авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 19 | 20 || 22 | 23 |   ...   | 30 |

«Федеральное агентство по образованию Государственное образовательное учреждение высшего профессионального об- разования Ухтинский государственный ...»

-- [ Страница 21 ] --

Анализ кривых распределения указывает на различие плотности не только по типам пород, но и для однотипных кристаллических образований, для которых устанавливается за висимость плотности от распределения в них породообразующих минералов. Повышенное содержание темноцветных компонент обуславливает увеличение плотности пород. Так, в ме тасоматических породах кислого состава, где содержание темноцветных минералов не более 5-10%, плотность не превышает 2,61-2,63 г/см3. Для гнейсов, парагнейсов и метаморфиче ских пород основного состава их содержание колеблется в пределах 10-30% и 30-50%, соот ветственно, плотность изменяется от 2,66 до 2,86 г/см3 (Н. В. Подоба, 1959).

Следовательно, плотность пород добайкальского комплекса определяется преимуще ственно их минеральным составом. Более плотными среди однотипных пород являются обычно древние кристаллические образования. Однотипные породы характеризуются раз личной плотностью и высокой ее дисперсией благодаря образованию полиморфных моди фикаций при разной кристаллической решетке в зависимости от характера метаморфизма.

Повышение степени метаморфизма обусловливает увеличение плотности пород одинакового химического состава.

Плотность метаморфических пород зависит также от интенсивности и характера про цессов их преобразования. В зонах регионального метаморфизма она является функцией давления при аллохимических длительных процессах. Так, областям понижения плотности на Балтийском щите соответствуют антиклинорные зоны, а областям повышения - синкли норные. Уменьшение плотности и увеличение намагниченности пород характерно для пе риодов преобладающих восходящих движений, сопровождающихся региональной гранитизацией и гравитационной дифференциацией пород (Дортман, 1968). Разуплотнение пород обусловливает и наложение процессов щелочного метасоматоза.

Следовательно, изучение плотности пород может быть использовано для оценки процес сов метаморфизма и выделения антиклинорных и синклинорных зон добайкальских кристал лических комплексов пород.

Геофизическая характеристика земной коры Результаты статистической обработки измерений плотности и магнитной восприим чивости петрографических групп пород и их разностей показывают, что для добайкальского комплекса пород наблюдаются отклонения среднеарифметических значений параметров от наиболее вероятных величин в сторону уменьшения или увеличения последних. Смещение наиболее вероятных значений в сторону уменьшения плотности и магнитной восприимчиво сти подтверждает представления об изменениях пород при воздействии процессов выветри вания и окисления. Поэтому при дальнейшей обработке использованы средние арифметические величины параметров, характеризующие породу в физическом отношении по любому количеству измерений.

Для кристаллических пород добайкальского комплекса характерна зависимость маг нитной восприимчивости и плотности от состава пород и степени их метаморфизма. Поэто му для изучения связей между средней магнитной восприимчивостью ( ) и плотностью ( ) построены корреляционные поля log и для каждой петрографической группы. Анализ этих зависимостей, оценка коэффициентов корреляции и выяснение вопроса о реальности корреляционных связей свидетельствуют о слабой взаимосвязи данных параметров. Соста вить уравнение регрессии между плотностью и магнитной восприимчивостью в наиболее простой форме не представляется возможным. Однако их сравнение обнаруживает тенден цию к одновременным изменениям и. Поэтому для выявления общих закономерных изменений плотности и магнитной восприимчивости построены области распределения пет рографических групп пород в пространстве параметров и (рис. 46). Каждой петрогра фической группе пород в пространстве этих параметров соответствует область их изменения в зависимости от различных факторов, влияющих на увеличение или уменьшение значений плотности и магнитной восприимчивости.

Рис. 46. Области распределения комплексов пород фундамента Волго-Камского края в пространстве параметров плотности и магнитной восприимчивости Геофизическая характеристика земной коры (Г. Е. Кузнецов, 1966) Условные обозначения на рис. 44.

Комплекс метасоматических образований (область I на рис. 46) объединяет кристал лические породы, возникшие за счет магматических пород кислого и среднего состава, и очень редко в результате воздействия гидротермальных растворов на осадочные породы. Эта область характеризуется изменениями плотности от 2,62 до 2,66 г/см3 и магнитной воспри имчивости – от первых десятков до первых сотен 10-6 ед. СГС.

Комплекс метаморфических образований (область II), сформировавшихся в результа те метаморфизма осадочных и магматических пород, объединяет группу гнейсов различного минералогического состава. Область развития гнейсов охватывает широкий диапазон изме нения плотности от 2,64 до 2,77 г/см3 и магнитной восприимчивости – от 40-50 до 1500- 10-6 ед. СГС. Значительные пределы изменения этих параметров обусловлены как разнооб разием петрофизического состава комплекса гнейсов, так и физическими условиями и степе нью их метаморфизма.

С возрастанием степени метаморфизма и основности пород их плотность и магнитная восприимчивость увеличиваются с одновременным уменьшением пределов изменения и. Область развития гнейсов постепенно переходит в комплекс пород, образовавшихся в ре зультате глубинного метаморфизма разностей основного состава (область III). Изменения плотности этой группы пород находятся в пределах от 2,75 до 2,87 г/см3, магнитной воспри имчивости – от 500-600 до 200010-6 ед. СГС.

Распределение петрографических групп пород добайкальского комплекса в пространстве па раметров плотности и магнитной восприимчивости показывает, что в их образовании нахо дят отражение различные условия формирования и процессы преобразования пород осадочного и магматического происхождения. Установленные закономерные изменения плотности и магнитной восприимчивости могут быть использованы в решении вопросов о простирании и площади развития тех или иных комплексов пород при интерпретации геофи зических материалов. При этом наибольший интерес может представлять прослеживание биотитовых гнейсов, обогащенных гранатом, силлиманитом, кордиеритом и часто графитом.

Такие высокоглиноземистые гнейсы, как известно, служат маркирующим горизонтом кри сталлических образований, так как на участках, детально охарактеризованных бурением, они располагаются в виде полос или "цепочек", контролирующих своды и крылья складок. На картах магнитного поля подобным гнейсам отвечают узкие полосовые аномалии слабой ин тенсивности (Варданянц, Тихомиров, 1965).

Скорость распространения упругих волн пород добайкальского кристаллического комплекса составляет, по результатам исследований КМПВ и ГСЗ – 5,8-6,6 км/с. Характери стика упругих свойств основных групп пород Балтийского щита свидетельствует о том, что скорость продольных волн возрастает с повышением основности кристаллических пород.

При изучении пород фундамента Балтийского щита по образцам установлено, что скоростные характеристики пород определяются упругими свойствами твердой фазы, фазы заполнителя порового пространства, текстурно-структурными особенностями пород и нало женными процессами метаморфизма. Так, с текстурно-структурными особенностями пород связана анизотропия их упругих свойств. Значительное уменьшение скорости упругих волн отмечается при воздействии на породу процессов серпентинизации и гранитизации (Дорт ман, Жданов, 1969;

Магид, 1970).

Между скоростью распространения упругих волн и плотностью кристаллических по род Балтийского щита существует тесная корреляционная связь, представленная на рис. 47.

Эта зависимость позволяет по физическим параметрам оценить состав добайкальского ком плекса пород.

Физические свойства осадочного комплекса пород Притиманской области добайкаль ской складчатости изучались по образцам, отобранным при проведении геологических съе мок, и по керну глубоких скважин 1-Н. Пёша, 45-Фалинская, 1-Койнас, 66-Рочуга, 61 Геофизическая характеристика земной коры Таратинская, Сафоновская, Оменская и др. В разрезе осадочного чехла Притиманья выделя ется три стратиграфических комплекса пород, характеризующихся различными параметра ми: нижний терригенный (PR2-C1), карбонатный (C2-P1) и верхний терригенный (P2-Q).

Рис. 47. Зависимость плотности и скорости упругих волн основных групп пород фундамента Балтийского щита 1 – породы кислого состава нормального и щелочного ряда;

2 – породы среднего состава;

3 – породы основного состава;

4 – породы ультраосновного состава Магнитная восприимчивость определялась для пород верхнего протерозоя, силура, девона, карбона, перми, триаса, юры и мела. В результате установлено, что карбонатные по роды (известняки, доломиты) обычно имеют низкую магнитную восприимчивость (0-510- ед. СГС). Диапазон изменения для аргиллитов, алевролитов и песчаников более широкий (от 0 до 50-7010-6 ед. СГС). Повышенными значениями магнитной восприимчивости харак теризуются красноцветные алевролиты (до 12010-6 ед. СГС) и темновишневые песчаники (160-58010-6 ед. СГС) верхнего девона, мощность которых в скв. 1-Н. Пеша не превышает 3-4 м.

Магнитная восприимчивость терригенных татарских отложений верхней перми в Пермском Прикамье изменяется в диапазоне от 0 до 17010-6 ед. СГС при средних значениях 50-6510-6 ед. СГС (В. Н. Зандер, Ю. Б. Левцов, 1972).

Средняя плотность осадочных пород Притиманья с учетом их литологического соста ва по данным Б. Н. Подбелова (1971), увеличивается с их возрастом (глубиной залегания) за исключением песков верхней перми, плотность которых (2,67 г/см3) значительно выше ана логичных осадков в нижней перми (2,21 г/см3) и нижнем карбоне (2,61 г/см3). Средняя плот ность пород платформенного чехла Притиманской области составляет 2,32 г/см3, пород нижнего терригенного комплекса – 2,34 г/см3, карбонатного – 2,52 г/см3 и верхнего терри генного – 2,24 г/см3.

Скорость упругих волн в осадочных отложениях Притиманья возрастает в восточном направлении и составляет в среднем 4.2-4,5 км/с. Пластовая скорость глубоких горизонтов верхней терригенной толщи также увеличивается в этом направлении до 3,9-4,2 км/с. Изме нение пластовой скорости в карбонатной толще характеризуется небольшим градиентом. В скв. Лешуконская она составляет 4,7 км/с, в Притиманской зоне – 5,1 км/с и в скважинах Н.

Пеша и Яренск – 5,3 км/с.

Средняя скорость в нижнем терригенном комплексе изменяется от 3,6 до 3,9 км/с.

Возрастание пластовой скорости в этой толще отмечается при увеличении мощности пере крывающих пород.

Пластовая скорость верхнедевонских отложений составляет в скв. Н. Пёша 3,8 км/с.

Геофизическая характеристика земной коры Пласты диабазов в нижней части характеризуются повышением пластовой скорости до 5,0 7,0 км/с. Пластовая скорость нижнекембрийских отложений в скв. Лешуконская составляет 3,1 км/с, а объединенных в один пласт с отложениями верхневалдайской подсерии вендского комплекса в скв. Койнас-опорная – 3,7 км/с.

