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 |   ...   | 22 | 23 || 25 | 26 |   ...   | 30 |

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

-- [ Страница 24 ] --

Вследствие повышенной проницаемости разломы играют роль своеобразного тепло вода, по которому тепло Земли выносится в аномально больших количествах вместе с выхо дящим расплавом.

С конвективным переносом тепла связано увеличение кондуктивного теплопотока в зоне разлома вследствие накопления его в магматических очагах сравнительно неглубоко от поверхности.

Наиболее глубинным разломам Тимана принадлежит основополагающая роль в фор мировании его геоструктурных особенностей. Эти разломы самым тесным образом были связаны с эпейрогенетическими движениями Русской плиты в целом. Как только территория Тимана подвергалась поднятиям или опусканиям и связанным с ними регрессиям и транс грессиям моря, отдельные блоки, отвечающие современным крупным структурам чехла, в силу своей разобщенности разломами отставали или опережали другие.

Эти отставания или опережения отчетливо фиксируются на Тимане в мощностях оса дочных пород и их формационных и фациальных характеристиках. Анализ фациального и формационного состава пород на крыльях нарушений и анализ мощностей позволяет про следить характер развития разлома, выделить периоды его относительного покоя и моменты активизации движений по разлому.

Тектоническое строение Рис. 88. Системы глубинных разломов Тиманского кряжа и сопредельных территорий Составил Л. П. Шилов (1977) Тектоническое строение Глубинные разломы Тимана закладывались на разных этапах геологической истории и длительность их развития различна даже для этой сравнительно небольшой территории, хотя общепринятой методики определения возраста глубинных нарушений пока не сущест вует. Это связано, прежде всего, с тем, что основную информацию для изучения строения и глубины заложения разломов, особенно в закрытых и полузакрытых областях, дают геофи зические материалы, которые, как известно, не всегда можно интерпретировать однозначно.

Анализ разломной тектоники по геолого-геофизическим данным неоднократно про водился как по Тиману, так и в целом по Тимано-Печорской плите (Р. А. Гафаров, 1963;

В. А. Дедеев и др., 1966, 1977, 1978;

А. И. Запорожцева, 1971;

Г. Е. Кузнецов, Л. П. Шилов и др., 1973;

Л. П. Шилов и др., 1974;

Н. В. Шаблинская, 1980,1991;

Н. А. Малышев, 1980, 1986;

В. И. Башилов, 1981, 1990;

А. И. Дьяконов, Н. А. Малышев, 1999 и др.).

По результатам комплексной интерпретации геофизического материала Н. В. Шаблинская (1980) выделила четыре возрастные группы (системы) разломов разных про стираний. Группа А северо-западного простирания отнесена к допалеозойскому времени, группа Б меридионального простирания отнесена к палеозою, группа В широтного простирания дати рована мезозоем и группа Г северо-восточного простирания выделена как кайнозойская.

Аналогично составлена схема разломов Г. Е. Кузнецовым и В. А. Белитченко (1979).

У этих авторов северо-западные дислокации трактуются как наиболее древние допалеозой ские, наложенные на них меридиональные и субмеридиональные связываются с герцинским орогенезом Урала. Широтные и субширотные Г. Е. Кузнецов и В. А. Белитченко относят к наиболее древним дорифейским, а нарушения северо-восточного простирания также к «древним» без указания определенного возраста.

Весьма интересна карта, приведенная в работе В. И. Башилова (1975). Сравнивая ли неаменты, выделенные при геологическом дешифрировании аэрофото- и космических сним ков с картами аномальных полей, он пришел к выводу, что эти линеаменты соответствуют крупным разломам фундамента. Выделенные им две системы ортогональных и диагональ ных разрывных нарушений были заложены в докембрии и во время формирования осадочно го чехла и современного рельефа, большая часть их была активна. Наиболее отчетливо указанные закономерности проявились на Тимане.

