщенного анализа фактического материала, изученного авторами, и ранее опубликованных материалов, возраст талицкого горизонта соответствует данию — среднему зеландию. На границе талицкого и люлинворского горизонтов предполагается непродолжительный стратиграфический перерыв, соответствующий концу зеландия.

2. Внутри люлинворского горизонта выявлены 12 диноцистовых зон, что позволило уточнить возраст рассматриваемого горизонта в пределах тане-та — терминального ипра. Нижнелюлинворская под-свита и ее аналог серовская свита соответствуют верхнему палеоцену (танету), а верхнелюлинворская подсвита — инициальному эоцену — терминальному ипру. При этом ирбитская свита на севере Западной Сибири датируется инициальным — частью среднего ипра, а перекрывающая ее нюрольская свита — второй половиной среднего ипра. Установлено, что между люлинворским и тавдинским горизонтами на севере Западной Сибири имеется стратиграфический перерыв, соответствующий позднему ипру — первой половине лютета.

3. Русско-полянские слои представляют собой отдельный (промежуточный) между люлинворским и тавдинским горизонтами литостратон среднелютет-ского возраста, который с несогласием перекрывает верхнелюлинворскую подсвиту и несогласно перекрывается нижнетавдинской подсвитой на юго-востоке Западной Сибири.

4. В пределах тавдинского горизонта нами предлагаются пять диноцистовых зон. Уточненный возраст тавдинского горизонта: конец лютета — поздний приабон (не моложе ~ 34,8 Ма), при этом максимум регрессии в тавдинское время предположительно соответствует переходу от бартона к приабону.

Авторы статьи выражают благодарность З.Н. Гнибиденко (ИНГиГ СО РАН) за плодотворное сотрудничество в изучении палеогеновых отложений на юге Западной Сибири.

Приложение

Список таксонов диноцист, упоминаемых в статье

Alisocysta margarita Harland, 1979 Alisocysta sp. 2 sensu Heilmann-Clausen, 1985 Alterbidinium circulum Heilmann-Clausen, 1985 Alterbidinium rugulum Iakovleva et Kulkova, 2001 Apectodinium augustum (Harland, 1979) Lentin et Williams, 1981

Apectodinium homomorphum (Deflandre et Cookson, 1955) Lentin et Williams, 1977

Apectodinium hyperacanthum (Cookson et Eisenack, 1965) Lentin et Williams, 1977

Apectodinium paniculatum (Costa et Downie, 1976) Lentin et Williams, 1977

Apectodinium parvum (Alberti, 1961) Lentin et Williams, 1977

Apectodinium quinquelatum (Williams et Downie, 1966) Costa et Downie, 1979

Apectodinium summissum (Harland, 1979) Lentin et Williams, 1981

Areoligera gippingensis Jolley, 1992

Areoligera sentosa-group sensu Iakovleva et HeilmannClausen, 2010

Areoligera undulata Eaton, 1976

Areosphaeridium diktyoplokum (Klumpp, 1953) Eaton, 1971 Areosphaeridium michoudii Bujak, 1994

Carpatella cornuta Grigorovich, 1969 Cerebrocysta bartonensis Bujak in Bujak et al., 1980 Charlesdowniea clathrata subsp. angulosa Chäteauneuf et Gruas-Cavagnetto, 1978

Charlesdowniea coleothrypta (Williams et Downie, 1966) Lentin et Vozzhennikova, 1989

Charlesdowniea columna-group sensu Iakovleva et Heilmann-Clausen, 2010

Charlesdowniea tenuivirgula (Williams et Downie, 1966) Lentin et Vozzhennikova, 1989

Charlesdowniea variabilis (Bujak in Bujak et al., 1980) Lentin et Vozzhennikova, 1989

Conneximura fimbriata (Morgenroth, 1968) May, 1980 Cordosphaeridium cantharellus (Brosius 1963) Gocht, 1969 Corrudinium incompositum (Drugg, 1970) Stover et Evitt,

1978

Costacysta bucina Heilmann-Clausen et Van Simayes, 2005 Damassadinium californicum (Drugg, 1967) Fensome et al.,

1993

Deflandrea denticulata Alberti, 1959 Deflandrea oebisfeldensis Alberti, 1959 Deflandrea phosphoritica Eisenack, 1938 Diphyes brevispinum Bujak, 1994 Diphyes ficusoides Islam, 1983 Diphyes pseudoficusoides Bujak, 1994 Dracodinium condylos (Williams et Downie, 1966) Costa et Downie, 1979