Пластовые скорости верхнепротерозойских отложений возрастают в восточном на правлении. Так, в отложениях верхневалдайской подсерии скорость изменяется от 3,4 км/с в скв. Лешуконская до 3,7 км/с.

Койнас-опорная;

в отложениях котлинского горизонта нижневалдайской подсерии – соответственно от 3,6 до 4,0 км/с и в гдовских отложениях - от 4,0 до 4,8 км/с (Л. И. Писарева и др., 1973). Скачок пластовой скорости с 3,6 до 4,0 км/с в скв. Лешуконская приурочен к литологической границе между глинами и песчаниками вблизи кровли гдовских отложений нижневалдайской подсерии венда. Пластовая скорость отложений редкинской серии в скв. Койнас-опорная достигает 4,8 км/с.

2.2.2 Тиман и прилегающие области развития рифейского фундамента Породы байкальского фундамента доступны для непосредственного изучения в рай онах выхода на поверхность или на небольшую глубину на Тимане и по керну глубоких скважин или по косвенным данным при анализе геофизических материалов на большей час ти территории с глубоким их залеганием. Тимано-Канинская зона и ее продолжение на п-овах Рыбачьем и Среднем представляет своеобразный полигон для изучения физических свойств по род складчатого рифейского фундамента.

Общая мощность рифейских образований, представленных на Тимане метаморфически ми сланцами, кварцитами, карбонатными и другими породами, оценивается по ориентировоч ным геолого-геофизическим данным, в 8-12 км.

Магнитная восприимчивость метаморфических пород рифейского фундамента ха рактеризуется в целом низкими значениями (0-6010-6 ед. СГС). Так, магнитная восприимчи вость верхнепротерозойских толщ (конгломераты, песчаники, алевролиты, аргиллиты и глинистые сланцы) п-овов Рыбачьего и Среднего изменяется от 0 до 4010-6 ед. СГС при среднем значении 15-1810-6 ед. СГС.

Низкую магнитную восприимчивость всего метаморфического комплекса рифейских толщ в целом подтверждают также исследования их свойств на Тимане и п-ове Канине.

Повышенной магнитной восприимчивостью характеризуются лишь отдельные изме рения алевролитов (до 32510-6 ед. СГС), метаморфических сланцев (ср до 28610-6 ед. СГС по 25 образцам в скв.1 в районе р. Бобровой), кварцитов и кварцито-песчаников (ср до 13810-6 ед. СГС по 73 образцам из обнажений) четласской серии.

Обогащенность отдельных образцов ферромагнитными минералами имеет здесь ло кальный характер и, видимо, обусловлена контактово-метасоматическими процессами (В. А. Козицкий и др., 1973).

Повышенной магнитной восприимчивостью характеризуются лишь отдельные изме рения алевролитов (до 32510-6 ед. СГС), метаморфических сланцев (ср до 28610-6 ед. СГС по 25 образцам в скв.1 в районе р. Бобровой), кварцитов и кварцито-песчаников (ср до 13810-6 ед. СГС по 73 образцам из обнажений) четласской серии. Обогащенность отдельных образцов ферромагнитными минералами имеет здесь локальный характер и, видимо, обу словлена контактово-метасоматическими процессами (В. А. Козицкий и др., 1973).

Магнитные породы в разрезе рифейских серий Тимана и п-ова Канин встречаются в быстринской и особенно широко в кислоручейской серии (рис. 48г, д). В верхней терриген ной части быстринской серии среди кварцево-серицито-хлоритовых сланцев выявлены мощ ные (до 400 м в районе р. Рочуги) пачки переслаивания их магнитных разностей с немагнитными. Магнитная восприимчивость магнитных разностей этих сланцев достигает 70010-6 ед. СГС при среднем значении 10710-6 ед. СГС (В. А. Козицкий и др., 1970;

1973).

Геофизическая характеристика земной коры Магнитные породы верхней части кислоручейской серии, представленные магнетито выми, магнетит-биотитовыми и магнетит-биотит-серицитовыми сланцами, переслаиваются с немагнитными биотитовыми и хлорит-серицитовыми сланцами. Магнитная восприимчи вость пород, обогащенных магнетитом, достигает здесь 6000-700010-6 ед. СГС.

Рис. 48. Вариационные кривые магнитной восприимчивости пород Среднего и Север ного Тимана (по В. А. Козицкому и др., 1973) Условные обозначения:

Осадочные породы: а) – глинистые сланцы нижнефранского подъяруса верхнего де вона (D3fr1), р. Шегмас;

б) – глинистые сланцы нижнего карбона (С1), р. Пывсанью;

в) – красноцветные алевролиты уфимского яруса верхней перми (P2uf), р. Пеша;

Метаморфиче ские сланцы: г) – магнетитсодержащие сланцы верхнебыстринского подгоризонта (R3bs2), р. Рочуга;

д) - магнетитсодержащие сланцы третьего подгоризонта кислоручейского гори зонта (R3ks3), руч. Кислый.

Изверженные пород: е) – диабазы (R3-V), р. Рочуга (1) и р. Рыбная (2);

з) – сиениты (V-Cm), массивы Малый и Крайний Камешек: 1 – лейкоркатовые, 2 – нефелиновые, 3 – ро говообманковые;

и) – базальты 1 и 2 лавовых покровов (I)3fr3), р. Печорская Пижма;

к) – граниты (1V-Cm), массивы Бол. Камешек и Каменные;

л) сиениты магнетитсодержащие (V-Cm), массивы Малый и Крайний Камешек Геофизическая характеристика земной коры Широкое площадное распространение магнетитсодержащих сланцев на Тимане и п-ове Канине подтверждают результаты геологических и аэромагнитных работ. Так, на п-ове Канине аэромагнитной съемкой и наземной проверкой выявлен горизонт магнетитсодержащих слан цев мощностью около 100 м, магнитная восприимчивость пород которого составляет 1200 300010-6 ед. СГС при среднем значении 180010-6 ед. СГС (А. А. Красильщиков и др., 1974).

Изверженные породы рифейского фундамента характеризуются широким диапазоном изменения магнитных свойств – от слабомагнитных до сильномагнитных, по классификации Н. Б. Дортмана. Их магнитные свойства возрастают по мере увеличения основности пород.

К слабомагнитным породам относятся лейкократовые граниты, сиениты, диориты, карбонатиты, ортоамфиболиты, пегматиты и кварц-полевошпатовые жилы, метагаббро и ме тадиабазы. Слабо- и среднемагнитными породами являются лампрофиры, магнитная вос приимчивость которых изменяется от 0 до 96010-6 ед. СГС. В группу слабо-, средне-, магнитных и сильномагнитных пород попадают габбро, магнетитсодержащие граниты и сие ниты. Так, магнитная восприимчивость габбро изменяется в диапазоне 11-750010-6 ед. СГС, магнетитсодержащих гранитов – 170-920010-6 ед. СГС и сиенитов – 90-1500010-6 ед. СГС.

В составе рифейских толщ широким распространением пользуются верхнедевонские интрузивные траппы, прорывающие байкальский фундамент и представленные покровными и интрузивными базальтами, диабазами, микродиабазами и другими породами. Их магнитная восприимчивость изменяется в широких пределах от 0 до 4000-600010-6 ед. СГС при среднем значении у диабазов и микродиабазов 102910-6 ед. СГС (по данным 421 измерений), у покров ных базальтовых покровов до 200010-6 ед. СГС и интрузий базальтов до 500010-6 ед. СГС.

Плотность рифейских толщ фундамента изучена для наиболее распространенных по род в разных структурно-тектонических зонах байкальской складчатой области. В результате установлено, что повышенной плотностью обладают породы четласской серии среди одно типных пород других серий. Отмечается также увеличение плотности карбонатно терригенных пород, кварцито-песчаников и метаморфических сланцев четласской серии с глубиной соответственно от 2,63 до 2,74 г/см3;

от 2,67 до 2,69 г/см3 и от 2,75 до 2,79 г/см3.

Плотность однотипных пород быстринской и кислоручейской серий характеризуется близкими значениями. Для однотипных пород быстринской серии плотность в западной и центральной структурно-тектонических зонах байкальской складчатости практически одина кова. На фоне средней плотности рифейских отложений повышенную плотность имеют кар бонатные породы и биотитовые сланцы (2,78 – 2,84 г/см3), создающие на Тимане отчетливые линейные аномалии.

На Южном и Среднем Тимане установлено закономерное возрастание значений плот ности пород фундамента с юго-запада на северо-восток.

Так, в скв. №1 Синдор и №1 Весляна средняя плотность пород рифея 2,62 г/см3, в скв. №1-5 Бобровая она достигает 2,73 г/см3, а в среднем течении р. Печорской Пижмы – 2,75 г/см3 (Шилов, 1975).

Метаморфизованные сланцы в зависимости от глубины залегания и выветрелости ха рактеризуются значениями плотности от 2,34 г/см3 до 2,64 г/см3. При средней плотности 2,73 г/см3 тёмные разновидности имеют плотность до 2,8 г/см3. На увеличение плотности влияет рудная минерализация. По данным В. С. Юдина (1981 г.), при содержании в образце сульфидов 60-80% плотность породы увеличивается до 3,3 г/см3. Породы фундамента на п ове Среднем характеризуются средней плотностью 2,63 г/см3, а плотность слабо метаморфи зованной терригенной толщи п-ова Рыбачьего составляет 2,69-2,72 г/см3. Плотность пород фундамента п-ова Канина изменяется в пределах 2,71-2,76 г/см3 (А.А. Красильщиков и др., 1974). Сведения о плотности изверженных пород Тимана и п-ова Канина свидетельствуют о том, что повышенной средней плотностью обладают диабазы (2,79 г/см3), долериты (2,80 г/см3), базальты (2,86 г/см3) и лампрофиры (3,04 г/см3). Высокую плотность (до 2,99 г/см3) имеют ортоамфиболиты. Граница Южного и Среднего Тимана характеризуется средней плотностью 2,62 г/см3. Предельные значения магнитной восприимчивости и плотно сти пород различных горизонтов эпибайкальского фундамента Тимано-Печорской области Геофизическая характеристика земной коры перекрываются и практически не позволяют проводить выделение пород по этим парамет рам. Несколько повышенными средними значениями магнитной восприимчивости (97610- ед. СГС) и плотности (2,76 г/см3) характеризуются в целом породы кислоручейской серии.

Это создает благоприятные предпосылки для картирования по данным магнитометрии и гра виметрии кислоручейских пород среди рифейских толщ фундамента.