Как уже было сказано ранее, глубинные разломы обычно располагаются на границах структурных областей с различными тектоническими режимами и палеорельефом и контро лируют накопление фаций и формаций, обуславливают мощность осадков. Для выявления зон глубинных и глубоких разломов, определения особенностей их строения и возраста не обходимо изучить состав и мощности осадочных и магматических формаций, их распреде ление во времени и пространстве, форму залегания слоев и пространственное распределение тектонических элементов. Еще в 1956 г. А. В. Пейве, обобщая накопленные к тому времени данные, пришел к выводу, что все линейные структуры континентов – горно-складчатые пояса, геосинклинали и геоантиклинали, краевые прогибы, синеклизы и антеклизы, грабены и горсты и т.д. генетически связаны с глубинными и глубоко заложенными разломами. Сами же разломы чрезвычайно разнообразны и могут быть выражены широкими и узкими, протя женными и короткими зонами рассланцевания, полосами повышенной трещиноватости, уг ловатыми контурами поверхностных структур, крупными «рубцовыми» и шовными складками, интенсивной складчатостью в узких полосах, большими и малыми полосами и цепочками основных и ультраосновных (порой и кислых) интрузий, вулканическими пояса ми, зонами окварцевания и т. д. А. В. Пейве отмечал, что разломы, с направлением которых связаны простирания всех других тектонических элементов, являются консервативными, на следуемыми от одного периода развития к другому. Вместе с тем разломы одного простира ния непременно сочетаются с поперечными и тангенциальными нарушениями. Таким образом, разделять разломы по возрасту, основываясь только на характере их простирания, неправомерно. Для определения возраста разломов необходим анализ его строения и оценка палеотектонической обстановки на каждый определенный период геологического времени.

Так, на палеотектонической схеме для позднего рифея (Атлас литолого Тектоническое строение палеогеографических карт СССР под редакцией А. П. Виноградова, 1966) в пределах плат формы юго-западнее Тиманского кряжа выделены узкие грабенообразные прогибы северо восточного и субмеридионального простирания, ограниченные дизъюнктивными наруше ниями. Сопоставление этих дислокаций с глубинными разломами, выделяющимися сегодня на Тимане, показало, что первые, скорее всего, продолжались от платформы в пределы об ластей Тимано-Печорской плиты. К раннему кембрию началось формирование Мезенской синеклизы и проявление Тимана как краевой части молодой эпибайкальской платформы.

Вся область молодой платформы, прилегающая к Тиману с северо-востока, как и сам Тиман, разделена глубинными разломами северо-западного и субмеридионального простирания на отдельные глыбы, имевшие в рифейский период развития отличающиеся тектоно динамические режимы. О последнем свидетельствуют значительные различия рифейских пород, слагающих глыбы, по формационному составу, степени метаморфизма и магматизма, установленные как по геофизическим, так и, отчасти, по геологическим данным.

В пределах Тимана глубинные разломы чаще всего представлены сериями частых па раллельных и субпараллельных в плане отдельных дизъюнктивов, представляющих в целом узкие, вытянутые зоны. Именно такие зоны Л. П. Шиловым (1974) были названы системами глубинных разломов. В связи со значительными амплитудами перемещений блоков фунда мента, других горизонтов «гранитного» слоя и других слоев консолидированной коры сис темы глубинных разломов отображаются большими горизонтальными градиентами силы тяжести или сопровождаются высокоамплитудными локальными аномалиями. Вдоль систем глубинных разломов (особенно на Северном Тимане и п-ове Канине) размещаются иногда интрузии основных или ультраосновных пород, отображающиеся разной интенсивности максимумами магнитного поля. При этом массивы подкорового вещества нередко отмечают ся локальными положительными аномалиями силы тяжести, а их апофизы «пронизывают»

по разломам «гранитный» слой и отображаются в аномальном магнитном поле.

Возраст таких систем определяется возрастом геоструктур (блоков консолидирован ной коры), которые они разделяют. Однако на протяжении геологической истории системы глубинных разломов испытывали неоднократные проявления активизации в связи с общим ходом тектонического развития территории. В периоды тектонической активизации в систе ме разломов появлялись новые частные разрывы общего с системой или поперечного к ней простирания. Вдоль системы разломов могли проникать новые порции магматических рас плавов пород и других флюидов, что все более и более усложняло картину строения. Воз никшие в периоды активизации новые частные нарушения, по-видимому, нельзя относить к какой-либо другой системе, т.к. они генетически связаны с уже существующей. Другое дело - возникновение новых, более поздних систем глубинных разломов, которые накладывались с иным простиранием на уже существующие. Эти новые системы разломов, более молодые по возрасту, также имеют вид не частных отдельных нарушений, а представляют собой именно системы, узкие зоны, в пределах которых формировались своеобразные структуры и тектономагматические условия. Наиболее древними, не моложе среднего рифея, в пределах Тимано-Печорской плиты являются Печорская, Усино-Колвинская, Шапкино-Юрьяхинская, Варандейская, гряды Чернышева и др. системы. В пределах Тимана это Западно-Тиманский, Центрально-Тиманский и Восточно-Тиманский глубинные разломы.