Dracodinium politum Bujak et al., 1980

Dracodinium simile (Eisenack, 1954) Costa et Downie, 1979

Dracodinium solidum Gocht, 1955

Dracodinium varielongitudum (Williams et Downie, 1966) Costa et Downie, 1979

Dracodinium sp. 1 sensu Iakovleva et Heilmann-Clausen, 2010

Duosphaeridium nudum (Cookson, 1965) Loeblich et Lo-eblich, 1968

Eatonicysta ursulae (Morgenroth, 1966) Stover & Evitt 1978 Enneadocysta arcuata (Eaton 1971) Stover et Williams, 1995

Heteraulacacysta everriculata Islam, 1983 Heteraulacacysta porosa Bujak in Bujak et al., 1980 Hystrichosphaeridium tubiferum (Ehrenberg, 1838) Davey et Williams, 1973

Hystrichosphaeropsis costae Bujak, 1994

Isabelidinium? viborgense Heilmann-Clausen, 1985

Kisselevia ornata Vozzhennikova, 1967

Lentinia serrata Bujak in Bujak et al., 1980

Magallanesium essoi (Cookson et Eisenack, 1967) Fensome et Williams, 2004

Magallanesium densispinatum (Stanley, 1965) Fensome et Williams, 2004

Melitasphaeridium pseudorecurvatum (Morgenroth, 1966) Bujak et al., 1980

Membranilarnacia compressa Bujak, 1994 Membranophoridium aspinatum Gerlach, 1961 Muratodinium fimbriatum (Cookson et Eisenack, 1967) Drugg, 1970

Ochetodinium romanum Damassa, 1979 Operculodinium nanaconulum Islam, 1983

Palaeoperidinium pyrophorum (Ehrenberg, 1838) Sarjeant,

1967

Palaeotetradinium minusculum (Alberti, 1961) Stover et Evitt, 1978

Pentadinium favatum Edwards, 1982 Pentadinium goniferum Edwards, 1982 Pentadinium laticinctum Gerlach, 1961 Phthanoperidinium geminatum Bujak in Bujak et al., 1980

Rhombodinium draco Gocht, 1955

Rhombodinium glabrum (Cookson, 1956) Vozzhennikova,

1967

Rhombodinium longimanum Vozzhennikova, 1967 Rhombodinium pentagonum Vozzhennikova, 1967 Rhombodinium perforatum (Jan du Chêne et Châteauneuf, 1975) Lentin et Williams, 1977

Rhombodinium porosum Bujak, 1979

Samlandia chlamydophora Eisenack, 1954

Samlandia sp. 1 sensu Iakovleva et Heilmann-Clausen, 2010

Senoniasphaera inornata (Drugg, 1970) Stover et Evitt,

1978

Thalassiphora dominiquei Iakovleva et Heilmann-Clausen, 2010

Thalassiphora fenestrata Liengjarern et al., 1980 Thalassiphora reticulata Morgenroth, 1966

Wetzeliella articulata Eisenack, 1938 Wetzeliella articulata subsp. brevicornuta Heilmann-Clausen et Costa, 1989

Wetzeliella aff. articulata-group sensu Iakovleva et Heilmann-Clausen, 2010

Wetzeliella astra Costa et al., 1978 Wetzeliella coronata (Vozzhennikova, 1967) Lentin et Williams, 1976

Wetzeliella eocaenica Agelopoulus, 1967

Wetzeliella irtyschensis Alberti, 1961 Wetzeliella lunaris Gocht, 1969 Wetzeliella meckelfeldensis Gocht, 1969 Wetzeliella samlandica Eisenack, 1954 Wilsonidium echinosuturatum (Wilson, 1967) Lentin et Williams, 1976

Wilsonidium lineidentatum (Deflandre et Cookson, 1955) Lentin et Williams, 1976

Wilsonidium ornatum (Wilson, 1967) Lentin et Williams, 1976

Wilsonidium pechoricum Iakovleva et Heilmann-Clausen,

2007

Wilsonidium tabulatum (Wilson, 1967) Lentin et Williams, 1976

Xenicodinium lubricum Morgenroth, 1968

ЛИТЕРАТУРА

Алескерова З.Т., Осыко Т.И. // Тез. докл.на Межвед. совещ. по разработке унифиц. стратиграф. схем Сибири. 1956. С. 25.

Амон Э.О., Васильева О.Н., Железко В.И. Стратиграфия талицкого горизонта (палеоцен) в Среднем Зауралье // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2003. Т. 11, № 3. С. 75-90.

Андреева-Григорович А.С. Динофлагеллатовые зоны в палеоцен-эоцене Юга СССР // Стратиграфия кайнозоя Северного Причерноморья и Крыма. Днепропетровск, 1984. С. 90-94.

Андреева-Григорович А.С. Зональное деление по дино-цистам палеоцен-эоценовых отложений Юга СССР // Геол. журн. 1985. Т. 45, № 6. С. 112-120.