Скорость распространения упругих волн пород рифейского фундамента составляет по результатам исследований КМПВ, МОВЗ и ГСЗ на Тимане и в Ижма-Печорской впадине 5,9-6,1 км/с, а в северо-восточной части Тимано-Печорской области - 6,3-6,8 км/с. В пределах Малоземельской и Большеземельской тундр граничная скорость по кровле эпибайкальского фундамента возрастает до 6,5-6,9 км/с, что, вероятно, обусловлено насыщением этих блоков базитовыми породами. По материалам морских исследований КМПВ, граничная скорость пород фундамента к северу от п-ова Канина и к западу от о. Колгуева составляет 5,8-6,0 км/с (М. П. Матвеева и др., 1975), (рис. 49). Определение пластовых скоростей для рифейского фундамента осложняется тем, что лишь в 2 скважинах: 1 – Сев. Чибью и 700 – Ярега выпол нен сейсмокаротаж разреза фундамента. На Ухтинской складке пластовые скорости в верх ней части рифейской толщи предположительно меняются от 3,2 до 4,0 км/с и в скв. 700 – Ярега отмечены 5,1 км/с.

Физические свойства платформенного чехла Тимано-Печорской области байкаль ской складчатости изучены с различной степенью детальности. Это объясняется различиями в масштабах геолого-геофизических работ, проведенных на отдельных ее площадях.

Магнитная восприимчивость пород осадочного происхождения, как правило, не превышает 10010-6 ед. СГС при среднем значении ее для осадочной толщи в целом 4210- ед. СГС. Сравнительная характеристика их магнитных свойств для различных систем и отде лов представлена на диаграмме рис. 50.

Повышенными значениями магнитной восприимчивости характеризуются породы верхнего девона, верхней перми, нижнего и среднего триаса. Средние значения их магнитной восприимчивости соответственно составляют: Д3 – 50;

Р2 – 145;

Т1 – 85 и Т2 – 6510-6 ед. СГС.

На отдельных площадях Тимано-Печорской области средние значения магнитной восприим чивости этих отложений достигают еще больших величин: Д3 – до 269;

Р2 – до 635;

Т1 – до 185 и Т2 – до 35110-6 ед. СГС (Б. Н. Подбелов и др., 1975;

В. А. Русанов и др., 1977). Увели чение значений магнитной восприимчивости терригенных пород этих эпох, вероятно, обу словлено изменением их состава в связи с изменением условий седиментации, увеличением скорости размыва области сноса, ухудшением сортировки обломочного материала.

Повышенные значения магнитной восприимчивости среди осадочных пород установ лены на Тимане у темно-вишневых магнетитсодержащих глинистых сланцев косминского горизонта верхнего девона в районе д. Шегмас ( от 110 до 49010-6 ед. СГС), у красноцвет ных алевролитов, аргиллитов и сланцев в терригенной толще нижнего карбона р. Пывсанью, левом притоке р. Елвы ( от 60 до 100010-6 ед. СГС при ср=51410-6 ед. СГС). Повышенные значения магнитной восприимчивости среди верхнепермских отложений рр. Пеши и Печор ской Пижмы отмечены у песчаников казанского яруса (до 10010-6 ед. СГС), алевролитов уфимского яруса (до 17010-6 ед. СГС) и глин татарского яруса (до 34010-6 ед. СГС при ср=18010-6 ед. СГС). Магнитные песчаники и глины в разрезе нижнего триаса установлены в районе пос. Весляны ( до 19010-6 ед. СГС). Магнитная восприимчивость сидеритовых конкреций в отложениях средней и верхней юры достигает 21010-6 ед. СГС (В. А. Козицкий и др., 1973).

Высокими значениями магнитной восприимчивости характеризуются триасовые ба зальты и девонские диабазы, базальтовые порфириты и туффиты, развитые на границе средне го и верхнего девона. Так, в районе устья р. Мезени и Нижней Пеши скважиной в интервале глубин 2340-3000 м вскрыты девонские диабазы ( от 400 до 500010-6 ед. СГС при ср=220010-6 ед. СГС), переслаивающиеся с аргиллитами ( от 20 до 220010-6 ед. СГС при ср=140010-6 ед. СГС), песчаниками и алевролитами ( от 15 до 3010-6 ед. СГС при ср=2010- ед. СГС).

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 49. Схема распределения граничных скоростей упругих волн по поверхности разновозрастного фундамента.

Составил Г. Е. Кузнецов (1996) Условные обозначения:

1 - 3 - области равных значений граничных скоростей (в км/с): 1 - менее 6,0 км/с, преимуще ственное развитие кислых и метаморфических пород (терригенные толщи рифея), 2 - 6,0-6,4 км/с, преимущественное развитие метаморфических и средних магматических пород, 3 - 6,5 км/с и более, преимущественное развитие основных и ультраосновных пород;

4 - профили КМПВ и сейсмические геотраверсы;

5 - условная граница сочленения эпикарельского (архей-нижнепротерозойского) на юго-западе и рифейского на северо-востоке фундаментов Геофизическая характеристика земной коры А Б Рис. 50. Сравнительная характеристика средних значений плотности (А) и магнитной восприимчивости (Б) осадочных пород Тимано-Печорской области;

по Б.Н. Подбелову и др., 1975 г.

Средняя магнитная восприимчивость базальтовых порфиритов достигает 404010- ед. СГС. Магнитная восприимчивость девонских базальтов и долерито-базальтов п-ова Ка нина изменяется в пределах от 340 до380010-6 ед. СГС при среднем значении 233010- ед. СГС (А. А. Красильщиков и др., 1974). Магнитные свойства пород бокситоносной пачки нижнего карбона (визе-намюр) почти неразличимы. Так, карбонатные породы среднего и нижнего карбона немагнитны, а магнитная восприимчивость терригенных осадков визе (гли ны, алевролиты, бокситоносные отложения) не превышает 4010-6 ед. СГС. Для подстилаю щих бокситоносную терригенную пачку фаменских отложений верхнего девона магнитная восприимчивость составляет 10-2010-6 ед. СГС.

Следовательно, в разрезе осадочного чехла Тимана и сопряженных районов выделя ются верхний и нижний маркирующие магнитные горизонты. Верхний магнитный горизонт приурочен к отложениям пермо-триаса, а нижний, менее магнитный и выдержанный по площади – к терригенным осадкам девона.

Плотность осадочных пород Тимана значительно изменяется по разрезу в зависимо сти от их литологического состава и возраста (рис. 50). Величина средней плотности выдер жана для определенных литологических разновидностей пород и увеличивается с их стратиграфической глубиной, что обусловлено гравитационным уплотнением пород под действием их тяжести в стадию диагенеза. Повышенной плотностью характеризуются кар бонатные породы: известняки – 2,50-2,70 г/см3;

доломиты – 2,53-2,75 г/см3 и ангидриты – 2,82-2,95 г/см3. Небольшая плотность отмечается у терригенных пород, особенно в верхних частях разреза (глины, алевролиты, пески) – от 2,10 до 2,40 г/см3.

Плотность терригенных отложений девонского возраста колеблется в широких преде лах: для глин – от 2,39 до 2,74 г/см3, для алевролитов – от 2,42 до 2,79 г/см3, для аргиллитов – от 2,45 до 2,64 г/см3.

Изучение плотности пород платформенного чехла позволило О. А. Калининой (1959) выделить в разрезе три комплекса: верхний терригенный, карбонатный и нижний терриген ный. Последние два комплекса ею объединены в один – терригенно-карбонатный.

Геофизическая характеристика земной коры Верхний терригенный комплекс (мезо-кайнозой и верхняя пермь) характеризуется средней плотностью 2,3 г/см3, увеличивающейся до 2,55 г/см3 к югу и юго-востоку, а нижний терригенно-карбонатный комплекс (вся толща древнее верхней перми) – средней плотно стью 2,50-2,52 г/см3, увеличивающейся к востоку и юго-востоку до 2,65 г/см3.Более поздний анализ плотностной характеристики пород показал (Шилов, 1977), что в разрезе верхнего структурного комплекса (платформенного чехла) имеется пять плотностных горизонтов: 1) верхний терригенный, представленный отложениями мезо-кайнозоя и верхнего палеозоя до артинского яруса нижней перми включительно. Мощность горизонта в районах, прилегаю щих к Тиману, до 2 км, средняя плотность 2,3 – 2,35 г/см3;

2) верхний карбонатный горизонт, включающий отложения от нижней перми до нижнего девона мощностью до 2,5 км со сред ней плотностью 2,66-2,68 г/см3;

3) терригенно-карбонатный горизонт, включающий средний и нижний девон, иногда часть силура (васькеркская свита). Мощность горизонта до 1,5 км, средняя плотность 2,56-2,62 г/см3;

4) нижний карбонатный горизонт, сложенный осадками силурийского и верхнеордовикского, иногда нижнедевонского возраста. Мощность горизон та до 1,8 км, средняя плотность 262-2,69 г/см3;

5) нижний терригенный горизонт, представ ленный отложениями среднего и верхнего ордовика, имеет мощность до 2,3 км и среднюю плотность 2,54-2,60 г/см3. Как известно, Тиман характеризуется значительно сокращенной мощностью осадочного чехла и в силу этого там нет районов, где указанные горизонты на ходились бы все вместе. Наиболее широкое распространение на Тимане имеет верхний тер ригенный горизонт. Обобщение данных о плотности пород Тимано-Печорской области позволило уточнить значение средней плотности нижнего комплекса, которое характеризу ется несколько большей величиной – порядка 2,56-2,58 г/см3. На площадях развития в отло жениях верхнего девона стратифицированных базальтов, плотность которых составляет 2,50 3,00 г/см3 при среднем значении – 2,80 г/см3 (Б. Н. Подбелов и др., 1975), средняя плотность нижнего терригенно-карбонатного комплекса характеризуется более высокими значениями.

В верхнем терригенном комплексе увеличение плотности пород с их стратиграфиче ской глубиной происходит почти линейно со средним градиентом 0,25 г/см3 на 1 км. Незна чительные скачкообразные возрастания плотности здесь приурочены к кровле меловых, юрских и триасовых отложений с избыточной плотностью до 0,10 г/см3.

Наиболее отчетливо в гравитационном поле, по мнению большинства исследователей, отражаются:

1) плотностная граница, приуроченная к контакту терригенной толщи мезо-кайнозоя и перми с карбонатным комплексом пород палеозоя (изб=0,2-0,3 г/см3);

2) плотностная граница, приуроченная к контактной поверхности нижнего терриген но-карбонатного комплекса с метаморфическими образованиями фундамента (изб=0,1 0,4 г/см3 при среднем значении - 0,2 г/см3).

