Центральная часть Восточного Саяна располагается на стыке двух региональных структур – Алтае Саянской складчатой области и Сибирской платформы. Взаимодействие этих литосферных блоков земной коры оказало существенное влияние на становление и преобразование структуры слагающих их докембрийских комплексов. Это создает значительные затруднения в восстановлении и расшифровке сложной структуры региона. Поэтому часть геологических вопросов еще не нашла своего решения. Это в первую очередь относится к проблеме выявления разноплановых деформаций, их масштабности и причин возникновения. Они фиксируются по развитию поперечных складок, усложняющих структуру региона. Подобные структуры часто являются рудоконтролирующими, чем и объясняется повышенный интерес к ним. Поэтому синтез имеющихся геологических данных, постоянно пополняемый новыми сведениями по суперпозиционным структурам, создает целостное представление о геологии региона и позволяет оперативно решать прикладные задачи, касающиеся поисков и прогноза месторождений полезных ископаемых. В этом состоит актуальность исследований. Результаты проведенного исследования будут способствовать наращиванию минерально-сырьевой базы региона, в котором уже выявлены эндогенные месторождения и рудопроявления золота, полиметаллов, редких металлов, слюды и других полезных ископаемых. Цель исследований: Изучение формирования складчатой структуры докембрийских комплексов, поиск взаимосвязи этапов складчатости и рудообразования. Решались следующие задачи: 1. Выяснение общих закономерностей структурной организации докембрийских комплексов пород в центральной части Восточного Саяна на основе анализа сведений о структуре, метаморфизме и магматизме. 2. Выделение морфологических и генетических групп складок, этапов их формирования, выяснение возраста и связи с тектоническими режимами. 3. Выявление связи эндогенного рудообразования и складчатой структуры на основе синтеза имеющихся геологических данных.

Северо-Восток России представляет собой сложнопостроенный гетерогенный в геолого-структурном отношении мегарегион, отвечающий в целом области мезозойской складчатости. В триасовом и юрском периодах здесь располагался ряд сопряженных седиментационных бассейнов (Ленский. Колымский. Чукотский), каждый из которых представляет самостоятельный структурно-стратиграфический регион или область. Основные геолого-структурные элементы мегарегиона имеют индивидуальную историю развития, что нашло отражение в строении характеризующих их стратиграфических разрезов. Вместе с тем в истории бассейнов намечается определенная общность, обусловленная межрегиональными или глобальными событиями, адекватно отразившимися в строении разрезов различных тектоно-седиментационных элементов и развитии биоты (рис. 1). Яркой особенностью бассейнов является цикличность седиментационного процесса. В качестве основных причин цикличности выступают тектонические и эвстатические события. Первые определяют, главным образом, границы этапов поступательного развития седиментационных бассейнов, вторые обуславливают циктичность седиментогенеза внутри этапов. Границы этапов подчеркиваются паузами в осадконакоплении, несогласиями, обусловленными палеогеографическими и. отчасти, структурными перестройками, связанными с фазами усиления тектонической активности, которые сопряжены с глобальными тектоническими фазами - окончание герцинской. индосинийской. невадийской (колымской). В интервале нижний триас - нижний мел выделяются следующие седиментационные этапы: куларский (Ti-Тзь), юкагирский (Тзп-Ь), колымский (J3-K1) [Репин и др., 1993: Репин, 1997]. В стратиграфических разрезах седиментационные этапы характеризуются высшими стратонами местной стратиграфии - комплексами, которые объединяют серии и свиты. Комплексы имеют цикличное строение, обусловленное, в первую очередь, трансгрессиями. Трансгрессии имеют различную степень выраженности и различный радиус действия и в большинстве случаев совпадают с началом или нижней половиной стандартных ярусов. Часть из них фиксируется практически по всему Бореальному биогеографическому поясу. К ним относятся раннеоленекская. раннеанизийская, раннекарнийская. ранненорийская, раннегеттангская. раннетоарская, раннеааленская, раннеоксфордская. Трансгрессии