Андреева-Григорович А.С. Зональная стратиграфия палеогена юга СССР по фитопланктону (диноцисты и на-ннопланктон): Автореф. докт. дис. наук. Киев, 1991. 47 с.

Андреева-Григорович А.С. Зональная шкала по цистам динофлагеллат для палеогена южных районов СНГ // Альгология. 1994. Т. 4, № 2. С. 66-76.

Андреева-Григорович А.С., Запорожец Н.И. и др. Атлас диноцист палеогена Украины, России и сопредельных стран. Киев: Наукова думка, 2011. 221 с.

Ахметьев М.А., Александрова Г.Н., Амон Э.О. и др. Биостратиграфия морского палеогена Западно-Сибирской плиты // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2001. Т. 9, № 2. С. 30-57.

Ахметьев М.А., Александрова Г.Н., Беньямовский В.Н. и др. Новые данные по морскому палеогену юга Западно-Сибирской плиты. Ст. 1 // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2004а. Т. 12, № 1. С. 67-93.

Ахметьев М.А., Александрова Г.Н., Беньямовский В.Н. и др. Новые данные по морскому палеогену юга Западно-Сибирской плиты. Ст. 2 // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2004б. Т. 12, № 5. С. 65-86.

Ахметьев М.А., Запорожец Н.И., Яковлева А.И. и др. Сравнительный анализ разрезов и биоты морского палеогена Западной Сибири и Арктики // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18, № 6. С. 1-26.

Бакиева Л.Б. Палинологическая характеристика палеоцена севера Западно-Сибирской плиты // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2003. Т. 11, № 5. С. 58—71.

Бакиева Л.Б. Палинология и стратиграфия палеогена Зауральского и Центрального литолого-фациальных районов Западной Сибири. Тюмень: ТюмГНГУ, 2005. 190 с.

Беньямовский В.Н., Ахметьев М.А., Алексеев А.С. и др. Морской терминальный мел и палеоген южной части Западной Сибири // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2002. Т. 77, вып. 5. С. 27-48.

Бочков Е.П. Стратиграфическое значение водорослей палеогеновых отложений Западной Сибири // Палеоген и

неоген Сибири (палеонтология и стратиграфия). Новосибирск: Наука, 1978. С. 65-67.

Васильева О.Н. Палинология и стратиграфия палеогеновых морских отложений Южного Урала. Препринт. Ин-т геол. и геохим. УрО АН СССР. Свердловск, 1990. 57 с.

Васильева О.Н. Диноцисты верхнего палеоцена в соколовской толще Тургайского прогиба // Палинологические критерии в биостратиграфии Западной Сибири. Тюмень: Зап.-Сиб. н.-и. ин-т геологии, 1994. С. 109-113.

Васильева О.Н. Диноцисты Южного Зауралья в отложениях пограничного интервала между палеоценом и эоценом // Ежегодник-1999. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2000. С. 11-16.

Васильева О.Н. Диноцисты палеоцена из отложений талицкой свиты Зауралья // Ежегодник-2002. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2003. С. 20-30.

Васильева О.Н. Палеогеографические обстановки Западно-Сибирского морского бассейна в палеогене // Геология морей и океанов: Мат-лы XVII Междунар. науч. конф. (Школы) по морской геологии. Москва, 12-16 ноября 2007 г. М., 2007а. Т. 1. С. 182-184.

Васильева О.Н. Палеоценовые ассоциации динофлагел-лат Северного Тургая: их значение для стратиграфии, корреляции и палеогеографических реконструкций // Зб1рник наукових праць 1нституту геолопчних наук НАН Украши. Ки!в, 2007б. С. 221-227.

Васильева О.Н. Граница даний/зеландий и корреляция пограничных даний-зеландских отложений Прикаспийской впадины и Западной Сибири // Ежегодник-2009. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2010. С. 11-16.

Васильева О.Н., Амон Э.О., Железко В.И. Диноцисты, фораминиферы и стратиграфия талицкой свиты (палеоцен) в Среднем Зауралье // Стратиграфия и палеонтология. Еже-годник-2000. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2001. С. 3-10.

Васильева О.Н., Железко В.И., Козлов В.А. Тавдин-ская (чеганская) свита Зауралья, ее возраст по микрофитопланктону и эласмобранхиям, корреляция с одновозраст-ными отложениями Западной Сибири, Тургайского прогиба // Мат-лы по стратиграфии и палеонтологии Урала. Вып. 6. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2001. С. 61-73.

Васильева О.Н., Железко В.И., Папулов Г.Н. О возможности уточнения возраста чеганской свиты бассейна Тобола по микрофитопланктону и ихтиофауне // Ежегод-ник-1988. Свердловск: Ин-т геологии и геохимии УрО АН СССР, 1989. С. 21-22.