Скоростная характеристика осадочного чехла Тимана изучена практически только на Ухтинской складке. Особенностью геологического строения осадочного чехла Южного и отчасти Среднего Тимана является то, что его верхняя часть представлена преимущественно карбонатными образованиями, а нижняя – терригенными, чем обуславливается инверсион ный характер распределения скоростей. В пределах Ухтинской складки карбонатные домани ковые отложения имеют значения пластовых скоростей от 2,4-2,6 км/с (скв. 9-Крохаль, 1,3 Крохаль) до 3,0-3,4 км/с (скв. 20-Т, 16-Т). Низкие значения пластовых скоростей в карбонатах доманика в сводовых частях Водненской и Крохальской локальных структур, по-видимому, можно объяснить вторичными изменениями карбонатов в результате карстования и выщела чивания. В скв. 20-Т и 16-Т, расположенных на северной периклинали Ухтинской складки, где глубина залегания доманикового горизонта значительно больше, пластовые скорости увеличиваются. В залегающих ниже терригенных отложениях саргаевского, тиманского го ризонтов разброс значений пластовых скоростей сравнительно небольшой – 2,0-2,4-2,6 км/с, т. е. пластовые скорости в терригенной толще (в отличие от карбонатных разностей) не зави сят от глубины залегания. Для вулканогенно-осадочных образований девона характерно скачкообразное увеличение скоростей до 3,4 км/с.

Геофизическая характеристика земной коры 2.3. Геофизическая характеристика основных геолого-тектонических зон 2.3.1. Геомагнитное поле Геомагнитное поле Тиманского кряжа характеризуется отчетливым зональным строе нием (Р. А. Гафаров, 1954, 1957;

В. В. Большаков и др., 1961;

М. И. Залипухин и др., 1961;

В. А. Козицкий и др., 1973 и другие исследователи). Аномальные области разного знака и различной дифференциации поля, разной аномальной насыщенности и простираний ано мальных зон чередуются здесь с запада на восток (рис. 51). Выделяются две аномальных об ласти: Мезенско-Камская и Тиманская. Эти области в свою очередь разделяются на аномальные районы, зоны и системы аномалий, отличающиеся характером геомагнитного поля, формой, интенсивностью и преобладающим простиранием аномалий.

Аномальные области, районы и зоны отражают основные геоструктурные единицы и особенности их глубинного строения. Границы областей, районов и зон в ряде случаев близ ки границам геологических структур различных порядков. Поэтому им даны часто сходные с этими структурами названия. Характеристика аномальных областей, районов и зон геомаг нитного поля и выделенных в их пределах магнитоактивных горизонтов земной коры и верхней мантии приводится в таблицах 8 и 9.

Мезенско-Камская область (А) аномального геомагнитного поля расположена в юго-западной части региона и объединяет сложные и резко дифференцированные поля с раз личной ориентировкой аномалий. По структуре поля выделен Мезенско-Вычегодский район.

Мезенско-Вычегодский район (А4) характеризуется преимущественно положительным магнитным полем северо-западного простирания и соответствует раннепротерозойской складчатости. В северо-западной его части насыщенность аномалий достигает 2510- ан/км2. Среди них преобладают достаточно интенсивные линейно- вытянутые аномалии с горизонтальными градиентами до 0,41,0 мЭ/км. В магнитном поле здесь, вероятно, получи ли отражение и позднеархейские образования. Для остальной части района насыщенность аномалиями несколько ниже (до 1310-3 ан/км2), а горизонтальные градиенты аномалий не превышают 0,1-0,4 мЭ/км (табл. 8).

Мезенско-Вычегодский район резко отличается от прилегающей с северо-востока Ти манской аномальной области широким развитием положительных магнитных аномалий. Ха рактерной его чертой является преобладающее северо-западное простирание крупных полосовых положительных и отрицательных зон геомагнитного поля. По характеру поля Ме зенско-Вычегодский район разделяется на четыре зоны: Чердынскую (А41), Колвинско Вычегодскую (А42), Мезенскую (А43) и Восточно-Пешскую (А44).

Особое положение по морфологическим признакам занимает Чердынская зона маг нитных аномалий, отражающих общий интрузивный пояс северо-западного простирания.

Насыщенность линейно-вытянутыми аномалиями здесь составляет 1310-3 ан/км2 при сред ней интенсивности 24 мЭ и горизонтальном градиенте 0,10,4 мЭ/км (табл. 8).

Система этих магнитных аномалий фиксирует зону древнего крупного разлома, отде ляющего Верхне-Камский выступ фундамента от Предтиманского прогиба. Колвинско Вычегодской зоне, расположенной кулисообразно по отношению к Мезенской, соответству ет полоса отрицательного магнитного поля средней напряженности -2,5-1,5 мЭ, слабо на сыщенная малоинтенсивными аномалиями с небольшими горизонтальными градиентами.

Мезенская зона характеризуется положительным магнитным полем, осложненным локаль ными максимумами и минимумами северо-западного, реже субмеридионального и субши ротного направлений.

Полосовые магнитные максимумы и минимумы Мезенско-Вычегодского района, яв ляющиеся непосредственным юго-восточным продолжением линейных аномалий Кольского полуострова, связываются Р. А. Гафаровым (1961), М. И. Залипухиным и другими исследо вателями с развитием пород карельского комплекса, перекрытого рифейскими сланцами глу бокого Предтиманского прогиба.

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 51. Схема районирования геомагнитного поля Та Тиманского кряжа Составил Л. П. Шилов (1993) Геофизическая характеристика земной коры Условные обозначения к рис. 51:

1 – Резко дифференцированное отрицательное поле с отдельными положительными аномалиями;

2 – дифференцированное преимущественно отрицательное поле;

3 – спокойное отрицательное поле с отдельными положительными аномалиями;

4 – отрицательное поле;

5 – положительное поле;

6 – дифференцированное преимущественно положительное поле;

7 – резко дифференцированное положительное поле с отдельными отрицательными аномалия ми;

8 – дифференцированное знакопеременное поле;

9 – резко дифференцированное знако переменное поле;

10 – оси магнитных аномалий: а – положительных, б – отрицательных;

11 13 – границы аномальных: 11 – областей;

12 – районов;

13 – зон;

14 – контуры систем поло жительных аномалий;

15 – участки сложно дифференцированного поля мозаичного характе ра;

16-18 – индексы аномальных: 16 – областей, 17 – районов, 18 – зон;

19 – номер системы положительных аномалий.

А – Мезенско-Камская область.

А4 – Мезенско-Вычегодский район: А41 – Чердынская зона;

А42 – Колвинско Вычегодская зона;

А43 – Мезенская зона: системы положительных аномалий: 16 – Нившер ская, 17 – Синдорско-Шошкинская, 18 – Пожег-Веслянская, 19 – Кыдзаляг-Елвинская, 20 – Курмышско-Сулинская;

А44 – Пешская зона.

Б – Тиманская область.

Б1 – Западно-Тиманский район.

Б2 – Северо-Тиманский район: Б21 – Косминская зона: системы положительных анома лий: 21 – Центрально-Тиманская, 22 – Косма-Сульская, 23 – Индигская;

Б22 – Косма Волонгская зона.

Б3 – Южно-Тиманский район: системы положительных аномалий: 24 – Чиньяворык ская, 25 – Южно-Мылвинская, 26 – Северо-Мылвинская.

Б4 – Ижма-Печорский район.

Рис. 52. Схематическая колонка земной коры Западно-Тиманского района по материалам интерпретации геомагнитного поля.

Составил Г. Е. Кузнецов Таблица 8. Характеристика аномальных зон геомагнитного поля Тиманского кряжа Элементы Характеристика аномальных зон районирования поля Средний Насыщенность Средняя интен- Форма аномалий Средний горизонталь Простирание Область Район Зона уровень аномалий на сивность ано- (среднее отношение ный градиент анома аномалий 1000 км поля, мэ малий, мэ длины к ширине) лий, мэ/км 1 2 3 4 5 6 7 8 А А А4 1-3 2-4 СЗ, 2-4 0,1-0, 0-1, реже СВ А42 0,5-1 0,5-1 СЗ, 1-3 0,05-0, -2,5-1, Геофизическая характеристика земной коры реже Ш А А4 1-3 2-5 СЗ, 2-4 0,1-0, реже Ш и М А44 1-2 2-4 СЗ, 1-3 0,1-0, реже М и Ш Б1 0,5-1 0,5-1 СЗ, 1-2 0,1-0, -1,5-0, реже М и Ш Б2 1 10-30 1-2 СЗ, М 1-3 0,4-2, -1-0, реже Ш и СВ Б Б2 2 2-5 1-2 М, 2-4 0,4-1, 00, Б реже СЗ, СВ,Ш Б3 0,5-1 1-2 СЗ, 1-3 0,05-0, -2- реже М Б4 0,5-1,5 0,5-2 СЗ, 1-3 0,05-0, -1-0, реже М, Ш, СВ Геофизическая характеристика земной коры В байкальской толще фундамента района выделяются два магнитных горизонта на глубинах 0,84,0 км и 5,48,0 км (табл. 9).

Магнитный горизонт, отождествляемый с кровлей байкальского комплекса пород, приподнят (до 0,84,0 км) в Мезенской и погружен (до 2,84,0 км) в Чердынской и Восточ но-Пешской зонах. Породы горизонта представлены преимущественно слабо- и среднемаг нитными, реже магнитными разностями. Более магнитными в целом являются породы Мезенской и Восточно-Пешской зон. Их эффективная намагниченность составляет 20080010-3 А/м и 1000150010-3 А/м. Магнитные породы с намагниченностью до 2200360010-3 и 3000400010-3 А/м встречаются соответственно в Колвинско-Вычегодской и Мезенской зонах.

Второй магнитный горизонт отвечает, вероятно, образованиям нижнего рифея. Их приподнятое залегание отмечается в Чердынской (5,47,0 км) и Восточно-Пешской (5,67,0 км) зонах и более погруженное (до 6,68,0 км) - в Колвинско-Вычегодской зоне. По роды этого горизонта более магнитны и представлены, в основном, среднемагнитными и магнитными разностями. Эффективная намагниченность их составляет 200110010-3 А/м в Чердынской и Колвинско-Вычегодской и 400220010-3 А/м в Мезенской и Восточно Пешской зонах. Магнитные разности пород с намагниченностью до 4000500010-3 А/м встречаются в Чердынской, Колвинско-Вычегодской и Мезенской зонах.