Предтиманский глубинный разлом (система разломов) отображается сменой Тиманского регионального минимума Та на полосовые положительные аномалии и сопровождается места ми отчетливыми горизонтальными градиентами гравитационного поля. Эти особенности физи ческих полей в общем виде фиксируют полосу сочленения карельского и рифейского фундаментов Русской плиты. Именно от этой полосы начинается ступенчатое погружение каре лид на северо-восток и наращивание мощностей рифейского структурного комплекса, что дос таточно уверенно отражается по материалам одиночных сейсморазведочных профилей.

Вдоль западной границы современного Тимана прослеживается Западно-Тиманская система разломов. В полосе системы известен, по геологическим данным, сброс, ограничи вающий с юго-запада поднятие Джежим-Парма, амплитудой до 2 км по рифейскому фунда Тектоническое строение менту, переходящий далее на северо-запад в установленную бурением Елва-Веслянскую флексуру и сброс, ограничивающие с запада Обдырское поднятие. В районе Четласского горста байкальский фундамент приподнят по сравнению с прилегающей с запада территори ей на 2-2,5 км, а на участке р. Шегмас, где рифейские породы непосредственно соприкасают ся с зоной разлома, амплитуда составляет 3-3,5 км. Далее на северо-запад в междуречье рр. Пеши и Омы, по данным сейсморазведочных работ Западного геофизического треста (г. Ленинград, 1970), амплитуда нарушения составляет 2,5-2,7 км. В северной части Тимана плановое положение дизъюнктивов обосновано фактическим материалом наименее полно, что позволило разным авторам проводить направление глубинного разлома по-разному (Шилов, 1974;

Малышев, 1986;

Богацкий и др., 1996 и др.).

В южной части системы разломов по геофизическим (в основном грави- и магнит ным) данным выделяются Нившерский, Обдырский, Сообдырский и др. глубинные наруше ния взбросового характера с глубиной заложения свыше 40 км.

Центрально-Тиманская система глубинных разломов протягивается от Джежим пармы вдоль Очпармы и Вымско-Вольской гряды до мысов Лудоватых на п-ове Канине. О наличии здесь системы глубинных нарушений, кроме частных дизъюнктивов, свидетельст вует различная степень метаморфизма и дислоцированности пород блоков фундамента, раз деленных этой системой. Повсеместно вдоль системы распространены рифогенные карбонатные образования быстринской серии, что достаточно отчетливо фиксируется осо бенностями гравитационного поля. В целом Центрально-Тиманская система отражается в гравитационном поле значительным горизонтальным градиентом, а в магнитном поле – уз кими линейными максимумами, отражающими внедрение основных магматических пород по частным нарушениям в полосе системы. Центрально-Тиманская система глубинных разло мов многими исследователями рассматривалась как «структурный шов», разделяющий раз личные структурно-фациальные зоны Тимана (Дедеев и др., 1966, 1978 и др.). Характер строения этой системы разломов предопределяет линейные горстообразные выступы Вым ско-Вольской гряды и Очпармы. Кроме известных, закартированных с поверхности и буре нием (Годин и др., 1968) дизъюнктивных нарушений вдоль Вымско-Вольского и Очпарминского поднятий в полосе системы по геофизическим данным на расстояние 3-5 км прослеживаются параллельные сбросы и взбросы различной протяженности (Шилов, 1974).

Наибольшие глубины заложения разломов отмечаются на Южном и Среднем Тимане. Так, Ропчинский разлом имеет глубину заложения не менее 80 км, Мыльско-Рассохинский – по рядка 38-40 км.

В пределах Северного Тимана глубины заложения разломов Центрально Тиманской системы (по данным расчетов до верхних и нижних кромок магнитовозмущаю щих тел) не превышают 10 км (Шилов, 1974) и отдельные частные дизъюнктивы имеют не которую разнонаправленность и небольшую протяженность. К Северному Тиману сходятся все три системы разломов Тимана: Западно-, Центрально, и Восточно-Тиманские. В связи с этим весь Северный Тиман можно рассматривать как структуру, сформировавшуюся к на стоящему времени в зоне глубинных разломов. Возможно, этим объясняется в целом повы шенный метаморфизм и дислоцированность рифейских толщ Северного Тимана, а также множество сравнительно мелких приповерхностных интрузивов основных пород. Понятно, что расчеты глубин по аномалиям поля Та, связанным с этими мелкими интрузиями, не бу дут отражать глубины заложения всей системы разломов в целом. Однако и здесь имеются отдельные точки расчетов глубин, превышающие мощность земной коры (Шилов и др., 1974;

Кузнецов, 2001).