Васильева О.Н., Железко В.И., Папулов Г.Н. Биостратиграфия морских палеогеновых отложений района г. Кургана по диноцистам и акулам // Новые данные по стра-

тиграфии верхнего палеозоя — нижнего кайнозоя Урала: Сб. статей. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 1994. С. 139—151.

Васильева О.Н., Малышкина Т.П. Микрофитофос-силии и эласмобранхии в палеогеновом разрезе карые-ра «Першинский» Среднего Зауралыя // Ежегодник-2001. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрО РАН, 2002. С. 26—30.

Васильева О.Н., Малышкина Т.П. Биостратиграфия и изменение палеобиоты на границе палеоцена и эоцена в разрезе карыера «Першинский» (Среднее Зауралые) // Литосфера. 2008. № 1. С. 18—51.

Васильева О.Н., Мусатов В.А. Биостратиграфия палеогена Северного Прикаспия по диноцистам и нанопланк-тону (Новоузненская опорная скважина). Ст. 1. Обоснование возраста отложений и корреляции // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18, № 1. С. 88—109.

Глезер З.И. Современное состояние вопроса о флоре диатомовых и кремневых жгутиковых водорослей ран-неолигоценового возраста Западно-Сибирской низменности // Решения и труды Межведомственного совещания по доработке и уточнению стратиграфических схем Западно-Сибирской низменности. Л.: Госгеолтехиздат, 1961. С. 264—271.

Глезер З.И. Диатомовые водоросли палеогена // Диатомовые водоросли СССР. Т. 1. Л.: Наука, 1974. С. 109—146.

Глезер З.И. Значение комплексов диатомовык и кремневых жгутиковых водорослей палеогена Западной Сибири для межрегионалыных корреляций // Палеоген и неоген Сибири (палеонтология и стратиграфия). Новосибирск: Наука, 1978. С. 56—64.

Гнибиденко З.Н. Шкала геомагнитной полярности палеогена Западно-Сибирской плиты // Докл. АН. 2005. Т. 400, № 4. С. 519—523.

Гнибиденко З.Н. Палеомагнетизм палеогена ЗападноСибирской плиты // Геол. и геофиз. 2006а. Т. 47, № 6. С. 762—777.

Гнибиденко З.Н. Палеомагнетизм кайнозоя ЗападноСибирской плиты. Новосибирск: Гео. 2006б. 163 с.

Горбовец А.Н. Радиолярии палеогена Западной Сибири // Палеоген и неоген Сибири (палеонтология и стратиграфия). Новосибирск: Наука, 1978. С. 52—55.

Григялис А.А., Бурлак А.Ф., Зосимович В.Ю. и др. Новые данные по стратиграфии и палеогеографии палеогеновых отложений запада европейской части СССР // Сов. геол. 1988. № 12. С. 41—54.

Гроссгейм В.А., Коробков И.А. (ред.) Стратиграфия СССР. Палеогеновая система. М.: Недра, 1975. 524 с.

Даргевич В.А. К вопросу о возрасте максималыной трансгрессии палеогена в южной части Западно-Сибирской плиты // Палеоген и неоген Сибири (палеонтология и стратиграфия). Новосибирск: Наука, 1978. С. 82—85.

Еремеева А.И., Киприянова Ф.В., Кротов А.И. и др. Стратиграфия мезозойских и третичных отложений восточного склона Урала и Зауралыя // Тез. докл. на Межвед. совещ. по разработке унифиц. стратиграф. схем Сибири. 1956. С. 25.

Запорожец Н.И. Палиностратиграфия и зоналыное расчленение по диноцистам среднеэоценовых — нижнемиоценовых отложений р. Белой (Северный Кавказ) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1999. Т. 7, № 2. С. 61—78.

Запорожец Н.И. Комплексы органикостенного фитопланктона, спор и пышыцы среднего и позднего эоцена Ом-

ского прогиба (Западная Сибирь) // Проблемы современной палинологии: Мат-лы XIII Рос. палинолог. конф. Т. 2. Палинология кайнозоя. Прикладная палинология. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2011. С. 96-99.

Ильина В.И., Кулъкова И.А., Лебедева Н.К. Микрофи-тофоссилии и детальная стратиграфия морского мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск: ОИГГиМ СО РАН, 1994. 190 с.

Козлова Г.Э., Горбовец А.Н. Радиолярии верхнемеловых и палеогеновых отложений Западно-Сибирской низменности. Л.: Недра, 1966. 156 с.

Козлова Г.Э., Стрельникова Н.И. Значение разреза Усть-Маньинской скважины 19^для зонального расчленения палеогена Западной Сибири // Среда и жизнь на рубежах эпох кайнозоя в Сибири и на Дальнем Востоке. Новосибирск: Наука, 1984. С. 70-78.