В разрезе земной коры выделен магнитоактивный горизонт на глубинах 7,013,0км, приуроченный, видимо, к кровле карельского фундамента. Наиболее приподнятое его зале гание отмечается в Восточно-Пешской (7,09,0 км) и более погруженное (10,013,0 км) в Колвинско-Вычегодской зоне. Породы этого комплекса относятся в основном к среднемаг нитным (Jэф до 300120010-3 А/м) и магнитным (1500300010-3 и 3500500010-3 А/м) разно стям. Сильномагнитные (Jэф до 6000800010-3 А/м) породы карельского комплекса встречаются в Мезенской зоне.

В базальтовом слое Мезенско-Вычегодского района выделяются два магнитных гори зонта на глубинах 1422 км и 2435 км. Первый из них по материалам ГСЗ и МОВЗ приуро чен к кровле базальтового слоя и характеризуется приподнятым залеганием (1420 км) в Чердынской и Мезенской аномальных зонах. Более погружен он в Колвинско-Вычегодской зоне (до 1822 км). Горизонт представлен, в основном, среднемагнитными (Jэф 300120010- и 1000300010-3 А/м) и магнитными (3000660010-3 А/м) породами. Магнитный горизонт нижнего базальтового слоя более приподнят (до 2428 км) в Мезенской и погружен (до 3235 км) в Чердынской зонах. Сложен он в основном магнитными и сильномагнитными по родами с эффективной намагниченностью до 1800350010-3 А/м в Колвинско-Вычегодской и 5500720010-3 А/м в Мезенской аномальных зонах.

Магнитные горизонты верхней мантии в Мезенско-Вычегодском районе располага ются на глубинах 3340;

4958;

6375 и 8288 км. Верхний горизонт, по данным ГСЗ и МОВЗ, отождествляется с поверхностью Мохоровичича. Более глубокие горизонты выделя ются в Колвинско-Вычегодской (4958 км) и, в основном, в Мезенской аномальных зонах.

Таким образом, в магнитном поле Мезенско-Вычегодского района отражается карель ский комплекс пород, представляющий собой юго-восточное продолжение карелид Кольско го полуострова. Эта широкая полоса карелид, плавно поворачивая на юг, ответвляется в западную часть Вятско-Камского аномального района. Фундамент Колвинско-Вычегодской и Чердынской зон также имеет, по-видимому, карельский возраст. Предтиманский прогиб байкалид, прослеживаемый в Мезенско-Вычегодском районе и более четко выраженный в магнитном поле Колвинско-Вычегодской зоны, возможно, является наложенным на более древние карельские структуры северо-западного и субмеридионального простирания.

Тиманская область (Б) магнитного поля протягивается в северо-западном направле нии, охватывает Тиманский региональный минимум средней напряженности 1,50,5 мЭ и характеризуется различной дифференцированностью поля.

Юго-восточная граница области нечеткая и соответствует участку повышенного поля, Геофизическая характеристика земной коры отличающемуся от общего простирания Уральской аномальной области.

По морфологическим признакам поля область разделяется на четыре аномальных района: Западно-Тиманский, Северо-Тиманский, Южно-Тиманский и Ижма-Печорский (рис. 51).

Западно-Тиманский район (Б1) характеризуется спокойным отрицательным магнит ным полем, осложненным слабоинтенсивными (до 0,51,0 мЭ) аномалиями. Насыщенность изометричными и линейно-вытянутыми аномалиями северо-западного, реже субширотного и субмеридионального простираний здесь составляет 0,51,010-3 ан/км2, а их горизонтальные градиенты – 0,10,3 мЭ/км (табл. 8). На западе Западно-Тиманский район ограничен положи тельным магнитным полем Мезенского аномального района, а на востоке - дифференциро ванным отрицательным полем Северо-Тиманского и Южно-Тиманского районов.

Западно-Тиманский район соответствует краевой структурно-тектонической зоне юго-западного склона Тимана и северо-восточного борта Предтиманского прогиба. В рифей ском комплексе пород района выделяется два магнитных горизонта на глубинах 0,62,4 км и 4,46,6 км (рис. 52, табл. 9).

Верхний магнитный горизонт соответствует кровле верхнепротерозойского (рифей ского) метаморфического основания и представлен, в основном, слабо-, среднемагнитными и магнитными породами. Эффективная намагниченность магнитных пород достигает здесь 3800450010-3 А/м. Нижний горизонт, вероятно, приурочен к кровле нижнерифейских (?) среднемагнитных и магнитных образований, намагниченность которых изменяется от 200 до 200010-3 А/м.

По материалам интерпретации детальных аэромагнитных съемок северо-восточной и юго-восточной окраин Четласской горст-антиклинали, расположенной в Западно-Тиманском аномальном районе, в байкальском комплексе пород выделяются от трех до шести магнито активных горизонтов в образованиях быстринской и четласской серий верхнего-среднего рифея и в кровле нижнерифейских толщ (табл. 9).

При этом в карбонатной павьюгской свите северо-восточной окраины Четласского горста фиксируются два магнитных горизонта на абсолютных отметках +0,32+0,18 и +0,06-0,20 км. Из них верхний горизонт представлен, в основном, слабомагнитными (Jэф 3028010-3 А/м), а нижний – среднемагнитными (550117010-3 А/м) породами. В терриген но-карбонатной паунской свите также выделяются два горизонта, расположенные на различ ных аномальных участках на абсолютных отметках соответственно +0,32+0,22;

+0,180,0 км и -0,46-0,62;

-0,9-1,1 км. Породы верхнего горизонта также преимущественно слабомагнитны (Jэф 5054010-3 А/м), а нижнего - среднемагнитны (620180010-3 А/м). На юго-восточной окраине Четласского горста выделяются два магнитных горизонта в павьюг ской (-0,26 0,40 и -0,60-0,78 км) и один горизонт в паунской (-1,0-1,15 км) подсвитах.

В аньюгской свите и четласской серии среднего рифея северо-восточной окраины Четласского горста фиксируются соответственно один и два магнитных горизонта. Горизонт в кровле косьюской свиты на различных аномальных участках располагается на отметках со ответственно -1,5-1,8 и -0,1-0,34 км. Магнитные горизонты в кровле верхне- и нижнечет ласской подсвит выделены на отметках -0,6-0,76 и -1,94-2,2 км. Предположительно, в кровле нижнерифейских толщ фиксируется магнитный горизонт на отметках -3,0-3,96 км.

С кровлей архей-протерозойского комплекса в Западно-Тиманском районе отождест вляется магнитный горизонт на глубинах 7,610,0 км. Породы этого комплекса представле ны среднемагнитными (Jэф 300200010-3 А/м) и магнитными (5000700010-3 А/м) разностями. Базальтовый слой располагается здесь на глубинах 1521 км. В верхней мантии магнитные горизонты выделены на глубинах 3741 и 5357 км, из них верхний горизонт приурочен, по данным ГСЗ и МОВЗ, к подошве земной коры.

Северо-Тиманский район (Б2) характеризуется резко дифференцированным отрица тельным и знакопеременным магнитным полем средней интенсивности -1,0-0,5 мЭ.

Таблица 9. Характеристика магнитных горизонтов земной коры Тиманского кряжа Осадочного чехла и Верхней эпипалеозойских Байкальских толщ Карельских толщ Базальтового слоя мантии толщ Область Район Зона Jэф*10-4 Jэф*10- Jэф*10-4 ед. Jэф*10-4 ед. h, км h, км h, км h, км h, км ед. ед.

1 2 3 4 5 б 7 8 9 10 11 1,2-2,2 1-4 2,8-4,0 1-4 8.0-10.0 3-7 14-20 3-12 38- Геофизическая характеристика земной коры 6-10 5-10 23-30 46- А 5,4-7,0 2-10 32- 22- 1,4-3,8 1-10 10,0-13,0 5-12 18-22 20-30 37- А42 22-36 15-27 58-36 49- 6.6-8,0 2-11 35-50 27-31 18- А А4 0.8-4,0 2-7 8.0-11,0 5-25 15-20 10-22 35- 10-15 60-80 30-63 51- А43 30-40 24-28 55-72 63- 6,2-7,6 4-22 4 82- 40- 1,4-2,4 8-12 3,0-4,0 6-8 7,0-9,0 20 17-20 33- А4 10-14 28- 5,6-7,0 18- Окончание таблицы 1 2 3 4 5 б 7 8 9 10 11 5,6-7,0 18- 0,6-2,4 1-3 7,6-10,0 3-20 15-21 55-73 37- 6-12 50-70 53- Б 38- 4,4-6,6 2- Б 8- 0,2-1,2 1-6 8,0-10,0 2-13 16-22 7-15 34- Б21 8-11 21- Б Тектоническое строение 17-23 35- 20- Б22 0,6-1 5-18 34-63 15-18 10-25 32- 43- 12- 2,2-3,8 2-12 6,2-8 53- 36- 18- 2-10 10-27 37- Б3 0,6-2,6 9-12 35-45 18- 12-17 42-46 56- 1 3,6-4,8 1-8 28- 0,8-3 1-12 8-11 2-17 15-21 3-20 35- Б4 25-40 20-25 28-50 49- 3,2-4,6 1-22 23-27 7- 27-45 25- Геофизическая характеристика земной коры По характеру поля он разделяется на Косминскую (Б21) и Косма-Волонгскую (Б22) аномальные зоны.

Наиболее насыщена (до 103010-3 ан/км2) изометричными и линейно-вытянутыми аномалиями Косминская зона (табл. 8). По насыщенности аномалиями она условно разделя ется на северный, центральный и южный участки. Относительно спокойным магнитным по лем отличается центральный участок. Эти различия в распределении магнитного поля, очевидно, свидетельствуют о неоднородном геологическом строении Косминской зоны.

Средние горизонтальные градиенты магнитных аномалий здесь составляют 0,42,0 мЭ/км.

Для Космо-Волонгской зоны характерно развитие положительных локальных аномалий пре имущественно субмеридионального простирания. Вдоль западной границы Северо Тиманского района прослеживается полоса аномалий, разделяющая аномальные районы с различным характером магнитного поля. Ее простирание изменяется к северу с северо западного на субмеридиональное. Эта протяженная и узкая полоса аномалий, вероятно, представлена единым вулканическим поясом, эффузивами и интрузивами основного и ульт раосновного состава (М. И. Залипухин и др., 1961). В рифейском комплексе пород Северо Тиманского района выделяются два магнитных горизонта на глубинах 0,21,2 км и 2,25,2 км. Магнитный горизонт, отождествляемый с кровлей рифейского метаморфического основания, относительно приподнят в Косминской зоне (рис. 53). Этот горизонт представлен слабо-, среднемагнитными и магнитными породами. Слабомагнитные породы развиты, в ос новном, в Косминской зоне. Их эффективная намагниченность составляет 10060010-3 А/м.