определяют рубежи истории седиментационного процесса и биоты и выступают границами экосистем. С моментами субглобальных трансгрессий сопряжен климатический оптимум, когда возникали условия теплого или субтропического гумидного климата. Это способствовало расцвету зоо- и фитопланктона в бассейнах и проникновению в Арктику теплолюбивых растений - элементов Индо-Европейской палеофлористической области и животных -элементов Тетиса. В областях размыва в эти моменты часто формировался пенеплен. В условиях изобилия органики и терригенного голодания и при соответствующей морфологии бассейнов седиментации формировались черносланцевые толщи. Улучшение связей, выравнивание температурного градиента и экологических обстановок приводило к распространению в циркумарктической акватории одинаковых или викарирующих таксонов биоты, происходило выравнивание систематического состава и структуры палеосообществ, возникали условия зоогеографического пенеплена - томпинский (ранний оленек), куларский

Ингулецкое месторождение относится к Лихмановскому (Ингулецкому) железорудному району, занимающему крайнюю южную позицию в составе Криворожского бассейна. На севере он по серии субширотных разломов граничит с Южным железорудным районом Кривбасса (рис. 1). Продуктивной толщей района является Лихмановская железорудная полоса, в южной части которой в зоне замыкания Лихмановской синклинали расположено Ингулецкое месторождение магнетитовых кварцитов. К северу от него вдоль всего простирания Лихмановской полосы протянулась цепочка относительно мелких месторождений богатых и бедных гематитовых и магнетитовых руд. Большинство месторождений богатых руд отработано карьерами и шахтами. Месторождение разрабатывается Ингулецким горнообогатительным комбинатом (ИнГОКом) – одним из крупнейших предприятий по добыче и обогащению бедных магнетитовых руд. Общая длина Ингулецкого месторождения 5,3 км, ширина – от 0,5 до 1,3 км [1, 4-6, 16, 17]. Одной из характерных черт геологического строения месторождения является погружение шарнира Лихмановской синклинали и в ее составе продуктивной толщи месторождения в северном направлении. В этом же направления на протяжении всех 50 лет эксплуатации месторождения происходит развитие карьера ИнГОКа. В состав продуктивной толщи месторождения входят 5 железистых горизонтов (от второго до шестого) саксаганской свиты, которые в разрезе свиты чередуются с 4 (от третьего до шестого) сланцевыми горизонтами (рис. 2). В верхних частях разрезов всех стратиграфических горизонтов проявлены гипергенные изменения железистых кварцитов и сланцев. Выветривание является геологическим процессом, который завершает формирование современного строения и состава железорудной толщи месторождения. Кора выветривания железистых горизонтов представлена мартитжелезнослюдковыми, железнослюдко-мартитовыми, мартитовыми, дисперсногематит-мартитовыми и мартит-дисперсногематитовыми кварцитами. Общее содержание железа в составе гематитовых кварцитов в среднем около 35 мас.%, что близко к соответствующему показателю магнетитовых кварцитов. Это свидетельствует о слабой подвижности железа в процессе выветривания железистых пород. Кора выветривания сланцевых горизонтов сложена мартит-кварцдисперсногематитовыми, кварц-дисперсногематитовыми, каолиниткварц-дисперсногематитовыми сланцами. В верхних зонах коры выветривания как железистых, так и сланцевых горизонтов породообразующими минералами являются также гетит и дисперсный гетит, в нижних – реликтовые магнетит и силикаты (куммингтонит, хлорит, биотит, альмандин и др.). Основным полезным ископаемым Ингулецкого месторождения являются бедные магнетитовые руды (магнетитовые кварциты), из которых с использованием технологии «мокрой» магнитной сепарации производят железорудный концентрат. Но на протяжении последних 10 лет активно изучается возможность использования бедных гематитовых руд (гематитовых кварцитов) в качестве сырья для производства гематитового концентрата. Максимальная мощность коры выветривания пород пятого и шестого железистых горизонтов обусловила выбор их в качестве основной минерально-сырьевой базы для производства гематитового концентрата.