Кривенцов А.В. Морской палеоген восточной части Обь-Иртышского междуречья // Среда и жизнь на рубежах эпох кайнозоя в Сибири и на Дальнем Востоке. Новосибирск: Наука, 1984. С. 87-92.

Кулъкова И.А. Стратиграфия палеогеновых отложений Западной Сибири по палинологическим данным // Геол. и геофиз. 1987. № 6. С. 11-17.

Кулъкова И.А. Микрофитофоссилии эоцена Западной Сибири // Микрофитофоссилии и стратиграфия мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск: Наука, 1988. С. 25-35.

Кулъкова И.А., Шацкий С.Б. Зональное деление морского палеогена Западно-Сибирской равнины по дино-цистам // Геол. и геофиз. 1990. № 1. С. 25—31.

Ли П.Ф. // Тез. докл. на Межвед. совещ. по разработке унифиц. стратиграф. схем Сибири. 1956. С. 26.

Липман Р.А. Значение радиолярий для межконтинентальной корреляции отложений палеогена // Сов. геол. 1975. № 6. С. 29—36.

Музылев Н.Г., Бенъямовский В.Н., Гаврилов Ю.О. и др. Палеонтологические и геохимические особенности верхнепалеоценовых сапропелитов Центрального Кавказа // Ископаемые микроорганизмы как основа стратиграфии, корреляции и палеобиогеографии фанерозоя. М.: ГЕОС, 1996. С. 117—127.

Музылев Н.Г., Бенъямовский В.Н., Табачникова И.П. Сапропелевые прослои в нижнепалеогеновых отложениях Юга СССР // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1989. № 11. С. 117—119.

Орешкина Т.В., Яковлева А.И. Новые данные по палеонтологической характеристике бучакской, киевской и обуховской свит северного борта Днепрово-Донецкой впадины (скв. 230, пос. Стрелечье) // Палеонтолопчш дослвд-ження в Украшк ютор1я, сучасний стан та перспективи. Киев, 2007. С. 233—237.

Орешкина Т.В., Яковлева А.И., Александрова Г.Н. Прямая корреляция зональных шкал бореального палеогена по диатомеям и диноцистам (по материалам скв. 19-У, пос. Усть-Манья, восточный склон Северного Урала) // Новости палеонтологии и стратиграфии (прилож. к журн. «Геол. и геофиз.»). Вып. 10—11. 2008. Т. 49. С. 347—350.

Ростовцев H.H. Геологическое строение и перспективы нефтегазоносности Западно-Сибирской низменности // Информ. сб. ВСЕГЕИ. 1955. № 2. С. 3—11.

Рубина Н.В., Дрознес М.А. Эоценовые отложения Нижнего Приобья // Решения и труды Межвед. совещ. по доработке и уточнению... Л., 1961. С. 264—271.

Сигов А.П. // Тез. докл. на Межвед. совещ. по разработке унифиц. стратиграф. схем Сибири. 1956. С. 25.

Унифицированные региональные стратиграфические схемы палеогеновых и неогеновых отложений ЗападноСибирской плиты и объяснительная записка к ним / Ред. А.Е. Бабушкин, B.C. Волкова. Новосибирск: СНИИГиМС и ИГНиГ СО РАН, 2001. 83 с.

Шацкий С.Б. Основные вопросы стратиграфии и палеогеографии палеогена Западной Сибири // Палеоген и неоген Сибири (палеонтология и стратиграфия). Новосибирск: Наука, 1978. С. 3-21.

Шацкий С.Б. Среда и жизнь на рубежах эпох кайнозоя в Западной Сибири // Среда и жизнь на рубежах эпох кайнозоя в Сибири и на Дальнем Востоке. Новосибирск: Наука, 1984. С. 9-15.

Шацкий С.Б., Александрова Л.В., Богдашев В.А. и др. Палеоген Центральных раонов Западной Сибири // Морской и континентальный палеоген Сибири. Новосибирск: Наука, 1973. С. 4-39.

Шевченко Т.В. Микрофитофоссилии (диноцисты) позднего палеогена Украинского щита и их стратиграфическое значение: Автореф. канд. дис. наук. Киев, 2002. 24 с.

Яковлева А.И., Александрова Т.Н., Гнибиденко З.Н. Об уточнении возраста люлинворской свиты на юге Западной Сибири // Палеонтология, стратиграфия и палеогеография мезозоя и кайнозоя бореальных районов: Мат-лы научной сессии (18—22 апреля 2011 г.). Новосибирск: ИННиГ СО РАН, 2011. С. 189—192.

Яковлева А.И., Александрова Г.Н., Гнибиденко З.Н. Об уточнении возраста люлинворской свиты на юге Западной Сибири по палинологическим и палеомагнитным данным // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2012. Т. 87, вып. 3. С. 53—87.

