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 |   ...   | 20 | 21 || 23 | 24 |   ...   | 30 |

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

-- [ Страница 22 ] --

Эта аномалия, видимо, обусловлена не структурными особенностями залегания проводящего слоя, а увеличением его сопротивления. Высказывается предположение о ее связи с интрузи ей кислого состава на глубине около 7 км в толще метаморфического основания Тимана.

Проводящие слои выделены в фундаменте Тимана, Ижма-Печорской впадины и западной части Печорской гряды (рис. 58). В пределах восточного борта Сафоновской впадины опор ным горизонтом для широтной составляющей магнитотеллурического поля (Е, ) является рифейский фундамент. Кривые здесь характеризуются восходящими ветвями и слабовы раженными перегибами. Если этот перегиб является отражением реального разреза, то на глубинах около 16-20 км должен располагаться слой пониженного сопротивления. Проводя щий слой, по данным МТЗ, предполагается на глубинах 3-4 км, на это указывает несогласное поведение графиков параметров S и S. Подстилающий этот слой горизонт высокого сопро тивления отмечается, по данным МТЗ, у скв. 62 Рочуга на глубине 5 км. В пределах Четласской ступени кривые МТЗ фиксируют проводящий слой на глубинах 20-10 км. Глубина зале гания подстилающего этот слой непроводящего основания оценивается в 25-14 км. Характер изменения параметра S на Тимане хорошо согласуется с сейсмической границей Ф, отожде ствляемой с поверхностью рифейского фундамента. Кривые и параметр S отмечают про водящий слой с глубиной залегания кровли от 1,1 км (приподнятый блок Цилемского камня) до 4-5 км. Кроме того, кривые МТЗ на восточном склоне Тимана свидетельствуют о разделении этого слоя на две проводящие пачки, расположенные на глубинах 3-5 км (мощностью 1,0-1,5 км) и 6-9 км (мощностью 2-4 км). Между ними по максимуму кривых МТЗ выделяется пачка повышен ного сопротивления мощностью около 2 км. Глубина залегания кровли подстилающего непрово дящего основания (подошвы проводящего слоя) составляет 2-13 км и отвечает на западе поверхности наклонного контакта, а на востоке – сейсмической границе Ф2.

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 58. Геолого-геофизический разрез по профилям КМПВ XII-Ф и II-Ф (по Е. С. Подловилину, А. С. Бушуеву, Л. В. Кораблеву, 1973) Условные обозначения:

1 – стратиграфические границы;

2 – поверхность преломляющего горизонта (фундамента) со значением средних (V) и граничных (Vг) скоростей;

3 – отражающие и преломляющие сейс мические горизонты МОВ и КМПВ разной степени достоверности и их индексы;

4 – наклонные контакты;

5 – сейсмическая граница Ф (поверхность метаморфического фун дамента);

6 – предполагаемая подошва рифейского фундамента;

7 – преломляющая граница, связываемая с поверхностью фундамента. Глубина до горизонта высокого сопротивления;

8 – по формуле Н = S min, 9 – по зависимости Н = f(S), 10 – по формуле Н = S ( - за крепленное). 11 – глубина до проводящего горизонта по формулам Н = 1,14 Т(10), Н = 0, Т(1);

12 – предполагаемые тектонические нарушения;

13 – предполагаемые разломы в фундамента по данным МТЗ;

14 – глубокие проводящие слои;

15 – граница непроводящего основания, предположительно связываемая с поверхностью нижнепротерозйоско-архейского комплекса пород;

16 – кривые МТЗ по основным направлениям. Отложения: 17 – юры, 18 – триаса, 19 – верхней перми, 20 – нижней перми, 21 – нижней перми, верхнего и среднего карбона, 22 – верхнего девона, 23 – среднего девона, 24 – силура, 25 – силура – нижнего па леозоя, 26 – верхнего протерозоя, 27 – нижнего протерозоя – архея Геоэлектрические горизонты осадочного чехла Геоэлектрический разрез осадочного комплекса пород в общем может быть представ лен в виде 4-х слойного (типа КН): с двумя проводящими толщами, высокоомной толщей и подстилающим осадочный покров основанием высокого сопротивления (табл. 11). Приве денная в этой таблице модель лишь в самом общем виде отвечает реальному геоэлектриче скому разрезу из-за непостоянства его типов и невыдержанности параметров даже в одних структурно-тектонических зонах. Изменение типа разреза отмечается в меридиональном и более резко в широтном направлениях, особенно, в зонах сочленения основных структурно тектонических элементов. В восточном направлении геоэлектрический разрез изменяется от одно-двухслойного на Тимане до шестислойного в Печорской синеклизе.

Для Тиманской антеклизы эквивалентный геоэлектрический разрез сводится к типу Н.

Промежуточная толща высокого сопротивления (первый карбонатный комплекс ниж непермско-каменноугольного возраста) здесь не является экраном вследствие практически Геофизическая характеристика земной коры горизонтального ее залегания в переходных разрезах Тимана – Сафоновского прогиба и Ти мано-Печорской впадины. На это указывают и практически одинаковые значения суммарной продольной проводимости по основным направлениям (Sxy=Syx) и значительно меньше ее значения по данным ВЭЗ (SМТЗ = 500 См SВЭЗ = 70 См).

Продольные кривые МТЗ на Тимане отражают разрез типа К. Верхний терригенный проводящий комплекс на них не выделяется ввиду небольшой его мощности и отсутствия высокочастотного спектра. Наиболее распространенные типы горизонтальной неоднородно сти геоэлектрического разреза отмечаются в переходной зоне от Тимана к Печорской впади не (Тобышский выступ), где в разрезе содержится наклонно залегающий промежуточный горизонт высокого сопротивления. Наклонно залегающий опорный высокоомный горизонт на Четласской ступени представлен по поверхности фундамента ступенчатой моноклиналью, погружающейся в сторону Сафоновского прогиба. Выступы опорного горизонта высокого сопротивления представляют собственно фундамент Тимана и его отдельные блоки.

Таблица Литологиче Характери- Сопро Индекс гори- Возраст ская Мощность, стика гори- тивление, зонта пород характери- м зонта Ом*м стика Терригенные отложения:

Мезокайно- глины, мер Проводящий. зой, верхняя гели, аргил- 5-8 по ВЭЗ I Надопор-ный пермь и, час- литы с 0-500 4,2-5 по каро для ВЭЗ тично, ниж- прослоями та-жу няя пермь песчаников, известняков, доломитов Карбонатные Высокого со- и сульфат-но противления. галогенные Опорный для Нижняя отложения:

100-200 по ВЭЗ. При пермь, кар- известняки, II 0-500 ВЭЗ нак-лонном бон и верх- доломиты с залегании – ний девон прослоями экран для Е глин, алевро и Е литов, гипсов, ангидритов Терригенно карбонатные Девон, ниж отложения: 3-5 по карота ний палеозой песчаники, жу III Проводящий (?) и верхний до аргиллиты, 5-100 по ВЭЗ протерозой алевролиты, (?) глины, конг ломераты Высокого со противления. Метаморфи- Принимается Верхний и Принимается Опорный для ческие поро- равной IV средний про- равным магнитотел- ды 3000-5000 по терозой Более лурических фундамента МТЗ методов Геофизическая характеристика земной коры 2.3.4. Характеристика сейсмических горизонтов Консолидированный комплекс земной коры В консолидированном комплексе земной коры Тиманского кряжа наиболее выдер жанными по сейсмическим характеристикам являются границы, отождествляемые с поверх ностью фундамента и подошвой земной коры (поверхностью Мохоровичича). Они выделяются и надежно сопоставляются почти повсеместно. Стратификация сейсмических границ по поверхности консолидированного комплекса основана на данных сейсмокаротажа глубоких скважин, а сейсмических горизонтов в консолидированной коре – на анализе дина мических характеристик волн.

С консолидированным комплексом пород связано образование продольных головных (преломленных), слаборефрагированных, проходящих обменных и отраженных волн. Поэто му его изучение осуществляется глубинными сейсмическими зондированиями (ГСЗ), сейс мологическими исследованиями методом обменных волн землетрясений (МОВЗ), корреляционным методом преломленных волн (КМПВ) и методом отраженных волн (МОВ и МОГТ). На опорных сейсмогеологических разрезах Северной Карелии и Кольского полуост рова И. В. Литвиненко (1968) установлены сейсмические границы двух типов. К первому ти пу отнесены спокойно залегающие отражающие и преломляющие границы преимущественно в интервале глубин 10-15 км и 30-40 км, свидетельствующие о расслоении земной коры по упругим свойствам. Второй тип объединяет крутопадающие границы в ин тервале глубин до 10 км.

В кристаллическом фундаменте на глубинах порядка 6-10 км выделяется горизонт со значениями граничных скоростей 6,6-6,8 км/с. И. В. Литвиненко связывает его с поверхно стью так называемого «гранулито-базитового» слоя. Более четкое блоковое строение им ус тановлено для верхних горизонтов коры, а для нижних – преобладающее вертикальное расслоение по упругим свойствам.

Аналогичное строение коры и распределение сейсмических горизонтов в консолиди рованном комплексе отмечается и в Притиманской области добайкальской складчатости.

Волны, связанные здесь с поверхностью фундамента, являются слаборефрагированными. На сейсмограммах КМПВ они прослеживаются повсеместно (волна tIII или tф) со значениями кажущейся скорости 5,5-7,2 км/с (Л. И. Писарева и др., 1970 г.;

1973 г.) и характеризуются сложной записью в связи с подходом волн с близкими или большими скоростями от верти кальных и наклонных границ в консолидированном комплексе. Волна tIII (tф) регистрируется двух-трех фазными колебаниями и незначительно отличается по характеру и интенсивности записи от волны tII в осадочном комплексе пород. После зоны интерференции с волной tII волны от поверхности фундамента уверенно следятся в первых вступлениях.