В последние десятитилетия в науках о Земле возникла и получила бурное развитие новая научная дисциплина — геодинамика, которая ставит своей задачей установление и исследование сил, действие которых порождает процессы, изменяющие состав и строение твердых оболочек Земли, не только тектонические, но и сейсмические, магматические и метаморфические. В отличие от геотектоники она использует данные всех трех основных наук о Земле — геологии, геофизики и геохимии — и является, таким образом, синтезирующей дисциплиной. Сама геотектоника, будучи разделом геологии, состоит из нескольких разделов, первый из которых называется морфологической геотектоникой, чаще называемой структурной геологией или просто тектоникой. Она появилась еще в 20—30-е гг. и окончательно сформировалась в 80—90-е гг. XIX в. Она включает выделение основных типов тектонических дислокаций мелкого и среднего масштаба размером до первых сотен километров: это антиклинали и синклинали, сбросы и флексуры. В особый подраздел исторической геотектоники выделилась неотектоника, рассматривающая последний этап развития литосферы. Причиной такого обособления явилась специфичность как самого этапа, так и методов его изучения [45]. Среди геодинамических дисциплин основной задачей региональной исторической геодинамики (палсоге-одинамики) является объемная реконструкция картины распределения и эволюции вещественных комплексов и сил, существовавших и действовавших в земной коре и верхней мантии региона в прошедшие геологические эпохи. Современная тектоника литосфсрных плит дает для этого оболочку в виде набора абстрактных моделей палеотектонических обстановок, а формационный анализ, так или иначе следующий принципу ак-туализма, позволяет использовать формации-индикаторы как в качестве инструмента для установления геодинамических условий.

На основе анализа данных по рельефу, составу и возрасту горных пород и геологических формаций, слагающих Сахалин, его тектонического строения воссоздается история формирования современной структуры острова – Сахалинского мегантиклинория в составе Хоккайдо-Сахалинской складчатой области, являющейся северным звеном Сахалино-Японской островной дуги в системе островных дуг северозападного островодужного сектора Циркум-Тихоокеанского подвижного пояса. Наилучшим объяснением всех геолого-геофизических особенностей Сахалина, островных дуг и Земли в целом является предлагаемая новая ротационная геодинамическая модель, состоящая из пяти наложенных друг на друга геодинамических механизмов – ротогенеза, дрифтогенеза, пассивного и активного рифтогенеза и сепаратогенеза или геосферогенеза, имеющих общую глобальную ротационную природу Земли как планеты в Солнечной системе. В результате действия всех пяти механизмов этой модели ближайшее геологическое будущее Сахалина будет выражаться в общем сжатии и консолидации складчатой структуры острова, в смещении в общем юго-восточном направлении и развороте против часовой стрелки, в повышенной тектонической активности, в том числе естественной сейсмичности, молодых плиоценчетвертичных новообразованных Западно-Сахалинского и Северо-Восточного антиклинориев по сравнению с другими более древними видоизмененно-реликтовыми антиклинориями; в более отдаленном геологическом будущем – в наращивании Сахалина новыми горно-антиклинорными сооружениями за счет смежных с ними прогибов, прежде всего на месте современных Татарского пролива и северной части Японского моря, а в составе всех островных дуг вдоль западной части Тихого океана – в их опережающем, по сравнению с Азиатским и Австралийским континентами, перемещении в сторону Тихого океана. В отличие от широко известного чисто исторического представления: «нельзя понять настоящее без прошлого, а будущее без настоящего», отдающего предпочтение прошлому, в геологической триаде подобного рода любого региона предпочтение отдается настоящему: «нельзя достоверно воспроизвести геологическое прошлое и будущее без досконального знания настоящего» (принцип актуализма). Что мы знаем о настоящем геологическом положении о. Сахалина? Это достаточно крупный и гористый остров, составляющий северное звено наиболее крупной и наиболее изученной всеми геолого-геофизическими методами Сахалино-Японской островной дуги, входящей в систему островных дуг самого типично уникального северо-западного островодужного сектора Тихоокеанского тектонического подвижного пояса с активнейшей современной сейсмичностью и вулканизмом, «огненным кольцом» со всех сторон обрамляющего самый большой и древний на Земле Тихий океан.