Aubry M.-P. Biostratigraphie du Paléogène epicontinental de l'Europe du Nord-Ouest. Etude fondée sur les nanno-fossiles calcaires // Documents des Laboratoires de Géologie de Lyon. T. 89. 1983. P. 1—317.

Berggren W.A. Cenozoic timescale. Some implications for regional geology and paleobiogeography // Lethaia. 1972. Vol. 5. P. 195—213.

Blow W.H. Late Middle Eocene to recent planktonic fo-raminiferal biostratigraphy // Proceedings of the First International Conference on Planctonic Microfossils. Geneva; Brill: Leiden. 1969. Vol. 1. P. 199—422.

Bujak J.P., Downie D., Eaton G.L., Williams G.L. Dino-flagellate cysts and acritarchs from the Eocene of southern England // Spec. Pap. Palaeontol. 1980. N 24. 100 p.

Caro F.Contribution à la connaissance des dinoflagellés du Paléocène-Eocène inférieur des Pyrrénnées espagnoles // Rev. Espan. Micropaleontol. 1973. Vol. 5, N 3. P. 329—372.

Châteauneuf J.J., Gruas-Cavagnetto C. Les zones de Wet-zeliellaceae (Dinophyceae) du Bassin de Paris. Comparaison et correlations avec les zones du Paléogène des basins du Nord-Ouest de l'Europe // Bull. BRGM (2-ème série). Sec. IV. 1978. N 2. P. 59—93.

Coninck J. de. Ypresian organic-walled phytoplankton in the Belgian Basin and adjacent areas // The Ypresian stratotype: Bull. Soc. Belge Géol. 1991 (1998). Vol. 97. P. 287—319.

Costa L.I., Dennison C., Downie C. The Paleoecene/ Eocene boundary in the Anglo-Paris Basin //J. Geol. Soc. London. 1978. Vol. 135. P. 261—264.

Costa L.I., Downie C. The distribution of the dinoflagel-late Wetzeliella in the Paleogene of North-Western Europe // Palaeontology. 1976. Vol. 19. P. 591—614.

Costa L.I., Manum S.B. The distribution of the interregional zonation of the Paleogene (D1—D15) and the Miocene (D16—D20) // The Northwest European Tertiary Basin. Results of the International Geological Correlation Programme, Project 124: Geol. Jahrb. Reihe B. 1988. H. 100. P. 321—330.

Crouch E.M., Heilmann-Clausen C., Brinkhuis H. et al. Global dinoflagellate event associated with the late Paleocene thermal maximum // Geology. 2001. Vol. 29. P. 315—318.

Dickens G.R., O'NeilJ.R, Rea D.K., Owen R.M. Dissociation of oceanic methane hydrate as a cause of the carbon isotope excursion at the end of the Paleocene // Paleoceanograp-hy. 1995. Vol. 10. P. 965—971.

Eldrett J.S., Harding I.C., Firth J.V., Roberts A.P. Mag-netosptratigraphic calibration of Eocene-Oligocene dinoflagellate cyst biostratigraphy from the Norwegian-Greenland Sea // Mar. Geol. 2004. Vol. 204. P. 91—127.

Gavrilov Yu.O., Shcherbinina E.A., Oberhänsli H. Pa-leocene-Eocene boundary events in the northeastern Peri-Tethys // Causes and consequences of global warm climates in the Early Paleogene. Geol. Soc. Amer. Spec. Pap. 369. 2003. P. 147—168.

Hansen J.M. Dinoflagellate stratigraphy and echinoid distribution in Upper Maastrichtian and Danian deposits from Denmark // Bull. Geol. Soc. Denmark. 1977. Vol. 26. P. 1—26.

Hansen J.M. Age of the Mo-Clay Formation // Bull. Geol. Soc. Denmark. 1979. Vol. 27. P. 89—91.

Heilmann-Clausen C. Dinoflagellate stratigraphy of the uppermost Danian to Ypresian in the Viborg 1 borehole, central Jylland, Denmark // Danmarks Geol. Undersogelse. Ser. A. 1985. N 7. 69 p.

Heilmann-Clausen C. The Danish Subbasin, Paleogene di-noflagellates // The Northwest European Tertiary Basin. Results of the International Geological Correlation Programme Project N 124 // Geol. Jb. 1988. Bd A100. P. 339—343.

Heilmann-Clausen C. Review of Paleocene dinoflagellates from the North Sea region // GFF. 1994. P. 51—53.

Heilmann-Clausen C., Costa L.I. Dinoflagellate zonation of the Uppermost Paleocene? to Lower Miocene in the Wursterheide Research Well, NW Germany // Geol. Jb. 1989. Bd A111. P. 431—521.