Сочленение архей-протерозойского фундамента Притиманья со сланцевым рифей ским фундаментом Тимана отмечается протяженной зоной сложной сейсмической записи, характеризующейся изменением амплитуд записи, быстрым затуханием фаз, скачком време ни t на годографах, наличием дифрагированных волн и сменой волн, повторяющейся на на гоняющих годографах. Западнее этой зоны опорная волна tIII менее высокочастотна и более продолжительна. Здесь характерны выходящие в область первых вступлений интенсивные гиперболические оси синфазности, связанные, вероятно, с наклонными контактами пород различного литологического состава (Л. И. Писарева и др., 1970 г.). Восточнее зоны сочле нения волны от рифейского фундамента характеризуются сложной записью, представленной последовательно сменяющими друг друга колебаниями с непротяженными областями про слеживания (5-10 км). Волны от глубоких границ раздела земной коры регистрируются в по следующих вступлениях с большими значениями кажущихся скоростей – от 7-8 до 15-20 км/с (Л. И. Писарева и др., 1970 г.). Они относятся к типу докритических отраженных волн, отличаются лучшей динамической выразительностью и прослеживаются с большими разрывами в корреляции из-за многочисленных волн-помех, кажущаяся скорость которых преимущественно 5,0-6,0 км/с.

Геофизическая характеристика земной коры Отраженные волны от глубоких границ разделены на группы (рис. 59). Первая (I) группа волн регистрируется с кажущейся скоростью 6,0-10,0 км/с. Кажущиеся скорости II-V групп волн изменяются в пределах 8,0-10,0 км/с. При этом волны IV и V групп слабо разде ляются по кинематическим и динамическим признакам. Отраженные волны I-V групп связы ваются с поверхностью «базальтового» слоя и отдельными границами внутри него (Л. И. Писарева и др., 1970 г.;

1973 г.).

Отраженные волны от границы Мохоровичича (группа М) характеризуются преобла дающей интенсивностью, большим количеством осей синфазности в группе и наибольшими значениями кажущейся скорости (10-20 км/с). Группа отраженных волн от подкорового слоя разделяется на две подгруппы М1 и М2, различающихся значениями кажущейся скорости и зонами прослеживаемости. На всех профилях КМПВ граница Мохоровичича является устой чивой, практически повсеместно прослеживаемой и располагается на глубинах 35-40 км.

Отраженные волны от крутопадающих границ раздела в верхней части разреза (до глубины около 10 км) регистрируются также в виде интенсивных осей синфазности с боль шими кажущимися скоростями в области близких к первым вступлениям. Крутопадающие наклонные контакты (К1 – К6 и т. д.) обычно приурочены к зонам тектонических нарушений и участкам резких изменений граничных скоростей (Л. И. Писарева и др., 1973ф). Наиболь шее их количество отмечается в приразломных зонах западного склона Тимана, характери зующихся наибольшей дислоцированностью фундамента (рис. 60).

Анализ сейсмических разрезов по профилям КМПВ (рис. 61, 62, 63) свидетельствует о том, что смена разновозрастных фундаментов по «краевому шву» сопровождается изменени ем граничной скорости с 6,4 км/с (профили Азонолье-Тиман и Мезень-Тиман) и с 6,2 на 5,9 км/с (профиль Койнас-Тиман). Зона аномально высоких граничных скоростей фундамен та протягивается в виде полосы вдоль западного склона Тимана. Значения граничных скоро стей в ее пределах составляют на профилях: Койнас-Тиман 6,4-6,5 км/с;

Мезень-Тиман 6,2-6,8 км/с и Азонолье-Тиман - 6,5-6,7 км/с (Л. И. Писарева, 1968 г.).

Для остальной территории Притиманья граничная скорость пород фундамента изме няется в среднем от 5,8 до 6,4 км/с. По профилю КМПВ в южной части п-ова Канина кровле архей-нижнепротерозойского фундамента соответствует опорный горизонт с граничной ско ростью 5,8-6,2 км/с (В. Н. Пензина и др., 1973 г.).

Вертикальный градиент скорости в породах фундамента, определенный по материа лам КМПВ на профилях Мезень-Тиман и Койнас-Тиман, составляет 0,01-0,03 км/с на 1 км.

(В. Н. Романенко, 1966 г.;

1967 г.). Четкая закономерность в распределении граничных ско ростей устанавливается в восточном Притиманье и на западном склоне Тимана по профилям Койнас-Тиман – 5,66,0 км/с, Мезень-Тиман 6,05,25,8 км/с и Азанолье-Тиман 6,05,25,7 км/с. Она свидетельствует об однотипности пород субмеридиональных полос метаморфических толщ Пешской впадины, Четласской ступени и собственно Тимана. В пре делах Четласской ступени метаморфический фундамент поднят на 1500-1700 м по отноше нию к аналогичным блокам Пешской впадины.

Материалы по скоростному разрезу земной коры получены по профилям ГСЗ Котлас Воркута (рис. 64) и в северной части Балтийского щита. Граничные скорости архей нижнепротерозойских толщ фундамента изменяются на Балтийском щите в пределах 6,1 6,6 км/с, «базальтового» слоя – 6,75-7,0 км/с и пород верхней мантии – 8.1-8,2 км/с (И. В. Литвиненко, 1968). По профилю ГСЗ Котлас-Воркута скорость пород верхней части кон солидированной коры Притиманской области составляет 6,2 км/с и пород верхней мантии – 8,0 8,3 км/с.

В Тимано-Печорской области байкальской складчатости поверхность дорифейского комплекса прослежена на ряде профилей КМПВ, МОВЗ и ГСЗ. Волны, связанные здесь с по верхностью метаморфического основания (волна Фо), являются преломленными со слабой рефракцией (до 0,810-4 с/км) в кровле рифейского комплекса. На сейсмограммах КМПВ волна Ф0 от поверхности фундамента представляет собой устойчивое, интенсивное двухфаз ное колебание с кажущейся скоростью 5,8-6,2 км/с в южных районах.

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 59. Сейсмический профиль КМПВ р. Яба – Кослан – Тиман по годографам последующих вступлений (фрагмент) (по Л. И. Писаревой и др., 1973 г.) Условные обозначения:

1 – отражающие площадки;

2 – области возможного существования отражающих границ:

I – V – в «базальтовом» слое, М1 – М2 – в подкоровом слое;

3 – область возможного сущест вования неразделенных границ в «базальтовом» слое;

4 – отражающие площадки, построен ные по взаимно увязанным годографам;

5 – наклонные контакты;

6 – поверхность фундамента и значения граничных скоростей в км/с;

7 – тектонические контакты Геофизическая характеристика земной коры Рис. 60. Геолого-геофизический разрез по профилю р. Яба – Кослан – Тиман, фрагмент (по Л. И. Писаревой и др., 1973 г.) Условные обозначения:

1 – поверхность преломляющего горизонта (фундамента) со значениями средних и гранич ных скоростей;

2 – предполагаемое положение преломляющего горизонта в нижней терри генной толще (Pt3v);

3 – поверхность преломляющего горизонта, построенная по полям времен;

4 – преломляющие горизонты в верхней терригенной толще (под пунктами взрыва) со значениями средних (в числителе) и граничных (в знаменателе) скоростей;

5 – поверхность преломляющих и отражающих горизонтов, построенная менее уверенно;

6 – отражающие горизонты МОВ;

7 – наклонные контакты;

8 – отражающие площадки, по строенные по годографам глубинных волн (М – в подошве земной коры – граница Мохоро вичича);

9 – глубина залегания: а – опорного геоэлектрического горизонта (метод ВЭЗ), б – верхних кромок магнитовозмущающих масс, в – кровли фундамента по данным грави разведки;

10 – тектонические нарушения: а – уверенные, б – предполагаемые Геофизическая характеристика земной коры Рис. 61. Геолого-геофизический разрез по профилю Карпогоры-Койнас-Тиман, фрагмент (по Л. И. Писаревой и др., 1973 г.).

Условные обозначения на рис. Геофизическая характеристика земной коры Рис. 62. Геолого-Геофизический разрез по профилю Мезень – Тиман, фрагмент (по Л. И. Писаревой и др., 1973 г.) Условные обозначения на рис. В зонах разломов (Илыч-Чикшинская система разломов) ее кажущаяся скорость воз растает до 6.5-7,1 км/с (И. С. Замилов и др., 1981 г.). В северных районах области и на Печо роморском шельфе она прослеживается 2-4-х фазной записью с кажущейся скоростью 6,5 7,0 км/с.

В первых вступлениях волна Ф0 следится после зон интерференции с волнами от вы шележащих карбонатных комплексов.

В восточной части Ижма-Печорской впадины она регистрируется только в после дующих вступлениях после волны от границы в кровле терригенных отложений ордовика и динамически менее выразительна.

Это обусловлено влиянием высокоскоростных пород додевонского карбонатного комплекса (И. С. Замилов и др., 1981). На ряде профилей КМПВ в Ижма-Печорской впадине в консолидированном комплексе прослежены волны Ф1 и Ф2 соответственно от кровли ар хей-протерозойского кристаллического основания и более глубокой границы раздела земной коры. Волна Ф1 регистрируется 2-3-х фазными колебаниями с кажущейся скоростью 6,7 7,2 км/с и следится в последующих вступлениях.

От предшествующих волн она отличается динамической выразительностью, медлен ным затуханием и протяженной областью прослеживания в первых вступлениях (А. Л. Кокошко и др., 1980 г.).

Волна Ф2 характеризуется очень короткими интервалами прослеживания в первых вступлениях.

На п-ове Канине кровля байкальского комплекса прослежена на глубинах 0,2-1,0 км с граничной скоростью 5,5-6,0 км/с (В. Н. Пензина и др., 1973 г.), а на Канинском шельфе (к северу от п-ова Канина и к западу от о-ва Колгуева) на глубине 1,0-4,5 км с граничной ско ростью 5,8-6,0 км/с (Ю. И. Матвеев и др., 1975 г.).

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 63. Геолого-геофизический разрез по профилю р. Сия – Азонолье – Тиман, фрагмент (по Л. И. Писаревой и др., 1970 г.).