Перспективы Севано-Амасийской зоны стали оцениваться весьма благоприятными после открытия Соткского месторождения золота. Геолого-структурныс особенности этой зоны изучены достаточно детально 11-4], однако перспективы металлоносности, в частности золотоносности, остались слабо изученными. В настоящей статье в статье новых фактических данных рассматриваются перспективы на золотоносность группы проявлений в центральной части Севано-Амасийской зоны - в пределах Дилижан-Тан-дзутского рудного поля (Дилижан, Фиолетово), а также группы проявлений на южных флангах Соткского месторождения (Катар, Царасар, Агдугдаз). Строение зоны. Севано-Амасийекая зона (Севано-Ширакский синкли-норий, но О.А. Саркисяну) протягивается от Вардсннсского хребта на северо-запад до верховьев р. Ахуряп, образуя дугообразную складчатую структуру. Она характеризуется сложным внутренним строением и сложена мощным комплексом вулканогенных, вулканогенно-осадочных н интрузивных пород мезо-кайнозоя, а также офиолитами. С севера и северо-востока, а также с юга и юго-запада зона разграничена глубинными разломами соответственно от Вираайоц-Карабахской и Базумо-Зангезурской складчатых зон [2]. Внутреннее строение зоны блоково-складчатое и, по гсолого-гсофизичсским данным, отчетливо делится поперчиыми структурами на 3 крупных тектонических сегмента (с северо-запада на юго-восток): Амасийский, Лори-Ванадзорский н Севанский [5]. Характерно, что, по имеющимся данным некоторых исследователей, породы офиолитовой серии широко развиты в крайних сегментах, а в центральной части развиты гранитоиды [4]. Перспективы золотоносности. В пределах Дилижан-Тандзутского рудного поля в настоящее время эксплуатируются золотоносные кварциты Тандзутского месторождения как флюс для Алавердского медеплавильного комбината, опоискованы Фиолстовскос золоторудное и Дилижанское золотомсднос месторождения в 10-12 км друг от друга на противоположных склонах Памбакского хребта, сформировались в одно и то же время и генетически (парагенетически) связаны с выходом интрузива порфировидных гранодиоритов. Достаточно четко устанавливается их редкометальная рудоносность, которая наряду со структурно-генетическими и акцессорно-минералогическими особенностями указывает на тесные генетические связи медно-молибденового, золото-вис-мут-теллурового оруденений со специализированными интрузиями порфировидных гранитоидов [6, 7]. Эти месторождения характеризуются одним и тем же набором минералов (кварц, теллуриды, самородное золото, пирит, арсено-пирит, полиметаллы, карбонаты и др.), что в определенной мере свидетельствует об аналогичных условиях их формирования. Рядом с с.Фиолетово на правом борту р. Агстсв выявлены многочисленные древние выработки и шлаки, свидетельствующие о древних разработках. Фиолстовское месторождение, как и Соткское, приурочено к сводовой части антиклинальной складки близширотного простирания, разбитой вдоль оси крупным разломом, который вскрыт на восточном фланге в штольне №13. Ядро складки, как и на Соткском месторождении, слагают терригеино-карбонатная толща верхнего мела и породы офиолитовой серии. Вдоль зоны разлома внедрилось дайкообразное тело порфировидных гранодиоритов.

Исследования покровно-складчатых, надвиговых дислокаций в складчатых областях фанерозоя, в осадочном чехле континентов, в зонах “конвергентных границ плит” дали большой фактический материал, однако реконструкция полей напряжений, интерпретация механизмов их формирования у разных авторов оказались крайне противоречивыми. В соответствии с положениями тектоники плит, конвергентная граница – это граница столкновения двух литосферных плит, вдоль которой из чисто механических соображений должны формироваться структуры сжатия, к которым относят вулканическую дугу, глубоководный желоб в океане, горную систему на континенте. Но оказалось, что неотъемлемым, равноправным по рангу элементом во всех этих типах конвергентных границ являются структуры растяжения [24]. К ним относятся окраинные (спрединговые) моря западной части Тихого океана и бассейнов Средиземного моря. Структуры растяжения выявлены в орогенных поясах, обрамляющих с востока и юго-востока Тихий океан, на Камчатке, в Альпийско-Средиземноморском поясе. И на древних платформах, и в молодых складчатых образованиях есть зоны раздвижения, субпараллельные и субперпендикулярные ближайшим горным сооружениям [38]. Установлено также, что характерной чертой формирования многих покровно-складчатых сооружений является одновременное образование в их тылу структур растяжения (рифтогенных структур) [18, 20, 22, 28, 40]. То есть в областях регионального сжатия существуют растягивающие усилия того же направления, приводящие к образованию рифтовых зон, рифтоподобных структур. Из этого парадоксального факта Е.Г.Мирлин [24] делает вывод, что растяжение литосферы является неотъемлемой особенностью глобальных зон сжатия на нашей планете. Вывод этот является противоречивым, поскольку в данном случае оси сжатия и оси растяжения совмещены и во времени, и в пространстве. Анализируя модели образования окраинных морей в тылу островных дуг, Р.М.Деменицкая [8] констатировала, что объяснения этому процессу нет. Факт, по нашему мнению, полностью перечеркивающий идею субдукции.