Магнитные породы распространены преимущественно в Космо-Волонгской зоне, где их на магниченность достигает 4300500010-3 А/м (рис. 54). Нижний горизонт, возможно, приурочен к кровле нижнерифейских среднемагнитных (Jэф 100140010-3 А/м) и магнитных (1800270010 А/м) образований.

При интерпретации магнитных аномалий крупномасштабных съемок в пределах Ку инского горста, Светлинского грабена и Левкинской впадины в эпибайкальской толще выде ляются три-четыре магнитных горизонта в кислоручейской, быстринской, косьюской и четласской толщах верхнего-среднего рифея и в кровле нижнерифейских (?) метаморфиче ских образований (табл. 10). В кислоручейской серии здесь фиксируется до трех горизонтов.


В северо-западной части Светлинского грабена магнитные горизонты располагаются на глу бинах 0,360,52 и 0,660,82 км. В центральной части грабена горизонты фиксируются на глубинах 0,160,36 и 0,540,74 км. Магнитный горизонт кислоручейской серии на Куинском горсте отождествляется с кровлей слоя на глубинах 0,280,44 км. В Левкинской впадине го ризонты соответственно на глубинах 0,20,4;

0,60,8 и 0,961,16 км. Магнитные горизонты кислоручейской серии представлены слабо-, среднемагнитными и магнитными породами. Более магнитные породы развиты в Светлинском грабене, где их эффективная намагниченность дости гает 4000520010-3 А/м. Слабомагнитные породы слагают среднюю подсвиту на Куинском гор сте (70180 и 25032010-3 А/м) и в Левкинской впадине (21040010-3 А/м). В быстринской серии выделяется до двух магнитных горизонтов, отнесенных соответственно к кровле паун ской и павьюгской свит. Кровле паунской свиты отвечает магнитный горизонт, установлен ный в северо-западной части Светлинского грабена на глубинах 1,01,16 км и в пределах Куинского горста на глубинах 0,861,16 км. Кровле павьюгской свиты соответствует на Ку инском горсте горизонт на глубинах 1,301,52 км. В кровле косьюской свиты в пределах Куин ского горста и Левкинской впадины магнитный горизонт установлен соответственно на глубинах 1,922,26 и 3,363,76 км. Магнитный горизонт в кровле четласской серии выделен на глубинах 3,73,96 км в северо-западной части Светлинского грабена. К кровле нижнерифейских метамор фических толщ, вероятно, приурочен горизонт, выявленный в центральной части Светлинского грабена на глубинах 5,05,3 км. В карельском комплексе пород Северо-Тиманского района выде ляются до двух магнитных горизонтов на глубинах 6,210,0 и 10,012,0 км. Верхний горизонт от несен к кровле карельского основания. В Космо-Волонгской зоне он расположен гипсометрически выше (рис. 54) и представлен, в основном, магнитными породами (Jэф 3400600010-3 А/м).

Таблица 10 Средняя глубина залегания и намагниченность магнитоактивных горизонтов в верхней части земной коры Среднего Тимана Верх не протерозойские (рнфейские) образования Осадочные отложения Свиты верхнего рифея (R3) Свиты среднего рифея (R2) Нижний ри № Кислоручейская Четлас- фей (R1) Карбона Девона Быстринская (R3bs) Косьюская(R2ks) п/п (R3kr) ская (R2ct) Jэф*10-4 Jэф*10-4 Jэф*10-4 Jэф*10- Jэф*10 4 ед h, км h, км h, км. h, км h, км h, км h, км ед ед ед ед Четласский горст (северо-восточная окраина) 0,3-1, +0,32+0, 1 2,3-2,8 1,5-1, Геофизическая характеристика земной коры +0,06-0, 0,8-4, 5,5-7, 10,3-11, 0,46-0,62 1,5-2, 4,0-5, 0,9-1, 2 +0,32-^+0,22 0,5-2,8 0,1-0,34 3,0-4,6 0,6-0,76 3,0-3, 4,1-5,0 1,94-2, 6,2-8, +0,18-0, 14,0-18, Четласский горст (юго-восточная окраина) +0,24+ 3 0,5-3 0,26-0, 0, 5,6-8 0,60-0, +0, 1-4 1,0-1,, 5,4- окончание таблицы Светлинский грабен (северо-западная часть) +0,38- +0,18ч- 0,36 4 1,5-6 2-16 6-20 1,0-1,16 3,7-3, +0,22 +0,04 0, 14-24 24-36 40- 0,66 22- 0, 44- Светлинский грабен (цеигральная часть) +0,30-И- +0,10- 0,16 5 1-7 2-8 7-16 5,0-5, 0,18 0,06 0, Геофизическая характеристика земной коры 28-36 22- 0,54 16-20, 0, 26- Куинский горст +0,32- 0,28 6 0,6-1 0,7-1,8 0,86-1,16 1,92-2, Н-0,20 0, +0,14 0,6-2 2,5-3,2 1,30-1, 0, 2,6- Левкинская впадина +0,36- +0,14- 0,8-3 5- 1,5-4, 7 0,3-3 0,2-0,4 3,36-3, г+0,20 0,08 6,5 5,0-7, 11,8- 0,6-0, 2,1-4, 0,96 1, Геофизическая характеристика земной коры Рис. 53. Схематическая колонка земной коры Косминской аномальной зоны Северо Тиманского района по материалам интерпретации геомагнитного поля Составил Г. Е. Кузнецов Его глубина залегания здесь составляет 6,28,0 км. В Косминской зоне (рис. 53) ар хей-протерозойский фундамент погружен до глубин 8,010,0 км и сложен среднемагнитны ми (Jэф 200130010-3 А/м) и магнитными (Jэф от 21002600 до 3500500010-3 А/м) разностями пород. Нижний горизонт отмечается лишь в Космо-Волонгской зоне и отождест вляется, по-видимому, с кровлей гранулито-базитового слоя, в составе которого преобладают магнитные породы (Jэф от 12002500 до 3600420010-3 А/м).

Магнитный горизонт, отождествляемый с поверхностью базальтового слоя, выделяет ся в Северо-Тиманском районе на глубинах 1522 км. Более приподнят (1518 км) он в Кос мо-Волонгской зоне сложен преимущественно магнитными породами (Jэф от 10002500 до 5300600010-3 А/м). В Косминской зоне базальтовый слой представлен, в основном, средне магнитными (700150010-3 А/м) породами. Поверхности Мохоровичича в Северо Тиманском районе отвечает магнитный горизонт на глубинах 3238 км, характеризующийся более приподнятым (до 3234 км) залеганием в Космо-Волонгской зоне.

Южно-Тиманский район (Б3) характеризуется общим понижением среднего уровня спокойного отрицательного поля до -2-1 мЭ, на фоне которого прослеживаются отдельные северо-западные, реже субмеридиональные узколинейные магнитные аномалии. В целом район слабо насыщен аномалиями (0,51,010-3 ан/км2). Средняя интенсивность изометрич ных и линейно-вытянутых аномалий здесь составляет 1,02,0 мЭ, а их горизонтальные гра диенты - 0,050,1 мЭ/км. Значительное отличие характера магнитного поля Южно Тиманского района от Северного, по-видимому, обусловлено внутренним строением и со ставом интрузивных комплексов фундамента, а также уменьшением уровня метаморфизма и дислоцированности его пород в юго-восточном направлении.

В рифейском комплексе пород Южно-Тиманского района выделяются два магнитных горизонта на глубинах 0,62,6 и 3,64,8 км. Верхний горизонт отождествляется с кровлей рифейского метаморфического основания, представленного среднемагнитными породами.

Их эффективная намагниченность составляет 200100010-3 А/м и 1200170010-3 А/м.

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 54. Схематическая колонка земной коры Косма-Волонгской аномальной зоны Северо-Тиманского района по материалам интерпретации геомагнитного поля Составил Г. Е. Кузнецов Второй горизонт, вероятно, приурочен к кровле нижнерифейских слабо- и среднемаг нитных (Jэф 10080010-3 А/м) пород.

К кровле архей-протерозойского комплекса в Южно-Тиманском районе относится магнитный горизонт на глубинах 9,012,0 км. Этот комплекс сложен среднемагнитными (Jэф 300250010-3 А/м) и магнитными (3500450010-3 А/м) породами. Базальтовому слою отве чают два магнитных горизонта на глубинах 1824 и 2832 км. Верхний горизонт отождеств ляется с поверхностью базальтового слоя, представленного преимущественно магнитными (Jэф от 1000270010-3 до 4200460010-3 А/м) породами. Второй горизонт, видимо, фиксиру ет положение нижнего базальтового слоя. В верхней мантии магнитные горизонты выделены на глубинах 3741 и 5562 км, при этом верхний горизонт по данным ГСЗ и МОВЗ соответ ствует подошве земной коры.

Ижма-Печорский район (Б4) располагается в восточной части регионального мини мума магнитного поля, характеризуется сложной конфигурацией относительных максиму мов и минимумов и соответствует Ижма-Печорской депрессии Печорской синеклизы.

Средний уровень магнитного поля общего северо-западного простирания составляет здесь 1,0-0,5 мЭ (табл. 8). Насыщенность изометричными и линейно-вытянутыми аномалиями достаточно слаба и не превышает 0,51,510-3 ан/км2 при средней их интенсивности 0,52,0 мЭ и горизонтальном градиенте 0,050,1 мЭ/км. Разноориентированные, относитель но слабоположительные магнитные аномалии образуют в центральной части района кольце вую структуру поля, характерную для древних массивов.

В рифейском комплексе пород Ижма-Печорского района выделяются два магнитных горизонта на глубинах 0,83,0 и 3,24,6 км (рис. 55, табл. 9). Первый горизонт, отождеств ляемый с поверхностью фундамента, представлен, в основном, среднемагнитными (Jэф Геофизическая характеристика земной коры 100120010-3 А/м) породами, среди которых встречаются и магнитные (2500420010-3 А/м) разности. Второй горизонт приурочен, по-видимому, к кровле нижнерифейских метаморфи ческих среднемагнитных (100220010-3 А/м) и магнитных (2700450010-3 А/м) образований.

Магнитный горизонт, выделенный в кровле эпикарельского комплекса на глубинах 8,011,0 км, также сложен среднемагнитными (200170010-3 А/м) и магнитными (2000250010-3 А/м) породами.

Рис. 55. Схематическая колонка земной коры Ижма-Печорского района по материалам ин терпретации геомагнитного поля.

Составил Г. Е. Кузнецов В базальтовом слое Ижма-Печорского района два магнитных горизонта выделены на глубинах соответственно 1521 и 2327 км. Первый горизонт отнесен к его поверхности, а второй - к кровле нижнего базальтового слоя. Породы базальтового слоя представлены сред немагнитными (Jэф 300200010-3 А/м) и магнитными (2500500010-3 А/м) разностями. В верхней мантии также фиксируются два магнитных горизонта на глубинах 3542 и 4953 км.