Условные обозначения на рис. При этом вблизи о-ва Колгуева выявлена еще одна граница с граничной скоростью 6,5 км/с, расположенная ниже горизонта Ф0 на 1,5 км и связанная, вероятно, с уровнем мета морфизма рифейских толщ. В Ижма-Печорской впадине (профили XXV-XXVIII – Ф) рифей ский фундамент характеризуется граничной скоростью 5,7-6,2 км/с и залегает на глубине 2,2 5,0 км (рис. 65, 66).

Поверхность рифейского комплекса выделяется по обменным волнам землетрясений при работах МОВЗ (Н. К. Булин и др., 1973). Однако при небольших глубинах залегания (1 3 км) ее прослеживание часто затруднено. На глубинных разрезах МОВЗ выделяются регио нальные границы раздела.

Региональной границей является горизонт А. Во многих районах СССР это самая чет кая граница обмена внутри консолидированного комплекса (Булин и др., 1970;

1972;

1974).

Величина запаздывания (tps-p) обменных волн, соответствующих этой границе, составляет 1,4-1,8 с. Глубина залегания горизонта А на профилях МОВЗ изменяется от 7 до 12 км и пре имущественно составляет 8-10 км. По глубине залегания этот горизонт соответствует пре ломляющей границе, установленной, по данным КМПВ, на профиле 826 с граничной скоростью 6,6 км/с-7,2 км/с (горизонт Ф1?).

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 64. Сейсмический разрез земной коры по профилю Котлас-Воркута (по Н. А. Беляевскому, В. С. Вольвовскому и др., 1976) Следующей границей внутри консолидированного комплекса является горизонт К, идентифицированный с поверхностью Конрада (кровлей "базальтового" слоя). Эта поверх ность залегает на 9-10 км глубже горизонта А и расположена на глубинах 16-22 км. В При тиманье, вероятно, этот же горизонт зарегистрирован по докритическим отраженным волнам при работах КМПВ на глубинах 15-18 км (В. Н. Пензина и др., 1970 г.).

Опорной региональной границей обмена является горизонт М, отождествляемый с поверхностью Мохоровичича. Он расположен на глубинах 35-42 км и сопоставляется с гра ницей М, выделенной на глубинах 35-40 км в Притиманье на профилях КМПВ по докрити ческим отраженным волнам. Граничная скорость по поверхности Мохоровичича, по материалам ГСЗ, составляет 8,0 км/с. В верхней мантии лучшей прослеживаемостью харак теризуются границы обмена на глубинах 80-85, 90-95, 105-110, 115-120, 170-175 и 220-225 км (Н. К. Булин и др., 1973).

Глубинные разрезы по региональным профилям МОВЗ (рис. 67) характеризуются сейсмической расслоенностью консолидированного комплекса и близгоризонтальным зале ганием границ обмена. В верхней части консолидированной коры сейсмические границы за легают в целом согласно с рельефом рифейского фундамента.

Глубокие границы раздела (начиная с горизонта А) характеризуются несогласным за леганием относительно кровли байкальского комплекса.

На профилях МОВЗ наклонное залегание сейсмических границ установлено в зоне глубинных разломов Тиманского краевого шва и в разломной зоне Вымско-Вольского горста и Тобысского грабена (В. Г. Черный и др., 1968). При этом в последней разломной зоне в ни зах "базальтового" слоя (32-33 км) установлена исключительно резкая сейсмическая граница.

По динамическим характеристикам обменных волн она близка горизонту М.

В этих зонах увеличивается также количество отметок границ раздела обменных волн обратной полярности.

По сейсмологическим данным, глубинные разломы, разделяющие блоки земной коры, часто проникают в верхнюю мантию.

Так, глубина заложения разлома Тиманского краевого шва составляет по МОВЗ 55 км, Западно-Тиманского глубинного разлома – 70 км и Керан-Буркемского (Южно-Джъерского) субширотного разлома достигает 75 км.

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 65. Сейсмогеологический разрез по профилю XXVII-Ф, фрагмент (по И. А. Замилову и др., 1981 г.) Условные обозначения:

1 – отражающие границы разной степени достоверности, их индексы и значения средних скоростей в км/с;

2 – преломляющие границы, значения средних и граничных скоростей в км/с;

3 – преломляющая граница, отождествляемая с поверхностью рифейского комплекса, и значения граничной скорости в км/с;

4 – зоны разрывных нарушений;

5 – геологические границы;

6 – линия размыва;

7 – значения пластовых скоростей в км/с;

8 – предполагаемая область рифогенных образований Геофизическая характеристика земной коры Рис. 66. Сейсмогеологический разрез по профилю XXVIII-Ф, фрагмент (по И. С. Замилову и др., 1981 г.) Условные обозначения на рис. Наибольшая раздробленность глубинного разреза отмечается в крупной тектониче ской зоне между Западно-Тиманским и Восточно-Тиманским (Верхне-Ижемским) глубин ными разломами, где рифейский фундамент обнажен или залегает неглубоко (Н. К. Булин и др., 1973). По работам ОГТ, в пределах Ухтинской складки отражение от поверхности ри фейского фундамента не имеет своих характерных особенностей, что вполне естественно при весьма разнообразном литологическом составе фундамента, наличии коры выветрива ния, достигающей мощности до 80 м, трещиноватости и блоковым строением. По-видимому, вследствие этих же причин не получены протяженные отражения в толще фундамента. В присводовой части Ухтинской складки отражение от кровли фундамента выглядит как ти пичный эрозионный срез. Наклонные отражения от пластов в толще фундамента сменяются выше эрозионного среза более упорядоченными и пологими отражениями. Такая же волно вая картина наблюдается на северо-восточном склоне Крохальской структуры. Несколько иной сейсмический рисунок имеет поверхность рифея в зоне развития джъерских вулкано генно-осадочных образований. Динамическая выразительность отражающего горизонта, возможно, связана с вторичными изменениями в кровле фундамента в связи с вулканической деятельностью в предтиманское время.

Геофизическая характеристика земной коры Рис. 67. Глубинные геолого-геофизические разрезы по линии Княжпогост-Ухта Нижний Одес (а) и Ухта-Троицко-Печерск (б) (по Н. К. Булину и др., 1976) Условные обозначения:

1 – графики аномалий силы тяжести: а – наблюденная кривая g в редукции Буге, б – грави тационный эффект рельефа рифейского фундамента и внутренней структуры осадочной толщи, в – остаточное поле gост;

2 – график аномального магнитного поля Та;

3 – региональные разломы (цифры в кружках): 1 – Тиманский краевой шов, 2 – Западно Тиманский, 3 – Восточно-Тиманский;

4 – проекции пунктов сейсмологических наблюдений на линию сводного профиля;

5 – кровля рифейского фундамента по буровым и сейсморазве дочным данным;

6 – разрывные нарушения: а – установленные по геологическим данным в верхней части разреза, б – предполагаемые по МОВЗ зоны глубинных разломов, в – близвер тикальные глубинные разломы (по МОВЗ), возможно, связанные с глубинными разломами, г – разломы по данным гравиразведки и магниторазведки;

7 – главные сейсмические границы по обменным волнам (PS) землетрясений: а – горизонт А в гранитно-метаморфическом слое, б – поверхность Мохоровичича, в – раздел Конрада;

8 – прочие границы по волнам PS;

9 – основные границы в земной коре по гравитационным данным по профилю Княжпогост Ухта-Нижний Одес: PR2 – подошва рифейских метаморфических пород, КD – раздел Конра да, МD – поверхность Мохоровичича;

10 – поверхность архейско-нижнепротерозойского фундамента по результатам расчетов по полю g (Предтиманский прогиб);

11 – контуры “тела”, создающего аномалию Та.

V p – принятые при построении границ обмена значения средней скорости продольных волн (км/с) и параметра K =Vp/Vs На временных разрезах выделяются аномалии сейсмической записи, которые в плане выстраиваются в узкие линейные зоны. Преимущественное расположение этих зон на вос точном крыле Ухтинской складки, где наиболее широко развиты вулканогенные образова ния, позволяет говорить о них, как о возможных каналах эффузивных извержений. Возможно также предположение о том, что подобная волновая картина связана с интрузивными про Геофизическая характеристика земной коры цессами, тем более, что скв. 12-Верхняя Чуть, расположенная в пределах волновой анома лии, вскрыла интрузию гранитов. Ядро Ухтинской складки выделяется в волновом поле от сутствием регулярных отражений в толще рифея. Волновая картина ядра складки и, скорее всего, отображает крупный интрузивный массив кислой магмы.

Сейсмические горизонты осадочного комплекса Сейсморазведочными работами в различных слоях осадочного разреза выделяются и непрерывно прослеживаются преломляющие и отражающие горизонты. Первые приурочены к отложениям перми и девона, вторые к отложениям ордовика-юры.

В Притиманской области добайкальской складчатости более четкие преломляющие горизонты установлены в отложениях перми. На сейсмограммах КМПВ преломленные вол ны в отложениях Р2 регистрируются с кажущейся скоростью от 2,2-2,8 до 3,8-4,4 км/с. Пре ломленные на поверхности гипсо-ангидритовой толщи нижней перми волны tII выделяются с кажущейся скоростью 4,7-6,0 км/с и характеризуются многофазной записью и быстрым зату ханием при значительной интенсивности.

Количество преломляющих горизонтов в верхнем терригенном и карбонатном ком плексах увеличивается с возрастанием их мощности при погружении в восточном направле нии. Смена отдельных волн этой группы очень нечеткая. В верхней части разреза верхней терригенной толщи проявляется пласт со скоростью упругих волн 1,7-2,0 км/с (В. Н. Романенко, 1966 г.). При приближении к Тиману интервалы прослеживания волн, свя занных с кровлей карбонатной толщи, заметно уменьшаются вплоть до полного выклинива ния или резкого сокращения мощности соответствующего преломляющего горизонта на Тимане.

Преломленные волны tII от горизонтов в нижней терригенной толще прослеживаются обычно во вторых вступлениях и на непротяженных участках – в первых с кажущейся скоро стью 5,0-6,0 км/с на участках глубокого залегания фундамента. По кинематическим и дина мическим признакам они мало отличаются от волн tIII, связываемых с поверхностью фундамента. Поэтому в зонах интерференции волн tII и tIII их разделение представляет опре деленные трудности (Л. И. Писарева и др., 1970 г.).