Восточно-Тиманская система глубинных разломов ограничивает современное подня тие Тимана с северо-востока. Она состоит из кулисообразных или параллельных частных разломов преимущественно сбросового характера. В полосе этой системы известен закарти рованный геолсъемкой и бурением Верхне-Ижемский сброс, установленный по фундаменту и осадочному чехлу. В гравитационном поле Восточно-Тиманская система разломов выра жена отчетливой гравитационной ступенью и переходом от положительных значений силы тяжести на Тимане к слабоотрицательному полю западного борта Ижма-Печорской впадины.

Тектоническое строение В магнитном поле эта система отражается значительно слабее, что объясняется сходной маг нитной характеристикой структурно-фациальных зон рифейского фундамента, которые она разделяет. По материалам КПМВ, строго в полосе Восточно-Тиманской системы разломов наблюдается зона отсутствия сейсмического материала шириной до 5-6 км. По данным ком бинированного магнитотеллурического профилирования (КМТП), в ее полосе фиксируется довольно широкий (до 15 км) максимум электрической составляющей, что свидетельствует о значительной раздробленности пород консолидированной коры.

По гравитационным и магнитным материалам, в полосе системы выделены Лептин ский, Изкосьгоринский, Ухтинский, Верховской и другие частные дизъюнктивные наруше ния преимущественно сбросового строения с глубинами заложения 38-49 км (Шилов, 1974).

Есть все основания полагать, что системы глубинных нарушений Тимана, разделяю щие различные структурно-фациальные зоны рифейского фундамента, закладывались с на чалом накопления толщи рифейских отложений по краю дорифейской платформы.

К этому же возрасту относится Печорская система глубинных разломов, над которой в палеозое-мезозое сформировались структуры осадочного чехла Печорской гряды (Печоро Кожвинского мегавала). Система разломов Печорской гряды и ее продолжение на юго восток – Илыч-Чикшинская система разломов как бы ограничивают единый региональный Тиманский минимум магнитного поля, отражающий единый структурно-формационный комплекс рифейских отложений Тимана и территории Ижма-Печорской впадины. Печорская гряда и ранее многими исследователями истолковывалась как геоструктура осадочного чех ла, связанная с «глубинным швом», разделяющим зоны с различным по формационному со ставу рифейским складчатым фундаментом (Гафаров, 1963;

Журавлев, 1972 и др.) или зоны с различным по возрасту докембрийским фундаментом (Цзю, 1964 и др.).

Печорская система глубинных разломов протягивается с северо-запада вдоль р. Печоры шириной до 40 км, пересекает р. Печору в районе устья р. Щугор, далее полосой до 40-45 км прослеживается к среднему течению р. Щугор и горе Хореиз и, по-видимому, в том районе соединяется с Главным Уральским глубинным разломом на северо-западе, перед Тиманом. Печорская система разделяется на Седуяхинскую и Шапкина-Юрьяхинскую сис темы глубинных разломов, обтекающие соответственно с юго-запада и северо-востока так называемый Малоземельский блок. Последний большинством исследователей рассматрива ется как глыба дорифейского фундамента на границе, разделяющей различные структурно формационные зоны.

Печорской системе глубинных разломов соответствует региональная линейная зона интенсивных максимумов силы тяжести, ограниченная довольно резкими горизонтальными градиентами g. Эта линейная зона совпадает с резкой сменой знака и характера магнитного поля от слабоотрицательного, изометричного в районе Ижма-Печорской впадины к полосо вому, с резкими обособленными максимумами северо-западного простирания в северо восточных районах Тимано-Печорской плиты. В трансформированных магнитных полях (трансформации поля Та в верхнее полупространство с Н = 10 км, проведенные в 1964 г.

О. Н. Полиным и Л. П. Шиловым) по юго-западным и северо-восточным граничным нару шениям Печорской гряды выделяются отдельные максимумы, локализующие массивы ос новных магматических пород, внедрившихся по разломам. Неоднократные проявления магматизма в полосе Печорской системы разломов устанавливаются по наличию эффузивно го магматизма в платформенный период развития в раннем и среднем палеозое.