При этом верхний горизонт отождествляется, по данным ГСЗ и МОВЗ, с поверхностью Мо хоровичича.

Таким образом, в Тиманской аномальной области более приподнятое положение древнего фундамента отмечается в Космо-Волонгской зоне, а глубокое его залегание в Южно-Тиманском аномальном районе магнитного поля.

2.3.2. Гравитационное поле Интерпретация гравитационного поля Тиманского кряжа осуществлялась практически на всех этапах его исследования. Детальный анализ поля силы тяжести проводился И. И. Бирюковым, М. А. Осадой, К. А. Кривцовым, Г. Е. Кузнецовым, В. В. Мартыновым и другими исследователями. Гравитационное поле Тимана обусловлено влиянием глубинных плотностных границ земной коры, неоднородностью состава и рельефом поверхности фун дамента, рельефом плотностных границ осадочного чехла (преимущественно влиянием кар бонатных толщ перми). Поэтому разделение гравитационного поля на составляющие и вычисление высших его производных позволяет наиболее четко подчеркнуть эффект раз личных плотностных границ консолидированной коры и платформенного чехла.


Геофизическая характеристика земной коры Рис. 56. Схема элементов гравитационного поля в редукции Буге в сопоставлении с тектони кой осадочного чехла Тиманского кряжа.

Составил Г. Е. Кузнецов Геофизическая характеристика земной коры Условные обозначения к рис. 56:

1 – оси аномалий силы тяжести различных порядков: а – положительных, б – отрица тельных;

2 – границы надпорядковых структур;

3 – границы структур I порядка;

4 – границы структур II порядка;

5 – гравитационные ступени (зоны повышенных горизонтальных гради ентов g);

6 – примерная юго-западная граница распространения метаморфизованных ри фейских отложений;

7 – геологические границы;

8 – разрывные нарушения (сбросы, взбросы, сдвиги, надвиги, шарьяжи) по данным геологической съемки, бурения и геофизических ме тодов. Выходы на земную поверхность нерасчлененных карбонатных отложений: 9 – нижней перми, 10 – карбона, 11 – девона. Выходы на земную поверхность: 12 – протерозойских и кембрийских отложений, 13 – рифейских метаморфизованных толщ. 14 – основные эффузи вы и туфы;

15 – участки вскрытия гранитных и гранито-гнейсовых интрузий в рифейском фундаменте. Индексы структур: 16 – надпорядковых, 17 – I порядка, 18 – II порядка.

Б – Тиманская антеклиза: Б1 – Северо-Тиманское поднятие. Б2 – Цильма Косминская ступень, Б3 – Четласско-Цилемское поднятие, Б4 – Ульюская ступень, Б5 – Об дырский вал, Б6 – Нившерская ступень, Б7 – Нивьюско-Синдорский вал, Б8 – Нившерская ступень, Б9 – Вымско-Вольский дизъюнктивный вал, Б10 – Эшмесская ступень, Б11 – Тобыс ская депрессия, Б12 – Верхне-Вольская мульда, Б13 – Тимшерская ступень, Б14 – Вольская де прессия, Б15 – Джежимпарминское поднятие, Б16 – Ксенофонтовский вал, Б17 – Ухта Ижемский вал, Б18 – Верхне-Ижемская ступень, Б19 – Омра-Сойвинская ступень, Б20 – Дже больская ступень.

В – Печорская синеклиза. В1 – Ижма-Печорская впадина: В12 – Сульская ступень, В – Тобышская ступень, В14 – Айюва-Нерицкая ступень, В15 – Ижемская ступень, В113 – Велью Тэбукская ступень.

З – Волго-Уральская антеклиза: З4 – Вычегодский прогиб В разные годы И. И. Бирюковым, М. А. Осадой, В. В. Мартыновым, О. И. Плескачевым, С. И. Максимовой, З. Ф. Авдеевой, Ю. Д. Кузьминым, В. П. Сергеевым, А. Г. Верховцевой, В. П. Дмитриевым, Ю. И. Чистяковым и другими составлены карты аномалий силы тяжести в редукции Буге, второй и третьей вертикальных производных гравитационного потенциала на различных уровнях, остаточных аномалий с исключением эффекта наддоманиковых отложений, гравитационного влияния пород фундамента и глубоких горизонтов земной коры. Эти материа лы использованы при изучении особенностей строения фундамента и осадочного чехла.

Карта остаточных аномалий силы тяжести с исключением эффекта наддоманиковых отложений, в основном, отражает структурные особенности и изменение мощности поддо маниковых отложений, а также влияние строения и состава пород фундамента. Разделение "структурных" аномалий силы тяжести от "петрографических" осуществлялось на основе их сопоставления с магнитными, обусловленными часто породами основного и ультраосновно го ряда. При этом необходимо заметить, что иногда состав пород фундамента не находит от ражения в гравитационном и магнитном полях. Так, часть Омра-Сойвинских гранитных интрузивов, пересекаемых профилем II МОВЗ (Н. К. Булин и др., 1973), по-видимому, из-за близких плотностных и магнитных его свойств вмещающим рифейским образованиям не фиксируются в аномальных гравитационном и магнитном полях.

По морфологии гравитационного поля Тиманского кряжа выделяется ряд областей и зон, соответствующих его структурно-тектоническим единицам и отличающихся своеобра зием распределения поля силы тяжести (рис. 56). Тиманскому антиклинорию соответствует в целом область линейного и виргирующего, дифференцированного повышенного поля силы тяжести преимущественно северо-западного простирания. Ижма-Печорская впадина отмеча ется мозаичным, дифференцированным пониженным гравитационным полем с субширот ным, северо-восточным, северо-западным и субмеридиональным простиранием аномалий.

Гравитационное влияние аномалиеобразующих факторов в этих областях и зонах по ля силы тяжести различно. В частности, изменение интенсивности гравитационного поля Тиманского кряжа отражает обычно блоковое его строение. Повышенное поле силы тяжести Геофизическая характеристика земной коры в целом соответствует Северо-Тиманскому поднятию, Вымско-Вольской гряде и Омра Сойвинскому поднятию, а пониженное – погруженным блокам Верхне-Вымской и Вольской депрессий. Дифференцированность поля более высокого порядка отражает, вероятно, изме нение состава пород рифейских толщ. Западно-Тиманский и Восточно-Тиманский глубин ные разломы хорошо выделяются по зонам высоких градиентов и изгибам изоаномал.

В Ижма-Печорской впадине основное гравитационное влияние также оказывает, по видимому, строение и состав фундамента. К. А. Кривцов (1970) и Б. Г. Должанский (1971) считают доминирующим аномалиеобразующим фактором гравитационного поля впадины плотностную границу между осадочным чехлом и метаморфическим фундаментом, характе ризующуюся избыточной плотностью около 0,1 г/см3 по скважинам 1-Кипиево и 1-Усть Цильма. Крупные положительные и отрицательные аномалии силы тяжести В. Г. Черный и другие (1968) связывают здесь, как и на Тимане, с антиклинорными и синклинорными зона ми рифейских толщ. О преобладающем влиянии структуры фундамента в гравитационном поле Ижма-Печорской впадины свидетельствует также тот факт, что основные зоны повы шенных и пониженных значений силы тяжести сохраняются в остаточных аномалиях. От дельные максимумы гравитационного поля впадины хорошо коррелируются с магнитными и обусловлены, вероятно, влиянием плотных и магнитных интрузий основного состава.

Некоторые минимумы и максимумы гравитационного поля характеризуются секущим северо-восточным и субширотным направлением относительно общего северо-западного и субмеридионального простирания изодинам Та. При этом локальные гравитационные ми нимумы часто ограничиваются разнонаправленными магнитными максимумами (Созьвин ский, Сосьянский, Ижма-Няшабожский и другие минимумы поля силы тяжести). Это свидетельствует, вероятно, о развитии в фундаменте легких и немагнитных пород кислого ряда (гранитных интрузий) среди вмещающих более плотных рифейских толщ.

Гравитационные минимумы субширотного и северо-восточного направления, по видимому, обусловлены существованием древних дорифейских разломов, характерных для архей-протерозойского фундамента Восточно-Европейской платформы и выявленных по ма териалам глубинных сейсмологических исследований на профиле I МОВЗ в юго-восточном Притиманье. Так, в Ерсинской депрессии полоса пониженного поля силы тяжести северо восточного простирания пространственно коррелируется с дизъюнктивной границей, выде ленной по секущему локальному магнитному минимуму.

Она отражает, вероятно, мощную зону дробления немагнитных толщ и в магнитном поле отмечается на участке пересечения магнитных пород. С разломом субширотного на правления, возможно, связана также полоса интенсивных гравитационных минимумов в средней части Крестовской ступени. Повышенное гравитационное поле отражает нередко отдельные выступы фундамента. Корреляция этих структур с повышенным полем силы тя жести обусловлена не столько рельефом фундамента, сколько составом пород этих блоков, так как некоторые выступы фундамента Ижма-Печорской впадины совпадают с пониженным гравитационным полем (Кипиевский выступ).

Согласно расчетам гравитационного влияния перепада глубин фундамента в скважи нах Усть-Цильма и Кипиево относительно Вымско-Вольской гряды, пониженное в целом поле силы тяжести Ижма-Печорской впадины относительно гравитационного поля Тиман ского кряжа обусловлено не только накоплением мощных осадочных толщ, но и меньшей плотностью метаморфических пород во впадинах. Это позволило А. А. Звягельскому и дру гим ( 1978) предположить существование здесь жесткого, более легкого и немагнитного блока.

Структуры осадочного чехла впадины не всегда находят четкое отражение в локаль ных аномалиях g и Wzzz. Из-за малых размеров и амплитуды в аномалиях гравитационного поля не получили выражения Верхне-Вольминская, Окуневская и другие структуры. В при бортовых частях впадины отмечается достаточно хорошая выраженность структур в анома лиях гравитационного поля (Янгытская, Крестовская, Тобышская ступени). Аномалиям Wzzz отвечают также структуры Лемью-Ираельской и Велью-Тэбукской ступеней южной части впадины.

Геофизическая характеристика земной коры 2.3.3. Основные геоэлектрические горизонты Геоэлектрический разрез Тимана является горизонтально-неоднородным. Это связано с наклонным залеганием слоев, выклиниванием проводящих горизонтов и пластов высокого сопротивления, с тектоническими разрывами опорного горизонта и перекрывающей его толщи. Учитывая электрическую анизотропию пород, основное влияние на горизонтальную неоднородность, вероятно, оказывает наклонное залегание геоэлектрических горизонтов.