В Пешской впадине по профилю Азонолье-Тиман отчетливо выделяется преломляю щий горизонт с граничной скоростью 5,4-5,6 км/с, хорошо сопоставляемый с кровлей интру зии, вскрытой скв. Н. Пеша на глубине 2400 м. Этот горизонт, видимо, отождествляется с пластовой интрузией диабазов в верхнедевонских отложениях (Л. И. Писарева и др., 1973 г.).

В Притиманской области сейсморазведочными работами МОВ и МОГТ прослежены отражающие горизонты 4’, 4, 5, 7 в карбонатной толще и 10, 11, К, L, S и другие в нижнем терригенном комплексе. Прослеживаемость отражающих границ в нижней терригенной толще улучшается с севера на юг. Наименее благоприятные условия для их прослеживания отмечаются, в основном, в Сафоновском прогибе (Л. И. Писарева и др., 1973 г.).

Отражающие горизонты 4’ и 4 приурочены соответственно к кровле нижнеказанских и кунгурских отложений перми. Горизонт 4 является на большей части территории слабой границей и коррелируется совместно с горизонтом 5, образуя интерференционную группу. В южных районах он наиболее динамически выражен и хорошо прослеживается.

Отражающий горизонт 5 отождествляется с кровлей сакмарских отложений нижней перми. Он является опорным на большей части Притиманской области.

Отражающий горизонт 7 отнесен к подошве карбонатной толщи и стратиграфически приурочен к границе вблизи подошвы С2. Отражения от этого горизонта динамически выра жены хуже из-за наложения многократных волн-помех от вышележащих «жестких» пропла стков. Ухудшение его прослеживания в ряде случаев связано как с поверхностными, так и с глубинными сейсмогеологическими условиями на участках тектонических нарушений.

На профилях КМПВ отмечается несовпадение структурных планов отражающих го ризонтов 5 и 7 с рельефом поверхности фундамента. В большей мере согласуются структур ные планы по отражающим горизонтам 7 и К, а часть локальных структур и перегибов, Геофизическая характеристика земной коры выделенных по горизонту К, проявляется в структуре более молодых палеозойских отложе ний. Отражающий горизонт К занимает как бы промежуточное положение, представляя со бой поверхность несогласия (Л. И. Писарева и др., 1973 г.). Он испытывает региональное погружение в юго-восточном направлении аналогично палеозойским горизонтам и является интенсивно дислоцированным, повторяя морфологию рельефа фундамента. Дислокации оса дочного чехла обычно приурочены к зонам разломов и прибортовым частям крупных проги бов и выступов фундамента.

Осадочный чехол Тимана остается чрезвычайно слабо изученным сейсморазведкой. Пер вые работы МОВ и КМПВ на севере Ухтинской складки (1968 г.) при небольшой мощности осадочного чехла и отсутствии отработанной методики малоэффективны. И лишь в 1992 1994 гг. (Г. Н. Путимцев, 1995 г.) удалось добиться высокой разрешенности временных раз резов путем уменьшения шага наблюдений, базы группирования, величины заряда и увели чением граничной частоты фильтра верхних частот до 80 Гц с шагом дискретизации 1 мс.

Наиболее интенсивные, динамически выразительные отражения на временных разре зах были получены у границ резкой смены акустических жесткостей. Это (снизу вверх) – кровля вулканогенно-осадочных образований джьерского возраста (ОГ IIIf1), карбонатные пласты доманикового горизонта (ОГ IIId1, IIId2, IIId3) предположительно подошва сирачой ских карбонатных образований (ОГ IIIf3) и сульфатно – ангидритовый пласт в низах ухтин ской свиты (ОГ IIIf3). Сейсмическая запись, соответствующая терригенным образованиям тиманского, саргаевского, ветласянского горизонтов отличается более высокой разрешенно стью, но слабой интенсивностью и монотонностью отражающих горизонтов, что объясняется тонкослоистостью разреза и отсутствием выдержанных по площади пластов-реперов.

В Тимано-Печорской области байкальской складчатости более четкие преломляющие горизонты прослеживаются в карбонатных отложениях перми-карбона и силура-ордовика.

На сейсмограммах КМПВ здесь регистрируется несколько групп волн с различными кажу щимися скоростями, характером записи и областью прослеживания. Волны от границ в верхнем терригенном комплексе создают сменяющие друг друга быстрозатухающие колеба ния и следятся в первых и последующих вступлениях непротяженными участками. Они де лятся по изменению угла наклона, а их кажущиеся скорости находятся в диапазоне пластовых скоростей для отложений юры, триаса и верхней перми. Группа волн от горизон тов верхнего карбонатного комплекса следится в первых и последующих вступлениях и ха рактеризуется скачком значений кажущихся скоростей. Их динамика и роль в образовании волновых полей изменяется преимущественно в восточном и северо-восточном направлении. С верхней карбонатной толщей связаны головные волны tI и tII.

В Ижма-Печорской впадине (профили XXV-XXVII-Ф) после затухания волны tIV на значительных интервалах в первых вступлениях прослеживается псевдоголовная (отражен ная) волна tV' отр с кажущейся скоростью 5,7-5,9 км/с, отличающаяся по форме и интенсивно сти от волны tIV. Волна tV' отр относится к подошве карбонатной толщи силура-ордовика на площадях развития подстилающей пачки терригенных отложений нибельской и седьельской свит и сопоставляется с отражающей границей V' в кровле терригенных отложений ордовика (И. С. Замилов и др., 1981 г.). На небольших интервалах в первых вступлениях регистрирует ся здесь еще одна группа волн с кажущимися скоростями 6,5-6,8 км/с и 5,8-6,3 км/с. Первая из этих волн связана с высокоскоростными карбонатными отложениями силура-ордовика, а вторая – с границей внутри венд-рифейского комплекса.

В отложениях осадочного чехла Тимано-Печорской области работами МОВ, МОГТ, ВСП выделены отражающие горизонты в верхнем терригенном (В, Б, А, Ikg), верхнем карбо натном (I, II, III), промежуточном терригенно-карбонатном (IIId, III'), нижнем карбонатном (IV, IV-V) и нижнем терригенном (V, VI) комплексах пород. В Ижма-Печорской впадине горизонт I отождествлен с кровлей сакмаро-ассельских осадков. Его прослеживаемость здесь ухудшает ся из-за размыва нижнепермских отложений в пределах Лемью-Ираельской ступени и Мичаю Пашнинского вала (Ф. Н. Снисарь и др., 1976 г.). Средние скорости до кровли карбонатных отложений в Ижма-Печорской впадине изменяются преимущественно в пределах 2,4-2,8 км/с.

ГЛАВА 3. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ Данная глава построена не совсем обычно для подобных глав в геологической литера туре, а именно: описание тектонического строения приведено «сверху вниз». Подобное по строение принято в соответствии с обширным фактическим материалом по тектонике, имеющимся в распоряжении авторов, количество его ощутимо уменьшается по мере углубления в недра. Таким образом, глава написана по принципу: от известного к менее известному.

3.1. Эволюция представлений о тектоническом строении Тимана и сопредельных районов Начало тектоническому изучению Тимано-Уральского региона положено работами Ф. Н. Чернышева (1889 – 1890). По Ф. Н. Чернышеву, Тиман – древнее горное сооружение, состоящее из ряда субпараллельных гряд, в основании которого залегают метаморфические породы. Древнейшая фаза горообразовательных процессов, сопровождавшаяся внедрением гранитов и сиенитов в метаморфические сланцы, связывалась Ф. Н. Чернышевым с допозд несилурийской эпохой.

В дальнейшем Тиман пережил еще две эпохи горообразования – в конце позднего де вона и в конце перми, когда он обособился орографически. В 1901 году из района Большезе мельской тундры (Вангурей – Мусюр) Ф. Н. Чернышев получил образцы кристаллических пород и посчитал их синхронными древним образованиям, выходящим на дневную поверх ность. С тех пор представление о близповерхностном залегании там древней глыбы фунда мента надолго вошло в геологическую литературу. Собранный и обобщенный Ф. Н. Чернышевым материал в дальнейшем послужил основой тектонических построений А. П. Карпинского, А. Д. Архангельского, У. Хольтедаля, Г. Штилле и др.

Таким образом, к концу XIX века Тиманский кряж был закартирован и изучен в об щем плане как крупная геотектоническая единица.

А. П. Карпинский (1894, 1919) в соответствии со своими взглядами на тектонику Рус ской плиты в основе структуры Тимана предполагал существование досилурийских горстов северо-западного простирания. А. П. Карпинским впервые обосновано наличие глубоких дизъюнктивных нарушений, сыгравших важную роль в формировании горных гряд Тимана и Урала. На территории Большеземельской тундры он подтвердил существование неглубоко залегающей древней жесткой глыбы Пыткова камня, которая, по его мнению, обусловила изменение простирания уральских структур при переходе к складчатой системе Пай-Хоя.

Долгое время представление о структуре и истории развития северной части ТПП (район Большеземельской тундры) из-за отсутствия других данных базировалось на анализе материалов ее складчатого обрамления. Это послужило причиной появления различных, по рой прямо противоположных взглядов на тектонику Тимана и Тимано-Уральского региона в целом.

Крупный этап изучения Русской плиты и, в частности, Тимана связан с работами А. Д. Архангельского. Он с 1923 по 1937 гг. последовательно развивал свои выводы по тек тонике Восточно-Европейской платформы, используя магнитные и гравиметрические дан ные. В своих ранних работах А. Д. Архангельский указывал на то, что геосинклинальное развитие Тимана закончилось в протерозое, не позднее, чем на остальной части Русской пли ты. Тиман он рассматривал как типичную платформенную структуру – вал, в основе которо го лежат горсты древнего заложения. Позднее А. Д. Архангельский определил возраст Тиманской складчатости как каледонский, распространяя ее как южнее и западнее границы Тимана, так и севернее и восточнее, в Восточнорусскую (Печорскую) впадину.