Вдоль юго-западных границ Печорской системы протягивается Припечорский (по Н. Д. Матвиевской и В. С. Журавлеву, 1965) разлом на расстояние до 1000 км. По геофизиче ским материалам этот разлом не представляется как единое нарушение, а состоит, как и вся система, из отдельных достаточно протяженных нарушений с глубинами заложения более 40 км (Асьвожский, Андроновский, Дзеля-Терехевейский и др., Кузнецов, Шилов и др., 1974).

В полосе системы выделяются аналогичные дизъюнктивы, параллельные Припечорскому на рушению. Именно все эти нарушения и составляют систему разломов, заложение и развитие которой предопределило различие структурно-формационных зон рифейского фундамента.

Тектоническое строение 3.4. Глубинная структура земной коры Особенности глубинного строения определяют историю геологического развития лю бого региона, характер тектонических процессов и явлений при формировании структур фундамента и осадочного чехла и к настоящему времени все чаще приобретают практиче ское значение в решении широкого круга геологических и поисково-разведочных проблем.

Изучение строения глубоких горизонтов земной коры Тимана и прилегающих терри торий проводилось в течение десятков лет кафедрой геофизики УГТУ (Г. Е. Кузнецов, Л. П. Шилов, В. А. Зыков и др.) и сотрудниками института геологии КНЦ УрО РАН (В. А. Дедеев, И. В. Запорожцева, И. В. Конанова и др.) на основе комплексного анализа ма териалов геофизических исследований и бурения. В результате работ в разное время (70 90 гг. ХХ века) были составлены карты поверхностей основных разделов консолидирован ной коры, спрогнозирован ее вещественный состав. Основой исследований послужили, вме сте с единичными скважинами, материалы сейсмологических, сейсморазведочных (МОВЗ, КМПВ, ГСЗ, МОВ) и электроразведочных (МТП, МТЗ, КМТП, ТТ) работ, выполненных в разные годы геофизическими организациями. В большом объеме проводилась качественная и количественная интерпретация потенциальных полей. В результате работ выделен ряд сло ев и горизонтов консолидированной коры, определена, по возможности, их вещественная и стратиграфическая принадлежность.

3.4.1. Венд-кембрийский (?) структурный комплекс Породы венд-кембрийского (?) комплекса с резким угловым несогласием перекрыва ют архей-протерозойский (карельский) фундамент юго-западного Притиманья и рифейский фундамент Притиманского прогиба, вернее, территории, которая большинством исследова телей относится к предполагаемому прогибу, прослеживающемуся по рифейским отложени ям вдоль юго-западной окраины Тиманского кряжа (рис. 89, 90, 91).

На породах структурного комплекса с угловым несогласием лежат отложения девона (скв. №1 – Аныб, № 184 – Нившера и др.) и каменноугольного возраста (скв. №1-Имола, №1 Ярега, №1-Кажим и др.). Столь длительный (180-250 млн. лет) перерыв в осадконакоплении обусловил глубокий размыв венд-кембрийских (?) образований и значительные колебания их мощностей по площади развития.

Северо-восточной границей распространения венд-кембрийского (?) структурного ком плекса являются дизъюнктивные нарушения, ограничивающие поднятия Тимана. По этим раз рывам породы комплекса непосредственно контактируют с породами метаморфического рифейского фундамента, что установлено бурением на Южном Тимане. Так, скв. №183 Нившера, находящаяся на верхнем крыле Елва-Веслянской флексуры (юго-западное ограниче ние Южного Тимана), на глубине –1274 м под фаунистически охарактеризованным верхним девоном вскрыла специфические известняки и доломитизированные известняки быстринской (R3bs) серии (вскрытая мощность 199 м). Расположенная в 4 км юго-западнее скв. №184 Нившера также под верхнедевонскими образованиями практически на той же глубине ( 1227 м) вскрыла коричневые и темно-серые алевритистые аргиллиты венд-кембрийского (?) возраста (Галкин, Никонов, 1982 г.). Несколько иной характер сочленения венд-кембрийского (?) и рифейского структурных комплексов прослежен по сейсморазведочному профилю № (ЗГТ) на Южном Тимане. На западном конце профиля (Притиманский прогиб) мощность венд кембрийских (?) образований определена в 3,5 км. На северо-восток по профилю наблюдается ступенеобразное поднятие рифейского фундамента и мощность венд-кембрийских (?) отложе ний сокращается до 1,5 км;

в 15 км северо-восточнее по профилю прослеживается разрывное нарушение (западный граничный разлом Тимана), по которому венд-кембрийские (?) породы контактируют с породами рифейского фундамента. Наиболее отчетливо строение верхней час ти земной коры Южного Тимана прослеживается по сейсморазведочным профилям 22-РС и 34-РС (ОАО «Севергеофизика»).