На территории Северного Приладожья помимо собственно магматических и пегматитовых месторождений известны многочисленные мелкие гидротермальнометасоматические месторождения и рудопроявления черных, цветных и редких металлов, локализованные в скарнах, грейзенах и грейзенизированных скарнах. Скарновые месторождения приурочены в основном, к нижнему или верхнему карбонатным горизонтам сортавальской серии, обрамляющей гранитогнейсовые купольные структуры, и представлены магнетитовыми, магнетит-сфалеритовыми, халькопирит-сфалеритовыми, касситеритовыми и др. рудами /16/. На северо-западе района известны рудопроявления шеелита /4/ и касситерита /7/, локализованные в окварцованных и фельдшпатизированных гранат-пироксеновых скарнах. Кроме того, в районе д. Маткаселька известны грейзены с оловянно-редкометалльной минерализацией, генетически связанные с альбит-мусковитовыми пегматоидными гранитами /7/, а в Питкярантском районе - грейзены с оловянно-редкометальной минерализацией, связанной с комплексом гранитов рапакиви. Существуют противоречивые точки зрения на источники металла для упомянутых месторождений и рудопроявлений: некоторые исследователи считали таковым дифференцированный плутон гранитов рапакиви /13,16/, другие - гнейсограниты куполов, которые рассматривались как синкинематические нижнепротерозойские интрузии. В последнее время появились новые геологические данные (устное сообщение В.В. Иваникова, Ю.Г. Кобылянского и наблюдения автора), свидетельствующие о наличии в скарнах раннего этапа оловянного оруденения, предшествующего формированию оловорудных апоскарнов и грейзенов, связанных с комплексом гранитов рапакиви. Так, в гранитогнейсах Люппиковской купольной структуры известны секущие дайки кварцевых порфиров и гранит-порфиров /10, 11/, которые по результатам проведенного нами дискриминантного анализа петрохимических данных являются аналогами выборгитов первой фазы внедрения Салминского массива гранитов рапакиви. Дайки гранит-порфиров пересекаются, в свою очередь, жилами и дайками мелко-среднезернистых альбитовых аплитов - последней, третьей (по /I/) фазы внедрения комплекса рапакиви, и содержат многочисленные разноориентированные ксенолиты гранитогнейсов, амфиболитов, гранат-диопсидовых скарнов, биотитовых сланцев ладожской серии, пегматитов и выборгитов. В некоторых ксенолитах гранат-диопсидовых скарнов отмечаются концентрации олова до 500-630 г/т, а в ксенолитах амфиболитов - до 42 г/т. При этом содержание олова в самих гранит-порфирах находится на уровне 3.5-4 г/т, а в пересекающих их дайках альбитовых аплитов - 4.5-5.7 г/т. Таким образом, граниты комплекса рапакизи вряд ли можно считать источником металла в ксенолитах гранат-диопсидовых скарнов. Скорее всего, им могут быть пегматиты и пегматоидные граниты, которые пространственно тесно ассоциируют с оловянным оруденением и сами содержат акцессорно-касситеритовую минерализацию /7,16/, либо гранитогнейсы купольных структур.

В работе рассмотрены терминологические и понятийные расхождения в разработках систематики пород и формаций. Показана целесообразность делить породы прежде всего на сформированные в эндогенных (плутонические и метаморфические) и в экзогенных (вулканогенные и осадочные) условиях, а геологические формации – на эндогенные (плутонические, метаморфические, плутоно-метаморфические), экзогенные (осадочные, вулканогенные, осадочно-вулканогенные, коптогенные. Предложена систематика формаций нижнего докембрия Украинского щита, ранговая и целевые их классификации. Разработка систематики и иных классификаций геологических формаций нижнего докембрия вряд ли может быть успешной в отрыве от других их групп. Все они представляют определенный уровень организации вещества земной коры, и классификационные их системы должны базироваться на одинаковых принципах. Вопросы классификации геологических формаций возникли почти одновременно с введением в практику геологических исследований приемов формационного анализа [8, 9]. Обычно в основу классификаций исследователи вводили признаки сообразно целевым установкам исследований. Основатель парагенетического направления формационного анализа Н. С. Шатский допускал возможность их классифицировать на тектонической основе, но позже такие представления пересмотрел. При этом и в дальнейшем он считал необходимым устанавливать взаимосвязи формаций с крупными элементами структуры земной коры [42]. В трудах многих выдающихся ученых-тектонистов (Н. С. Шатский, Н. П. Херасков, В. В. Белоусов, В. Е. Хаин, А. В. Пейве, Ю. А. Косыгин, М. В. Муратов, В. М. Цейслер и др.) назывались группы платформных, геосинклинальных, орогенных формаций и нередко приводилось их дополнительное деление между более мелкими типовыми структурами (мио- и евгеосинклинальные, краевых прогибов и др.). Создавались также модели смены формаций на протяжении одного тектонического цикла. Со сменой геосинклинальной тектонической парадигмы на плейттектоническую появляются классификации формаций по приуроченности к главным современным морфоструктурам океанического дна и окраин континентов. Но лишь некоторые геологические формации, как известно, служат индикатором определенных палеотектонических условий. Более однозначно характер структур определяют типы вертикальных рядов формаций.