Heilmann-Clausen C., Van Simaeys S. Dinoflagellate cysts from the Middle Eocene to ?lowermost Oligocene succession in the Kysing Research borehole, central Danish Basin // Pa-lynology. 2005. Vol. 29. P. 143—204.

Iakovleva A.I. Les Dinoflagellés du Paléocène-Eocène de la Sibérie Occidentale et des régions avoisinantes: application stratigraphique, paléoécologique et paléogéographique (PhD thesis). Université Montpellier II, Montpellier, France. 2000.

Iakovleva A.I. Palynological reconstruction of the Eocene marine palaeoenvironments in south of Western Siberia // Acta Palaeobotanica. 2011. Vol. 51, N 2. P. 229—248.

Iakovleva A.I., Brinkhuis H., Cavagnetto C. Late Paleo-cene-Early Eocene dinoflagellate cysts from the Turgay Passage; correlations across ancient seaways // Palaeogeogr., Pa-laeoclimatol., Palaeoecol. 2001. Vol. 172. P. 243—268.

Iakovleva A.I., Cavagnetto C., Rousseau D.D. Paleocene-Eocene Dinoflagellate stratigraphy of the borehole No. 4 (Central Western Siberia) // Palynology. 2000a. Vol. 24. P. 187—200.

Iakovleva A.I., Heilmann-Clausen C. Wilsonidium pecho-ricum sp. nov. — a new Dinoflagellate species with unusual

asymmetry from the Paleocene-Eocene transition //J. Pale-ontol. 2007. Vol. 81, N 5. P. 1023—1033.

Iakovleva A.I., Heilmann-Clausen C. Eocene dinoflagella-te cyst biostratigraphy of research borehole 011-BP, Omsk Region, southwestern Siberia // Palynology. 2010. Vol. 34, N 2. P. 195—232.

Iakovleva A.I., King C, Steurbaut E. et al. Early-Mid Eocene dinoflagellates from the Aktulagay section (Kazakhstan): new information on marine connections between the eastern Peri-Tethys and the North Sea Basin // Abst. of XI Intern. Palynol. Congr. (ICP) 2004, Polen, Vol. 14. Spain: University of Cordoba. P. 199—200.

Iakovleva A.I., Kulkova I.A. Paleocene-Eocene dinofla-gellate cysts and continental palynomorphs of the Pur Downstream Basin (northwestern Siberia): biostratigraphical and paleoenvironmental implication // Rev. Espan. Micropaleontol. 2001. Vol. 33. P. 1—31.

Iakovleva A.I., Kulkova I.A. Paleocene-Eocene dinofla-gellate zonation of Western Siberia // Rev. Palaeobot. Palynol. 2003. Vol. 123. P. 185—197.

Iakovleva A.I., Kulkova I.A., Cavagnetto C. Eocene mic-rophytofossils (Dinoflagellate cysts and continental palyno-morphs) of Northwestern Siberia (Severnaya Sosva Basin) // Newslett. Stratigr. 2000в. Vol. 38, N 1. P. 13—38.

Iakovleva A.I., Oreshkina T.V., Alekseev A.S., Rousseau D.D. A new paleontological and paleogeographical data in the Pechora Depression, Northeastern European Russia // C. R. Acad. Sci. France. Ser. II. 2000c. Vol. 330. P. 485—491.

Köthe A. Paleogene Dinoflagellates from Northwest Germany — Biostratigraphy and Paleoenvironment // Geol. Jb. 1990. Bd A 118. P. 3—111.

Köthe A. Dinozysten-Zonierung im Tertiär Norddeutschlands // Revue Palebiol. 2003. Vol. 22, N 2. P. 895—923.

Luterbacher H.P., Ali J.R., Brinkhuis H. et al. The Pa-leogene Period // A Geologic Time Scale 2004. Cambridge: Cambridge University Press, 2004. P. 384—408.

Martini E. Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation // Proceedings of the II Planktonic Conference, Roma 1970. Rome: Edizioni Tecnoscienza, 1971. Vol. 2. P. 739—785.

Molina E, Alegret L, Apellaniz E. et al. The Global strandard stratotype-section and point (GSSP) for the base of the Lutetian Stage at the Gorrondatxe section, Spain // Episodes. 2011. Vol. 34. P. 86—108.

Mudge D.C., Bujak J.P. Eocene stratigraphy of the North Sea Basin // Mar. Petrol. Geol. 1994. Vol. 11. P. 166—181.

Mudge D.C., Bujak J.P. Paleocene biostratigraphy and sequence stratigraphy of the UK central North Sea // Mar. Petrol. Geol. 1996. Vol. 13. P. 295—312.