Согласно тектонической схеме А. А. Малахова (1937, 1940) Тиман является западной частью обширного Тимано-Канинско-Пайхойского сооружения. Тиман образован рядом па раллельных структур, простирающихся с юго-востока на северо-запад. Во время тектогенеза между триасом и верхней юрой (тиманская фаза) Тимано-Канинско-Пайхойское сооружение было разбито тектоническими нарушениями меридионального направления, по которым происходили поднятия и опускания. Опущенные зоны покрыты в настоящее время горизон тально залегающими юрскими, меловыми и четвертичными осадками. Собственно Тиман представляет собой систему горстов и грабенов. А. А. Малахов выделяет Северо-Тиманский, Ухтино-Цилемский, Вымско-Ижемский горсты. Две последние структуры разбиты, в свою очередь, в средней части сбросами, оконтуривающими Вымско-Вольский горст (Очпарма).

Последняя фаза тектогенеза произошла в четвертичное время. В эту фазу в отдельных участ ках Тимана вследствие «положительного эпейрогенеза» произошло омоложение рельефа.

По А. А. Малахову, в образовании Тимана имели место следующие этапы или фазы тектогенеза: визингская – на границе протерозоя и кембрия;

древнетиманская – на протяже нии от кембрия до верхнего силура;

пижемская – между нижним и верхним карбоном;

ме зенская – в конце верхней перми. В этот этап были созданы складки северо-западного простирания.

Образование грабенов и горстов произошло в тиманскую фазу тектогенеза – между нижним триасом и верхней юрой. В этот этап шел интенсивный размыв Тиманского соору жения в районах горстовых областей.

Эпоха окончательного формирования тиманского рельефа относится к четвертичному времени. В этой эпохе А. А. Малахов выделяет определенные фазы формирования Тимана, такие как оледенения, формирование речных долин и др. А. А. Малахов впервые высказал мысль о том, что «…если будут доказаны на Полярном Урале древние циклы тектогенеза, совпадающие с тиманскими, то будет более правильным объединить древние дислокации Тимана и Урала в единую геосинклинальную зону» (стр. 84).

Представление о субгеосинклинальном режиме территории Тимана и сопредельных районов в течение конца протерозоя и палеозоя развивали Н. Н. Тихонович (1941, 1946) и А. Н. Розанов (1947). Н. Н. Тихонович считал всю область от Тимана до Пай-Хоя складчатой, полагая, что обе эти крупные структуры в равной степени являются частями широкого про терозой-палеозойского складчатого сооружения. В пределах Большеземельской тундры от помещал погребенный «жесткий массив» и принимал его как наиболее устойчивую часть древней Тимано-Уральской структуры. Н. Н. Тихонович, характеризуя структурные особен ности Тимано-Уральской провинции, отметил, что фундамент Печорской впадины, по видимому, нарушен крупными дислокациями, которые отражаются в палеозойских и мезо кайнозойских отложениях в виде складчатых структур.

В сводной работе А. Н. Розанова и др. (1947) структура Тимана отнесена к складчатой и осложненной дизъюнктивными нарушениями. По А. Н. Розанову, на палеозойскую склад чатую структуру региона была наложена более поздняя глыбовая тектоника.

Иной взгляд на происхождение и строение территории высказал в 1932 году Н. С. Шатский и последовательно развивал его на протяжении многих лет (1937, 1946). На ос новании анализа структурных связей Тимана с гиперборидами и рифеем Урала, материалов глубоких скважин и формационного анализа отложений Н. С. Шатский признавал фундамент Восточно-Европейской платформы гетерогенным и выделял в его составе образования архей ской, карельской и байкальской складчатостей. На территории Тимано-Печорской области, по Н. С. Шатскому, существовала рифейская геосинклиналь, вошедшая после консолидации в со став Восточно-Европейской платформы. Современный Тиман не что иное, как выведенный на поверхность участок байкалид, возникновение которого обусловлено глыбовыми движениями по разрывным нарушениям глубокого заложения между Тиманом, Уралом и Пай-Хоем. В па леозое формируется Печорская синеклиза, байкальский фундамент которой ступенчато погру жается к ее центриклинали.

Сланцевый массив Тимана и фундамент Печорской синеклизы рассечены разломами на ряд горстов северо-западного простирания. Таким образом, Н. С. Шатский отделил Тиман от остальной части Русской плиты и герцинского Урала. Указанные представления о тектонике региона вместе с установлением валунного происхождения кристаллических пород «Пыткова камня» заставили Н. С. Шатского усомниться в существовании погребенного массива на севе ре Печорской синеклизы.

М. М. Тетяев (1935, 1938) в своих обобщающих работах по северной территории СССР критиковал точку зрения Н. С. Шатского о том, что Тиман представляет собой струк туру докембрийской складчатости, протягивающуюся вдоль окраины Балтийского щита.

М. М. Тетяев рассматривал Тиман как сложный комплекс крупных складок северо-северо западного простирания, затухающих к юго-западу. Складки Тимана ориентированы субпа раллельно Уралу и едины с ним в тектоническом отношении. Пространство между Тиманом и Уралом представляет собой структуры, аналогичные последним, но погребенные под платформенным осадочным чехлом и лишь отдельными складками выступающие на днев ную поверхность (например гряда Чернышева).

А. Я. Кремс на II геологической конференции Коми АССР в своем докладе о природе и происхождении Южного Тимана отмечал, что в качестве заключительной фазы, оконча тельно сформировавшей древний Тиман, следует считать байкальскую. Отлагавшиеся до этого в Тиманской геосинклинали осадки вовлекались в более слабые фазы складкообразо вания. Становление современного Тимана А. Я. Кремс связывал с интенсивным складкооб разованием самого конца пермского периода (пфальцская фаза), причем складчатые движения передавались из Уральской геосинклинали. Приведенные выводы, по мнению А. Я. Кремса, служат основанием для опровержения взглядов Н. С. Шатского и П. Е. Оффмана, которые отрицают участие тангенциальных сил в формировании Тимана и объясняют морфологию его дислокаций исключительно неравномерными движениями слан цевого фундамента, в результате которых образовалась мозаика ступенчатых и коробчатых форм.

Позднее А. Я. Кремс (1958) отмечал, что Тимано-Печорская геосинклиналь в рифее пережила мощную складчатость, превратилась в молодую платформу, которая спаялась с до рифейской Восточно-Европейской платформой.

Е. И. Люткевич (1940, 1948, 1957) дал тектоническую характеристику Тимано Уральского сочленения. При этом Тиман он считал валом, т.е. структурой Русской плиты, а тиманское направление дислокаций наиболее древним, соответствующим салаирской фазе каледонского тектогенеза. Уральские же направления он относил к эррийской фазе. Прости рание отложений, начиная с девонских, по мнению Е. М. Люткевича, подчинено простира нию нижнепалеозойских пород: на Тимане они северо-западные, а на Полюдовом кряже – меридиональные.

Формирование тиманского направления в герцинском тектогенезе обусловлено нали чием глыбовых выступов в районе сочленения Тимана с Уралом;

горсты и грабены образо ваны в конце каледонского тектогенеза в результате дробления жесткого сооружения в салаирскую фазу, никакой виргации складок, ни ветви герцинской складчатости, отходящей от Урала к Тиману, не существует ни в районе Полюдова кряжа, ни в окрестностях с. Ксено фонтово – ближайших точках двух различных направлений складчатости. Только формиро вание окаймляющей складчатости вокруг жестких каледонских сооружений было причиной различного простирания Тимана и Урала. Колебания глыб фундамента Предуральского про гиба и древних сооружений Тимана и Урала создали в Прикамье ряд антиклинальных струк тур конца герцинского тектогенеза: Ижевскую, Полазненскую и др. Резкая приподнятость в современном рельефе глыбовых блоков (Полюд, Ксенофонтово и др.) является результатом альпийского тектогенеза.

Точке зрения Е. И. Люткевича были близки представления О. А. Солнцева (1959), ко торый в каледонском геосинклинальном цикле на Тимане выделяет две самостоятельные фа зы: Четласскую и Тиманскую. В последнюю была сформирована основная складчатая структура Тимана. Основные контуры современной структуры были созданы дизъюнктив ными дислокациями в заключительную (досилурийскую) косьюскую фазу тектогенеза.

В 1953 году вышла большая сводная работа «Производительные силы Коми АССР».

В первом томе, посвященном геологическому строению, А. А. Черновым подробно охарак теризована тектоника Тимана и прилежащей к нему части Русской плиты.

В. А. Варсанофьева описала тектоническое строение западного склона Приполярного Урала и Печорской синеклизы. Она подчеркнула, что фундаментом всего Тимано-Уральского ре гиона являются протерозойские складчатые сооружения.

Таким образом, к концу 50-х годов многие исследователи полагали, что Тиман и Пе чорская синеклиза прошли полную геосинклинальную стадию развития в протерозое. После инверсии и заключительной складчатости территория бывшей геосинклинали спаялась с бо лее древней эпикарельской частью Восточно-Европейской платформы, нарастив ее внешний северо-восточный край. В последующем на этот край были наложены палеозойские складча тые структуры Пай-Хоя и Урала.

В тесной связи с признанием или отрицанием древнего массива в районе Большезе мельской тундры развиваются представления о соотношениях уральских и пай-хойских дис локаций. А. В. Хабаков (1945) прослеживает меридиональные и северо-восточные структуры Полярного Урала под мезо-кайнозойскими образованиями о-ва Ямала и Байдарацкой губы.

Структуры Пай-Хоя, по его мнению, представляют ответвление Урала, отделенное тектони ческим швом. При этом А. В. Хабаков допускает более молодой возраст Пай-Хоя по отно шению к Уралу.

О. Л. Эйнор (1945, 1946) выделяет Урал и Пай-Хой в самостоятельные структурные единицы, разделенные Карским надвигом.

Позже Н. П. Херасков (1963, 1967) подтверждает одновозрастность Урала и Пай-Хоя, подчеркивает специфические особенности строения зоны их сочленения, выделив здесь по перечные поднятия, ограниченные глубинными разломами. Н. П. Херасков, развивая идеи Н. С. Шатского, указывал, что в позднем докембрии Тимано-Пай-Хойская система вместе с Уралом являлась единой складчатой системой. Герцинская геосинклиналь Урала с меньши ми размерами развивалась по краю Восточно-Европейского кратона и герцинский тектогенез выразился в окончательном формировании структур Тимана, Печорской гряды и Пай-Хоя.