Изменение параметров геоэлектрического разреза, возможно, связано также с вертикальны ми или горизонтальными подвижками отдельных блоков фундамента и комплекса пород по разломам, развитием трещиноватости, дробления, минерализации в этих зонах, литолого фациальными замещениями слоев разреза и другими процессами, оказывающими влияние на электрические свойства пород.

Из теории магнитотеллурических методов известно, что прозрачность промежуточно го наклонно-залегающего экрана высокого сопротивления зависит от поляризации поля. На площадях с линейной тектоникой максимальная прозрачность отмечается при продольной поляризации, когда электрический ток распространяется по простиранию экрана. В этом случае распределение электрического поля более четко отражает рельеф опорного горизонта и достоверную количественную информацию можно получить лишь по продольным кривым МТЗ, отвечающим простиранию пород. Минимальная прозрачность (практически полное от ражение электрического тока) наблюдается при поперечной поляризации, когда распределение электрического поля характеризует особенности поведения экрана.

Если разрез не содержит промежуточных горизонтов высокого сопротивления, а опорный горизонт залегает наклонно, то наиболее достоверную информацию содержат по перечные кривые МТЗ (вкрест простирания пород). При совместном проявлении типов гори зонтальной неоднородности (наклонном залегании промежуточного слоя высокого сопротивления, наклонном залегании опорного горизонта, выступах опорного горизонта вы сокого сопротивления и др.) наблюдается достаточно сложная картина магнитотеллуриче ского поля и кривые МТЗ искажены за счет суперпозиции эффектов.

Физической обусловленностью опорных горизонтов высокого сопротивления объяс няются восходящие ветви кривых МТЗ. Опорные горизонты МТЗ, МТП по основным на правлениям (вкрест – р^ и по простиранию – рт11 пород) различны, а значит различны опорные электрические горизонты и для составляющих поля теллурических токов ТТ по этим направлениям (Е и Е"). Характер распределения широтной составляющей (Е1) контро лируется, в основном, поведением верхнего карбонатного комплекса. В районах Тимана ши ротная составляющая (Е ) отражает поведение поверхности метаморфического основания. Для меридиональной составляющей поля ТТ (Е11) опорным горизонтом является либо нижний кар бонатный комплекс, либо фундамент или толща высокого сопротивления, залегающая на нем в случае замещения досилурийских отложений тиманского типа на вулканогенно-сланцевые обра зования уральского типа. При этом вопрос о стратиграфической приуроченности опорного гори зонта для р'' и Е'' в отдельных зонах не всегда решается однозначно.

Консолидированный комплекс Породы разновозрастного фундамента обладают высоким сопротивлением и являются опорным горизонтом для магнитотеллурических методов и ЗСП границ ниже поверхности фундамента. Достоверность определения, по данным МТЗ-МТП, глубины залегания опорно го геоэлектрического горизонта, связываемого с поверхностью фундамента, обычно оцени вается по материалам бурения и сейсморазведки (КМПВ и MOB).

Вопросом приведения глубины залегания опорного горизонта, по данным МТЗ-МТП, к глубинам залегания фундамента занимались многие исследователи: Б. Г. Должанский, В. С. Капитонов, В. А. Зыков, Е. С. Подловилин, Л. П. Шилов, Н. Н. Черепанов и др. В част ности, Н. Н. Черепановым, Б. Г. Должанским и другими (1970) выявлены наиболее тесные Геофизическая характеристика земной коры парные и многомерные зависимости между глубинами залегания фундамента, по данным КМПВ и МТП, МТЗ, ЗСП, для различных структурно-тектонических единиц региона. Ана лиз корреляционных связей напряженности электрического поля Е и суммарной продольной проводимости S с поверхностью фундамента показал, что эта связь между ними достаточно устойчивая, характеризуется высокими значениями коэффициентов корреляции (0,94-0,98), небольшой погрешностью (0,09-0,12 км) и может быть использована для количественных геологических построений.

В Притиманье опорным горизонтом для составляющих магнитотеллурического поля по основным направлениям является кровля нижнепротерозойского (карельского) фундамен та. Глубина его залегания по электроразведочным профилям бэф, 7эф, 10эф и 11 эф, пересе кающим Тиманскую антеклизу, составляет около 3,5 км. Все параметры магнитотеллурического поля фиксируют здесь подъем опорного горизонта в северо восточном направлении, что отвечает, по данным КМПВ, подъему фундамента в восточной части Сафоновского прогиба от 4,0 до 3,5 км.

Тиманский "краевой шов", являющийся, по мнению некоторых исследователей, за падной границей распространения рифейского комплекса (В. Г. Черный и др., 1968), в маг нитотеллурическом поле четкого отражения не находит. О существовании здесь тектонического нарушения можно предполагать лишь по косвенным признакам: некоторому уменьшению параметров магнитной составляющей поля Н и Н, различию в значениях Sxy и Syx, определенных по восходящим ветвям кривых МТЗ.

Различное изменение электрических параметров по главным направлениям в зоне Тиманского шва, видимо, обусловлено тем, что они отражают здесь поведение различных опорных горизонтов. Для Е и Emax опорным горизонтом может быть слабо метаморфизо ванная толща четласского и аньюгского горизонтов, ступенчато воздымающаяся по системе сбросов в северо-восточном направлении. В пределах Четласской ступени эта толща, по дан ным КМПВ, воздымается в том же направлении. Опорным горизонтом для Е11 и Emin являет ся более высокоомная толща протерозойского фундамента, погружающаяся, по данным МТЗ, на восток. Косвенным подтверждением этому могут служить результаты КМПВ по До горскому профилю, где на глубинах 3,0-7,0 км фиксируются наклонные к востоку контакты.

Эти факты свидетельствуют о постепенном погружении карельского фундамента под рифей ский в восток-северо-восточном направлении, а не о сочленении по глубинному разлому.

Однако этот вопрос пока дискуссионен и однозначный ответ на него может быть получен при дальнейших глубинных геофизических исследованиях. Резкий градиент параметров маг нитотеллурического поля отмечается в зоне сочленения Пешского прогиба с Четласской сту пенью. Это позволяет предположить наличие разлома вдоль юго-восточного борта Пешского прогиба. Глубина залегания рифейского фундамента в этом прогибе составляет, по данным МТЗ-КМТП, 3,2-4,0 км, что подтверждается скважиной Н. Пеша, вскрывшей в северной час ти прогиба верхнепротерозойские отложения на глубине 3,2 км. Наличие в прогибе двух опорных горизонтов (Sxy=195 См). Поведение поверхности рифейского фундамента на Тима не также отражают составляющие Е, Emax и S. Графики этих параметров отличаются зна чительной дифференцированностью (рис. 57). На фоне общего увеличения их значений выделяются три максимума, характеризующиеся выдержанностью их интенсивности и свя занные, вероятно, с основными тектоническими структурами Тимана –Средне-Цилемской, Левкинской и Верхне-Мыльской ступенями (блоками). Разрывные нарушения, разграничи вающие эти ступени, отмечаются зонами резких градиентов магнитотеллурических парамет ров. При этом на величину параметров оказывает влияние не только глубина до опорного горизонта, но и изменение его сопротивления в горизонтальном направлении и поверхност ные горизонтальные неоднородности. Поэтому амплитуда аномалий не всегда соизмерима с амплитудой структурных осложнений поверхности опорного горизонта.

В целом глубина залегания рифейского фундамента на Тимане изменяется, по данным КМТП-МТЗ, от 0,4 до 1,0 км. Погружение его поверхности отмечается в сторону Ижма Печорской впадины и хорошо согласуется с данными КМПВ по профилю ХШ-Ф.

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 57. Опорные электрические горизонты по профилю 11эф (КМТП-МТЗ) через Тиман (по В. А. Васильеву и др., 1972) 1 – поверхность среднепротерозойского (карельского) фундамента;

2 – поверхность верхнепротерозойского (рифейского) фундамента по данным КМТП;

3 – зоны тектонических нарушений;

4 – поверхность проводящей толщи в фундаменте по данным МТЗ;

5 – участок повышенного сопротивления проводящей толщи Syx=590 См) отражает этажность в строении фундамента: нижний - карельский (кристаллический) и верхний – рифейский (сланцевый) Геофизическая характеристика земной коры Восточно-Тиманский разлом также отмечается зоной градиентов магнитотеллуриче ских параметров. Малая выраженность магнитных составляющих здесь свидетельствует о незначительной его амплитуде. По магнитотеллурическим данным зона Восточно Тиманского разлома представлена системой тектонических нарушений, по которым опорный горизонт (рифейский фундамент) ступенчато погружается к Ижма-Печорской впадине от 0, до 1,6 км. Восточнее этого разлома сейсморазведкой выявлено неравномерное погружение осадочных слоев и фундамента в Ижма-Печорскую впадину, осложненное в платформенном чехле флексурами и зонами выполаживания. Достаточно отчетливое совпадение результатов различных геофизических методов свидетельствует о хорошей разрешающей способности магнитотеллурических методов по изучению строения рифейского фундамента Тимана.

В Ижма-Печорской впадине рельеф поверхности сланцевого фундамента, значитель но снивелированный заполняющим его впадины древним ижма-омринским комплексом, контролирует поведение меридиональной составляющей магнитотеллурического поля (Е11).

Отметки кровли рифейского фундамента, по данным МТЗ, характеризуются здесь величина ми 4-5 км и увеличиваются в восточном направлении.

В настоящее время несомненным является факт неоднородности верхнепротерозой ского метаморфического комплекса пород по электрическим свойствам, являющегося часто опорным горизонтом для магнитотеллурических методов. Проводящие слои выделяются в разных районах на глубинах от 3-8, 18-20 до 40-55 км и более внутри фундамента. Однако сведения о природе и геологической приуроченности этих слоев практически отсутствуют. Вы сказываются лишь некоторые предположения о вероятной природе проводящих слоев.

Так, некоторыми исследователями (Г. С. Габлина, 1972;

В. А. Васильев, 1974 и др.) в рифейском фундаменте Тимана на глубинах от 3 до 8 км фиксируется проводящий слой мощностью около 2-3 км, погружающийся на восток в сторону Ижма-Печорской впадины до глубины 18-20 км. Его поведение согласуется с сейсмической границей Ф2, также испыты вающей восточное погружение.

На фоне спокойного изменения магнитотеллурических параметров Е11 и Н, контроли руемых рельефом проводящего слоя, отмечается значительный максимум Е11 и минимум Н1.



Pages:     | 1 |   ...   | 19 | 20 || 22 | 23 |   ...   | 30 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.