Muzylöv N.G., Shcherbinina E.A. The main geological events of Thanetian-lower Ypresian of the South of the Former USSR // IGCP (Intern. Geol. Correl. Progr.) Project 308

meeting Paleocene-Eocene boundary events. Beer Sheva, Israel, 8-15 January 1995. 1995. P. 6-7.

Nohr-Hansen H. Dinoflagellate cyst stratigraphy of the Palaeogene strata from the Hellefisk-1, Ikermiut-1, Kanga-miut-1, Nukik-2 and Qulleq-1 wells, offshore West Greenland // Mar. Petrol. Geol. 2003. Vol. 20. P. 987-1016.

Ogg J.G., Ogg G., Gradstein F.M. The concise Geologic Time Scale. Cambridge: Cambridge University Press, 2008. 177 p.

Ogg J.G., Smith A.G. The geomagnetic polarity scale // A geologic time scale 2004. Cambridge: Cambridge University Press, 2004. P. 63-86.

Powell A.J. A stratigraphic index of Dinoflagellate cysts // British Micropaleontol. Soc. Publ. Ser. 1992. 290 p.

Powell A.J., Brinkhuis H., Bujak J.P. Upper Paleocene-lo-wer Eocene dinoflagellate cyst sequence biostratigraphy of southeast England // Correlation of the Early Paleogene in Northwest Europe. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1996. Vol. 101. P. 145-183.

Radionova E.P., Khokhlova I.E., Beniamovskii V.N. et al. Paleocene/Eocene transition in the northeastern Peri-Tethys area: Sokolovskii key section of the Turgay Passage (Kazakhstan) // Bull. Soc. Geol. France. 2001. T. 172, N 2. P. 245-256.

Röhl U., Weterhold T., Bralower T.J., Zachos J.C. On the duration of the Paleocene — Eocene thrmal maximum (PETM) // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2007. Vol. 8. doi:10.1029/2007GC001784.

Schnetler K.I., Heilmann-Clausen C. The molluscan fauna of the Eocene Lillebffilt Clay, Denmark // Cainozoic Res. 2011. Vol. 8. P. 41-99.

Simaeys S. Van, Man E. de, Vandenberghe N.L. et al. Stra-tigraphic and palaeoenvironmental analysis of the Rupelian-Chattian transition in the type region: evidence from dinofla-gellate cysts, foraminifera and calcareous nannofossils // Pa-laeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2004. Vol. 208. P. 31-58.

Steurbaut E. High-resolution holostratigraphy of Middle Paleocene to early Eocene strata in Belgium and adjacent seas // Palaeontographica. 1998. Bd A 247. P. 91-156.

Waagstein R., Heilmann-Clausen C. Petrography andbio-stratigraphy of Palaeogene volcaniclastic sediments dredged from the Faeroes shelf // The tectonics, sedimentation and palaeo-ceanography of the North Atlantic Region: Geol. Soc. London Spec. Publ. 1995. Vol. 90. P. 179-197.

Williams G.L., Brinkhuis H., Pearce M.A. et al. Southern Ocean and global Dinoflagellate cyst events compared: index events for the Late Cretaceous-Neogene // Proc. ODP. Sci. Res. 2004. Vol. 189. P. 1-98.

Zachos J.C., Lohmann K.C., Walker J.C.G., Wise S.W. Abrupt climate change and transient climates during the Pa-leogene: A marine perspective // J. Geol. 1993. Vol. 101. P. 191-213.

TO THE QUESTION ON DINOCYST ZONATION OF PALEOCENE-EOCENE IN WESTERN SIBERIA

A.I. Iakovleva, G.N. Aleksandrova

In the present paper we propose a new updated version of the Paleocene-Eocene dinocyst zonation of Western Siberia. The present zonation includes 21 dinozones and beds with dinocysts for the Western Siberia and adjacent Pechora Depression, which are compared and correlated with their counterparts from the Western Europe and Peri-Tethys. Based on the updated dinocyst data,

the stratigraphical age of the West Siberian regional substages is done: 1) Talitsian is attributed to the Danian—Selandian; 2) Lulinvorian corresponds to the Tanetian—uppermost Ypresian; 3) "Rus-sko-Polyanskie" Beds, recognized between the Lulinvorian and Tavdian and separated by hiatuses, correspond to the mid Lutetian; 4) Tavdian is attributed to the end of Lutetian—upper Priabonian.

Key words: Western Siberia, stratigraphy, Paleocene—Eocene, zonation, dinocysts.

Сведения об авторах: Яковлева Алина Игоревна — ст. науч. сотр. лаб. палеофлористики ГИН РАН, канд. геол.-минерал. наук, e-mail: alina.iakovleva@gmail.com; Александрова Галина Николаевна — науч. сотр. лаб. палеофлористики ГИН РАН, e-mail: dinoflag@mail.ru