Гряды Чернышева и Чернова имеют как бы промежуточный характер между платформой и складчатой областью.

Принципиально иные взгляды на тектонику Тимана, Печорской синеклизы и Урала высказал и последовательно проводил во всех своих работах П. Е. Оффман (1945, 1946, 1949, 1961 и др.). Не признавая как таковой вообще теории геосинклинального развития земной коры, он считал Тиман в позднем протерозое и палеозое типичным платформенным соору жением. По П. Е. Оффману, метаморфические сланцы фундамента, как и породы платфор менного чехла, лежат почти горизонтально, они осложнены лишь флексурными перегибами и разрывными нарушениями вдоль опускающихся разновысоких блоков. Сам Тиман пред ставляется П. Е. Оффману межплитной дислокацией на стыке Московской и Печорской си неклиз и отличается спокойным (платформенным) залеганием слоев. Основными элементами структуры Тимана являются плоские участки земной коры, иначе ступени, расположенные на разных уровнях по отношению друг к другу и вытянутые в северо-западном направлении.


На восточном склоне Тимана (широта Печорской Пижмы) в палеозое выделяются четыре ступени, последовательно спускающиеся к Печорской синеклизе, которая, в свою очередь, есть сочленение ступеней. На западном склоне Тимана выделяется одна ступень. В пределах ступеней слои лежат очень полого, однако они осложняются различного рода вторичными, более мелкими дислокациями. Ступени отделяются друг от друга узкими зонами сильно на рушенных пород. В пределах этих зон – сочленений ступеней слои образуют флексурообраз ный изгиб или ряд флексур, ступенчато расположенных по отношению друг к другу, а иногда и более сложные нарушения. Залежи основных изверженных пород пространственно и генетически связаны с тектоническими швами, разделяющими относительно слабо нару шенные ступени. Швы представляют собой глубокие трещины, секущие докембрийский фундамент и песчаники живетского времени. В конце среднего и начале верхнего девона по этим трещинам поднялась основная магма, образовав вертикальные дайки и небольшие по кровы. Излияния происходили в наземных условиях и сопровождались выбросом пирокла стического материала – пепла, песка и вулканических бомб. Внедрение диабазов по разло мам связано с тем, что Московская и Печорская синеклизы неравномерно опускались, что и вызвало формирование ступеней и излияние основной магмы. В своих более поздних рабо тах П. Е. Оффман и Урал в целом считал аналогичной дислокацией земной коры на стыке Западно-Сибирской и Русской плит.

Данные бурения и региональных геофизических исследований позволили к концу 50 х годов выяснить основные черты строения Тимано-Печорской провинции, хотя ее северо восточная часть оставалась слабо освещенной фактическим материалом. Тем не менее ре зультаты региональных работ вместе с опорным бурением позволили составить достаточно детальные схемы тектоники региона.

В 1955 году О. А. Калинина выделила шесть крупных тектонических элементов. В пределах Большеземельской тундры, в частности, область возможного распространения гра нито-гнейсового фундамента. Вдоль западного ограничения современного поднятия Тимана О. А. Калинина впервые выделила Предтиманский прогиб, возникший, по ее мнению, в за ключительный этап байкальской складчатости и выполненный верхнерифейско кембрийскими терригенными образованиями. Дислокации Печорской гряды О. А. Калинина рассматривает как зону шовных структур, т. е. отражение в платформенном чехле глубинно го разлома коры.

В это же время появляется тектоническая схема М. В. Касьянова (1955). По этому ав тору западная часть Тимано-Печорской провинции представляла собой в рифее геосинкли наль северо-западного простирания. На северо-востоке она граничила с устойчивым кристаллическим мегаблоком, являющимся фундаментом Большеземельской части террито рии и Печорской гряды. Этот мегаблок М. В. Касьянов считал срединным массивом Урало Тиманской рифейской геосинклинали.

В. А. Левченко (1954, 1957, 1658, 1962) в своих тектонических схемах территории продолжает предшествующие построения Н. Н. Тихоновича и др., настаивая на существова нии в палеозое субгеосинклинальных (парагеосинклинальных) условий.

Фундамент Тимана и Печорской впадины, по мнению В. А. Левченко, каледонский, однако в пределах Печорской гряды условия, близкие к геосинклинальным, сохранились и в девоне. В. А. Левченко подробно характеризует основные тектонические элементы провин ции (Предтиманский прогиб, Тиманскую антеклизу, Печорскую гряду, Печоро-Усинский синклинорий и Предуральский прогиб). Он по возрасту и структуре фундамента делит тер риторию на районы герцинской платформы (Тиман, Печорская синеклиза) и районы краевой зоны герцинской Уральской геосинклинали. В границах Печоро-Усинского антиклинория (Большеземельская тундра) им выделяется область каледонской интрагеоантиклинали с до кембрийским складчатым основанием.

В 1955 году А. А. Гафаров на основе интерпретации магнитного поля и расчетов глу бин до верхних кромок магнитоактивных масс построил схему распределения пород фунда мента Севера Русской плиты, на которой нашли четкое отображение основные тектонические элементы Тимано-Уральского региона. Впервые им выделены Припечорский уступ, Денисовский прогиб, Адзьвинский свод, подтвержденные позднее более детальными геолого-геофизическими работами.

В течение 1956-1960 годов материалы региональных геофизических исследований на Восточно-Европейской платформе были использованы Э. Э. Фотиади при составлении но вых тектонических схем строения фундамента. В вопросах структуры и возраста фундамента Печорской синеклизы Э. Э. Фотиади следовал представлениям Н. С. Шатского. В рифейской геосинклинали на территории Тимано-Печорской области Э. Э. Фотиади выделял внешнюю и внутреннюю зоны. Более полно эта точка зрения нашла отражение в совместной работе О. А. Калининой и Э. Э. Фотиади (1959).

В работах В. С. Журавлева и Р. А. Гафарова (1959) представления Н. С. Шатского получили дальнейшее развитие. На схеме тектоники ТПП выделена обширная область бай кальской складчатости, дифференцированная на мио- и эвгеосинклинальные зоны. Несколь ко позже Р. А. Гафаров (1961, 1963) выделил контуры зон архейской и карельской складча тостей на севере Восточно-Европейской платформы и, в частности, показал, что полоса ка рельской складчатости Кольского о-ва продолжается на северо-восток, параллельно байкальской складчатости Тимана, до смыкания с Уралом. На основе разработанной методи ки интерпретации гравитационной и магнитной съемок Р. А. Гафаровым (1965) составлены не только карта поверхности, но и карта внутренней структуры и естественного состава фун дамента севера Восточно-Европейской платформы.

Р. А. Гафаровым разработана также методика выделения разломов фундамента по геофизическим и геологическим данным. На основе анализа формаций, метаморфизма, структурных форм байкалид Тимана и его региональной характеристики Р.А. Гафаров пока зал, что Тиман является образованием внешней зоны рифейской геосинклинали и не может быть отнесен к платформенным сооружениям авлакогена.

Критикуя взгляды многих авторов об архейско- раннепротерозойском возрасте фун дамента района Большеземельской тундры, основанные на кажущемся сходстве магнитных максимумов с предтиманскими полосовыми аномалиями, он подчеркивал, что сходство зна ка и характера магнитных полей разобщенных зон еще не могут служить обоснованием воз раста пород, если не установлена их связь с определенными геологическими объектами.

Р. А. Гафаровым впервые намечено продолжение байкалид в пределы акватории Баренцева моря и тем самым уточнена северо-восточная граница Восточно-Европейской платформы.

В книге “Геология СССР” (1963) и в последующих своих публикациях В. А. Варсанофьева предложила свое представление о Тимане. Тиманская геосинклиналь в докембрии на западе граничила с уже консолидированной эпикарельской частью Русской плиты, на востоке – с лабильной областью Уральской геосинклинали. Обломочный материал поступал на Тиман со стороны платформы за счет разрушения архейских пород. До силура тектонические движения проявились здесь дважды. Последняя фаза тектогенеза превратила Тиман в горно-складчатую систему «тиманид». В эту эпоху произошло внедрение гранитои дов в толщу сланцев. Уральская геосинклиналь, замкнувшись в мезо-кайнозое, имела свои области поднятий – собственно Уральский антиклинорий и Тиман, а также области опуска ний – Печорскую синеклизу, Западно-Сибирскую плиту и Зауралье.

С киммерийской фазой тектогенеза связано образование сбросов, разбивших Тиман на блоки. Таким образом, Тиман – байкальская горно-складчатая страна, зона, примкнувшая в конце протерозоя или начале палеозоя с востока к Русской плите. В строении Тимана уча ствуют древние метаморфические и магматические породы. Печорская синеклиза – западная часть Урало-Тиманской депрессии, расположенная между Тиманом и Уралом. В тектониче ском плане – это эпибайкальская платформа, складчатый фундамент которой является про должением аналогичного фундамента Тимана. Область Печорского угленосного бассейна (восточная часть области между Тиманом и Уралом) является прогибом Уральской герцин ской геосинклинали, интенсивно дислоцированной в конце триаса, заложившейся в нижнем палеозое. Передовой прогиб рассматривается как переходная область от платформы к гео синклинали.

Результатом работ ВНИГРИ (Ленинград, 1957–1966 гг.) в ТПП явилась тектоническая карта фундамента Тимана, Печорской синеклизы, Урала и Пай-Хоя, составленная под руко водством В.А. Дедеева (1966). На карте нашел отражение Предтиманский прогиб, как пере довой предгорный прогиб Тимано-Уральской байкальской геосинклинали. Тиман и Печорская депрессия, ограниченная с северо-востока Печорской грядой, представляют собой миогеосинклинальную зону байкальской геосинклинали.