Исследование волжского яруса Арктики - терминального яруса юрской системы - крайне актуально, поскольку на шельфе Баренцева моря и на севере Сибири отложения этого возраста характеризуются значительным нефтегазоносным потенциалом. В научном плане сведения о волжском ярусе помогут найти решение различных вопросов биостратиграфии (определения геологического возраста пород) и палеогеографии. В конце юры арх. Шпицберген располагался вблизи возможных путей миграции морских организмов из Северо-Западной Европы в Арктику. Этим фактом еще больше повышается важность детального исследования юрских отложений и волжского яруса в частности. Наиболее ценны для детальной биостратиграфии и определения геологического возраста пород остатки головоногих моллюсков - аммонитов. Аммониты волжского яруса описаны и изображены в ряде статей и монографий, но до сих пор не решены многие вопросы детальной биостратиграфии. Это объясняется тем, что находки аммонитов приурочены к немногим стратиграфическим уровням. Принятая в настоящее время схема стратиграфии волжских отложений арх. Шпицберген состоит из аммонитовых зон, известных на разных территориях: в Гренландии, в Восточной Европе и на Приполярном Урале. Схема основана, главным образом, на материалах геологической съемки, тогда как данных о распределении аммонитов в конкретных разрезах в научной литературе практически нет [Е.С.Ершова, 1983]. В рамках проектов МПГ 2007/08 (программы ОНЗ РАН №14 и Президиума РАН №17) в течение двух экспедиционных сезонов 2006-2007 гг. М.А.Рогов детально изучил два хорошо известных разреза верхнеюрских отложений Западного Шпицбергена, расположенных вблизи м. Фест-нинген и на горе Миклегард. Предварительная обработка собранных материалов позволяет существенно дополнить наши знания о строении волжских отложений данного региона. Некоторые результаты исследований доложены на совещании по границе юры и мела в Бристоле [M.A.Rogov, 2007], и в настоящее время они могут быть дополнены новыми данными по горе Миклегард. Волжские отложения в обоих разрезах представлены монотонной толщей черных аргиллитов с многочисленными прослоями сидеритовых конкреций и (в нижней части) алевролитов и песчаников суммарной мощностью около 100 м. Наиболее хорошо сохранившиеся аммониты найдены в сидеритовых стяжениях, хотя они встречаются и в аргиллитах. Нижнюю границу волжского яруса на Шпицбергене пока нельзя определить биостратиграфическим методом, так как между последними находками стратиграфически ниже расположенных верхнекиме-риджских и первыми находками выше расположенных волжских аммонитов во всех разрезах имеется довольно большой промежуток без характерных окаменелостей. Нижневолжские отложения на Западном Шпицбергене плохо охарактеризованы аммонитами. Лишь на горе Миклегард в основании разреза волжского яруса встречены специфические тонкоребристые аммониты, близкие к Pectinatites. Средневол-жские слои, напротив, содержат многочисленные аммониты и могут быть подразделены на зоны с той же детальностью, что и на севере Сибири и Приполярном Урале. В основании средневолжского подъяруса впервые для Шпицбергена удалось выделить уровень с редкоребристыми Pavlovia rugosa, что позволило наметить здесь зону Rugosa, ранее известную только в Восточной Гренландии. Выше по разрезу встречаются многочисленные мелкие Dorsoplani tes, которые традиционно определялись как D.panderi и относились к одноименной зоне. Однако сравнение аммонитов Западного Шпицбергена с типичными D.panderi показывает их существенные различия. Аммониты Западного Шпицбергена ближе к арктическим видам, таким как D.sibiriakovi, D.antiquus и D.gracilis , характеризующим зону Приполярного Урала и Северной Сибири. Таким образом, данный стратиграфический интервал следует относить к зоне Ilovaiskyi.