От юго-западного граничного глубинного разлома Печорской гряды и до Урала и Пай-Хоя простирается эвгеосинклинальная зона. Тиман представляет собой краевое горно складчатое сооружение миогеосинклинали байкалид. В районе Малоземельской тундры по характеру физических полей впервые выделено "тектоническое окно" – предполагаемый гранитогнейсовый массив в ядре байкальского антиклинория. Указанная работа наряду с ра ботами Э. Э. Фотиади, Р. А. Гафарова и В. С. Журавлева послужила основой современных представлений о тектоническом строении и развитии ТПП.

В последние годы жизни Н. С. Шатский изменил свои взгляды на тектонику северо востока Восточно-Европейской платформы. В докладе на тектоническом коллоквиуме в ГИН АН СССР в 1960 году он высказал идею о существовании здесь авлакогенов, как основных структур в развитии древних платформ, к каковым без необходимого обоснования фактиче скими материалами отнес и Тиман. Поэтому на тектонической карте Европы масштаба 1:5000000 под редакцией Н. С. Шатского (1961) область Печорской синеклизы включена в территорию архейско-протерозойской платформы, а полоса складчатых сооружений Тимана, п-ова Канина, о. Рыбачьего и п-ова Варангера выделена как "внутриплитная материковая бо розда" (авлакоген), в генетическом отношении аналогичная Пачелмскому прогибу и прогибу Б. Донбасса. В дальнейшем от этого взгляда отказались, и на тектонической карте Евразии под редакцией А. Л. Яншина (1966) в пределах Тимана и Печорской синеклизы выделена геосинклинальная область байкалид;


под платформенным чехлом северо-восточной части синеклизы предполагается развитие эвгеосинклинальной зоны рифейской геосинклинали.

Существование такой эвгеосинклинали в пределах Большеземельской тундры с года последовательно и настойчиво в печатных и рукописных работах отрицал З. И. Цзю (1958, 1960, 1962, 1964, 1968, 1974). Рифейскую геосинклиналь он трактовал как "внутри плитную (внутриконтинентальную)", ограничивая ее территорию современным Тиманом и Ижма-Печорской впадиной. В своих ранних работах З. И. Цзю вдоль западного склона Ти мана выделял Предтиманский краевой прогиб. Впоследствии (1968, 1974) он, не изменяя и остальных деталей своей тектонической схемы, вместо Предтиманского прогиба вслед за В. Г. Черным (1965) стал выделять "краевой шов" глубинный разлом, разграничивающий карельскую и байкальскую складчатости.

Платформенный этап в пределах Тимано-Печорской области начинается с конца ри фея – нижнего кембрия. Этот большой этап характеризуется разнообразными осадками платформенного чехла, которые расчленяются на ряд структурных этажей и подэтажей. Все крупные структурные элементы приобрели свой морфологический облик в постгеосинкли нальную стадию – в варисцийское время.

В течение многих лет на Тимане и Урале проводил исследования В. А. Разницын (1962, 1963, 1964, 1968). Он рассматривал рифейскую Тиманскую миогеосинклиналь как вторичную, наложенную на древний фундамент плиты Баренция. Во внутренней структуре Палеотимана им условно намечались: главный антиклинорий (Усть-Цильма-Кипиево);

крае вой антиклинорий (по оси Очпармы) и краевой Предтиманский прогиб (Четласский Камень, Большие Пороги, Джежимпарма).

Образование Тиманского платформенного сооружения В. А. Разницын относит к на чалу мезозойского цикла. Тиман состоит из ступенчато расположенных линейно вытянутых блоков фундамента. Основными факторами в формировании структуры современного Тима на, по В. А. Разницыну, явились поднятия с надвиганием блоков (взбросо-надвиги). В гене тическом отношении Тиман представляется В. А. Разницыну поднятием, которому не предшествовало соответствующее опускание, структурой, противоположной авлакогену и названной им эпикинегеном.

Некоторые исследователи к этому времени, проводя анализ тектонического строения, предпочитают не указывать на возраст и характер строения фундамента Большеземельской тундры. Так, П. А. Туманов (1967) считает всю территорию к северо-востоку от Тимана до Урала и Пай-Хоя Баренцево-Печорской плитой, большая часть которой покрыта водами Ба ренцева и Печорского морей. На всей этой территории он выделяет архейско протерозойский нижний этаж, перекрытый породами "среднего" этажа, представленного ме таморфическим комплексом позднего докембрия – нижнего кембрия (?), относимого к гео синклинальным образованиям.

В 1968 году в Ухтинском геологическом управлении закончена сводная работа по те ме "Составление металлогенической и прогнозной карты Тимана масштаба 1:500000" (В. Г. Черный, В. Г. Смирнов и др.). В своих выводах по тектонике авторы ограничили Ти манскую рифейскую геосинклиналь территорией современного Тимана и Ижма-Печорской впадины. В пределах геосинклинали они выделили три зоны:

1. Западную – зону "краевых массивов", включающую Четласскую ступень, поднятие Четласского Камня и Джежимпарму;

2. Центральную зону развития миогеосинклинальных формаций, включающую ос тальную часть современного поднятия Тимана;

3. Восточную зону развития эвгеосинклинальных формаций, включающую большую часть Ижма-Печорской впадины.

Выделенные зоны разделяются глубинными разломами, предопределившими струк турно-фациальные различия в этих зонах. Выделен "краевой шов" – глубинный разлом, по которому граничат карельский и байкальский фундаменты. Выделением "краевого шва" ав торы отрицают наличие Предтиманского прогиба. Идея "краевого шва" наиболее полно на шла отражение в последующих работах В. Г. Черного (1969, 1973 и др.). В последующем данные сейсморазведки не подтвердили выводов В. Г. Черного и др. о характере стыка ка рельского и байкальского комплексов по юго-западному ограничению Тимана. По мере на копления геофизического материала (g, Ta, магнито-теллурических методов, сейсморазведки MOB и КМПВ) в 60-70 годах предпринимаются регулярные попытки по строения карт поверхности фундамента и предположений о его внутреннем строении (А. В. Залипухин, 1961;

М. М. Большаков, 1961;

М. П. Шулдеев, К. С. Морозов и др. 1958 1965;

М. А. Осада, 1965;

В. В. Мартынов др. 1968-1969;

К. А. Кривцов, 1970;

Б. Г. Должанский, 1971;

Г. Е. Кузнецов, Л. П. Шилов и др. 1971;

и др.).

По материалам аэромагнитной съемки масштаба 1:200000, проведенной Новосибир ским геофизическим трестом (А. В. Залипухин, 1961;

М. М. Большаков, 1961), были вычис лены глубины до верхних кромок магнитовозмущающих масс. Эти глубины отождествлялись с глубинами до поверхности метаморфического фундамента. Построенные карты позволили получить некоторые представления о характере поведения поверхности фундамента в отдельных районах региона. Недостатком проведенных построений явилось то, что одними и теми же изогипсами объединялись глубины возмущающих масс, относя щиеся к различным структурным комплексам и слоям консолидированной коры.

В 1968-1969 годах в Ухтинском геофизическом тресте под руководством В. В. Мартынова были проведены работы по трансформации гравитационного и магнитного полей с целью построения схемы глубинного строения Южного и Среднего Тимана и приле гающих территорий. Трансформации были выполнены в двухмерном варианте по профилям широтного простирания. Пересчитанное таким образом в верхнее полупространство магнит ное поле оказалось в значительной степени отягчено ошибками. Появилась масса локальных аномалий, вытянутых вдоль профилей. Авторы ошибочно придали этим аномалиям геологи ческий смысл, связав их появление с "просвечиванием" широтной складчатости в дорифей ском структурном комплексе.

В 1970 году К. А. Кривцовым была построена карта поверхности фундамента по дан ным гравиметрических съемок масштаба 1:200000, 1:100000, 1:50000 с использованием, в качестве опорных, профилей КМПВ. Карта строилась на основе исключения влияния оса дочной толщи из значений поля силы тяжести. Недостаток данных КМПВ не позволил уве ренно определять плотность пород фундамента, близкую к реальной, и поэтому для отдельных районов ТПП были получены значительные ошибки в определении глубин. Кро ме того, отсутствие данных ГСЗ не позволило надежно привязать и скоррелировать плотно стные разделы внутри фундамента. Соединив разные плотностные границы, К. А. Кривцов отождествил полученную поверхность с кровлей предполагаемого кристаллического (ка рельского) фундамента.

Итогом многолетних исследований в Тимано-Уральском регионе стала монография А. К. Запольнова (1971). На основе расчетов по данным аэромагнитной съемки, гравиметри ческих работ, результатов МТП-МТЗ, немногочисленных данных КМПВ и глубоких сква жин, а также геологических сведений об общей мощности осадочной толщи А. К. Запольновым составлена структурная карта поверхности байкальского фундамента и проведено районирование платформенного чехла. На основе анализа геолого- геофизических материалов рассмотрена внутренняя структура складчатого фундамента севера Печорской синеклизы и Предуральского прогиба. Выделены области карельской и байкальской склад чатости, добайкальские срединные массивы, области герцинской и раннекиммерийской складчатости. В пределах области байкалид была сделана попытка выделения антиклинориев и синклинориев рифейского заложения. Однако отсутствие каких-либо фактических данных, кроме унаследованности их более молодыми структурами, не позволило автору дать надеж ные критерии выделения указанных структур. По геофизическим, геологическим, частично геоморфологическим признакам А. К. Запольновым выделено большое количество разломов разного масштаба и различной морфологии, в том числе сдвиги и надвиги. Дана морфогене тическая классификация глубинных разломов и определено время их заложения.

В 1971 году Б. Г. Должанский предложил методику комплексной интерпретации и по строил карту рельефа фундамента ТПП. Основной упор в этой работе сделан на исключение влияния осадочного чехла из гравитационного поля и количественные расчеты оставшихся аномалий. Как выяснилось позже, карта В. Г. Должанского в большей степени отражает по ведение рельефа фундамента, но и ему не удалось избежать ошибок в определении глубин, особенно на участке осложненного поля силы тяжести.

В 1972 году вышла работа В. С. Журавлева, где на основе сравнительно тектонического анализа с использованием геофизических данных построена "Тектоническая схема Печорской экзогональной впадины и ее обрамления". На схеме показана область ка рельской складчатости, отделенная от Тиманского поднятия кулисообразно расположенны ми глубинными разломами ("краевыми швами"). Одновременно с последними автор выделяет и Предтиманский передовой прогиб. Область байкальской складчатости разделяет ся на миогеосинклинальную зону, прослеженную вплоть до Печорской гряды и расположен ную северо-восточнее эвгеосинклинальную зону. В работе детально описаны основные структурные единицы Печорской синеклизы (экзогональной впадины, по В. С. Журавлеву). Наи более полно отражена тектоника региона и недостаточно охарактеризованы глубинные разломы.

Схема В. С. Журавлева хорошо согласуется со схемами, составленными им в содруже стве с Р. А. Гафаровым (1959), а также схемой Р. А. Гафарова (1965), В. А. Дедеева и др. (1966).

Многолетнее изучение геологического строения и развития Тимано-Уральского ре гиона привело Г. А. Чернова (1972) к признанию дорифейского фундамента Большеземель ской тундры. Убедительным доказательством существования массива Г. А. Чернов считает северо-восточное отклонение Уральского хребта в северной части, отмеченное еще А. П. Карпинским (1919). В строении фундамента региона Г. А. Чернов выделяет всего три зо ны: зону развития рифейских сланцев Тимана и Ижма-Печорской впадины, зону развития ри фейских сланцев Урала и Пай-Хоя и между ними "кристаллический массив дорифейских пород".

В 1972 году вдоль железной дороги Кинешма-Воркута были проведены работы ГСЗ.

В результате прослежены горизонты, связанные с поверхностью Мохоровичича, Конрада и ряда других горизонтов консолидированной коры.

В 1973 году от юго-западного Притиманья через Тиман и Ижма-Печорскую впадину были проведены работы методом обменных волн землетрясений (МОВЗ). В глубинном раз резе до глубины 100 км выделено более 15 преломляющих горизонтов (границ обмена), свя занных с горизонтами консолидированной коры и верхней мантии. Исследования позволили выделить крупные блоки коры и установить глубины проникновения (до70 км) в кору и ман тию разделяющих их глубинных разломов. Эти исследования позволили проследить поверх ность карельского фундамента от Притиманья до центриклинали Верхнепечорской впадины Предуральского прогиба.

В 70-е годы начато методическое и техническое перевооружение геофизических ме тодов с освоением цифровых комплексов в сейсморазведке и электроразведке, оснащение грави- магниторазведки новейшими высокоточными гравиметрами и квантовыми магнито метрами. Повышается разрешающая способность, точность и достоверность геофизических методов. Все это с постоянным наращиванием региональных профильных работ и увеличе нием объема бурения позволяет значительно детализировать геологическое строение ТПП.

В. Г. Гецен (1975), анализируя строение фундамента и тектонику Северного Тимана и п-ова Канина, относит тиманскую складчатость к аналогам байкалид юго-востока Сибири, являющихся геосинклинальной областью, окончательно сформировавшейся на рубеже венд кембрий. По представлениям В. Г. Гецена, эта геосинклинальная область заложилась на ар хей-протерозойском фундаменте плиты, который он предполагает существующим на всей территории Печорской синеклизы. К области наибольшего прогибания в верхнерифейское время В. Г. Геценом отнесена территория Тиманского регионального минимума, включаю щая Тиман и Ижма-Печорскую впадину.

В 1973-1977 годах в Ухтинском индустриальном институте А. Я. Кремсом, Г. Е. Кузнецовым, Л. П. Шиловым и др. на основе обобщения геолого-геофизического мате риала по южной части Тимано-Уральского региона составлены схемы строения фундамента и проведено тектоническое районирование. По материалам КМПВ, ГСЗ, МОВЗ, МТЗ, ЗСП, гравиметрии и магниторазведки впервые доказано существование карельского (?) основания не только на Тимане и Ижма-Печорской впадине, но и в пределах Верхнепечорской впадины Предуральского прогиба.

В 1977 году в Ухтинском территориальном геологическом управлении выходит отчет по теме "Изучение структуры осадочного чехла ТПП и ее зависимости от строения фунда мента". Авторы В. И. Богацкий, С. А. Данилевский, В. Г. Черный. Проведен детальный ана лиз материалов бурения. С учетом определений абсолютного возраста пород показана связь их с рифейскими толщами Тимана и Урала. На основании петрологического изучения с ис пользованием результатов геофизических работ авторы предположили закономерность чере дования антиклинориев и синклинориев в рифейских толщах Тимано-Уральского региона, которым в осадочном чехле соответствуют крупные положительные и отрицательные струк туры: Тиман, Ижма-Печорская впадина, Печоро-Кожвинский мегавал и др. В геологической истории ТПП авторами установлено два этапа. Один связан с унаследованным развитием от структур фундамента, второй с новообразованиями палеозойского цикла. Во всех случаях, как считают авторы, тектонические подвижки на эпибайкальской платформе унаследованно го или новообразованного типов всегда проявлялись в соответствии с активностью Ураль ской геосинклинали.

С конца семидесятых годов и по настоящее время в своих печатных и рукописных ра ботах отстаивает геосинклинальную природу рифея ТПП Л. Т. Белякова (1978, 1986, 1991 и др.). Опираясь на изучение вещественного состава пород метаморфического фундамента и магматизма, она обосновывает выделение эвгеосинклинальной и миогеосинклинальной зон байкалид и подразделяет их на более мелкие структурно-тектонические зоны.

В 1979 году Г. Е. Кузнецов, В. А.Зыков и др. составили новую карту поверхности байкальского фундамента ТПП, включая южную часть Баренцева моря. В основу карты были положены расчеты по аномалиям поля Та и их последующая статистическая обработка.

Кроме того, были привлечены данные по другим методам геофизики и глубокого бурения.

На карте нашли отражение многочисленные глубокие разломы, разделяющие различные тек тонические единицы территории. Проведена классификация разломов по глубине заложения, возрасту, ориентировке, протяженности и кинематическим характеристикам.

Изучению дизъюнктивной тектоники ТПП были посвящены многолетние исследова ния Н. В. Шаблинской (1977, 1980, 1982), которой по геофизическим и геоморфологическим данным в Тимано-Уральском регионе выделены четыре системы разломов. Для каждой из систем, по ее мнению, характерна направленность и возраст заложения: северо-западные – допалеозойские, меридиональные – палеозойские, широтные – мезозойские и северо восточные – кайнозойские. Н. В. Шаблинская на основе статистического анализа показала, что разломы не только определили современный структурный план, но и являются главным фактором развития территории.

В 1980 году составлена "Карта рельефа поверхности фундамента" коллективом авто ров ВНИГРИ (Б. Г. Должанский, Г. Ф. Буданов, В. И. Богацкий и др.). При составлении кар ты были использованы данные бурения, КМПВ и МОВ. Использованы также глубины и морфология глубоких отражающих границ в районах отсутствия КМПВ, данные электрораз ведки, аэромагнитной съемки и корреляционной связи границ осадочного чехла и физиче ских полей с поверхностью фундамента. Новый материал бурения позволил детализировать строение фундамента в южной части Тимана и Ухто-Ижемского вала и других структур ТПП.

Н. Г. Берлянд и др. (1980) на основе сопоставления аномалий магнитного поля с по лями внутренних районов Русской плиты считают возраст фундамента Большеземельской части ТПП архейско-протерозойским. По результатам кластерного анализа Большеземель ская аномалия Та оказалась близкой к аномалиям, создаваемым архейско-протерозойскими толщами и существенно отличной от аномалий, обусловленных байкалидами. Установлено и несоответствие рельефов рифейского и выделенного по магнитометрическим данным высту па архейско-протерозойского (?) фундамента. Это несоответствие объясняется авторами ин тенсивными тектоническими движениями и перестройкой структурного плана в конце рифея и в палеозое.

Сравнивая Большеземельскую аномалию с северной Украинской кольцевой аномали ей магнитного поля, приуроченной к открытой части Украинского щита, авторы подчерки вают, что Большеземельский выступ кристаллического фундамента также имеет кольцевую структуру, представленную системой "кольцевых валов", сложенных древними архейско протерозойскими комплексами и внутренних "кольцевых трогов", заполненных более моло дыми нижнепротерозойскими образованиями. Таким образом, сделан вывод о том, что по физическим свойствам слагающих толщ фундамент Большеземельской области резко отли чается не только от рифея Тимана и Ижма-Печорской впадины (сланцевых толщ миогео синклинального облика), но и от эвгеосинклинальных вулканогенно-осадочных рифейских образований Центрально-Уральского антиклинория и Пай-Хоя. Следовательно, заключают авторы, район Большеземельской тундры представляет собой северо-восточную окраину Восточно-Европейской платформы с архейско-протерозойским кристаллическим фундамен том и нет оснований для выделения в пределах Печорской синеклизы эвгеосинклинальной зоны байкалид.

Непрерывно на протяжении многих лет отстаивал существование байкальского фун дамента в пределах ТПП и прилегающих районов Р. А. Гафаров (1980).

На "Схеме тектонического районирования фундамента Тимано-Печорской плиты" выделена область распространения карельского фундамента под миогеосинклинальными толщами рифея вплоть до Печорского глубинного разлома на северо-востоке, определившего северо-восточную границу карельского основания Восточно-Европейской платформы. В Пе чорско- Большеземельской эвгеосинклинальной системе байкалид выделены дорифейские массивы, испытавшие интенсивную переработку в процессе байкальской складчатости. Под черкнута важнейшая роль глубоких и глубинных разломов в ограничении и развитии склад чатых зон фундамента и структур платформенного чехла. Крупнейшие Предтиманский, Печорский тектонические швы и другие разломы в значительной мере определили общие черты тектоники территории.

Появляется ряд карт и схем размещения разломов как для территории СССР, так и от дельных областей, в частности, территории Европейского Северо-Востока. В 1977 году была составлена "Схема зон глубинных разломов территории СССР (по геофизическим данным)";



Pages:     | 1 |   ...   | 20 | 21 || 23 | 24 |   ...   | 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.