Тектоническое строение Рис. 89. Геолого-геофизический разрез вдоль профиля скв. Сафоново – скв. Усть-Цильма (по Л. П. Шилову, Г. Е. Кузнецову и др., 1978) Условные обозначения:

Сейсморазведка: 1 – отражающий горизонт – поверхность Мохоровичича;

2 – отражающие площадки в консолидированной коре;

3 – отражающие горизонты осадочного чехла;

4 – преломляющий горизонт – поврехность байкальского структурного комплекса;

5 – отражающие горизонты внутри байкальского комплекса;

6 – преломляющие горизонты внутри байкальского комплекса;

7 – отражающий горизонт – подошва байкальского ком плекса;

8 – разрывные нарушения. Магниторазведка: 9 – расчетные глубины до верхней и нижней кромок магнитовозмущающих масс;

10 – поверхность карельского (?) структурного комплекса;

11 – поверхность горизонта внутри карельского (?) cтруктурного комплекса;

12 – поврехность «базальтового» слоя;

13 – поверхность Мохоровичича;

14 – горизонты внутри байкальского и карельского (?) комплексов;

15 – зоны глубоких и глубинных нару шений без внедрения (а) и с внедрением (б) магнитоактивных масс. Электроразведка (МТЗ):

16 – точки расчетных кривых МТЗ;

17 – поврехность низкоомного горизонта в толще фунда мента;

18 – поверхность байкальского структурного комплекса. Структурно-фациальные комплексы: 19 – осадочный чехол;

20 – байкальский структурный комплекс пород (дислоци рованность толщ не показана): высокоомная карьонатно-терригенная толща восточной (а) и западной (б) зон, в – сланцы, г – кварцито-песчаники и гравелиты, д – сланцы и алевролиты;

21 – карельский (?) структурный комплекс пород;

22 – «базальтовый» слой.

Тектоническое строение Рис. 90. Геолого-геофизический разрез вдоль профиля Тиман-Кослан (КМПВ) и профиля 102-МОВ (по Л. П. Шилову, Г. Е. Кузнецову и др., условные обозначения на рис. 89) Рис. 91. Геолого-геофизический разрез по профилю 826 (КМПВ) – Ухта (по Л. П. Шилову, Г. Е. Кузнецову и др., условные обозначения на рис. 89) Тектоническое строение Так, по профилю 34-РС, соединяющему скважины №№ 1-Серегово и 1-Синдор, уве ренно выделяются два сейсмостратиграфических комплекса, разделенные отражающим го ризонтом VII. Привязкой сейсмических материалов к скважинам установлено, что этот отражающий горизонт приурочен к разделу рифейских и венд-кембрийских (?) отложений.

Последние с угловым и стратиграфическим несогласием перекрывают разные уровни рифея, смятого в пологие складки. Угол несогласия по линии профиля насчитывает значения от первых до первых десятков градусов.

По временному разрезу профиля 34-РС наглядно прослеживается по западному гра ничному разлому Тимана стыковка венд-кембрийского структурного комплекса, пройденно го скв. 1-Серегово, с породами рифейского фундамента, вскрытого скв. 1-Синдор.

Аналогичная картина наблюдается и по профилю 22-РС. Вся известная к настоящему време ни площадь распространения венд-кембрийского (?) комплекса в Притиманье может быть представлена мозаикой мелких и крупных блоков, разделенных мелкими, глубокими и глу бинными разрывными нарушениями.

Следует однако оговориться, что подавляющее большинство этих нарушений выделе но на основании интерпретации материалов физических полей, при которой не всегда можно провести качественное разделение аномалий от венд-кембрийского (?) комплекса и подсти лающего фундамента.

Это означает, что в количественные расчеты по венд-кембрийскому (?) комплексу мо гут попадать аномалии, связанные с более глубокими горизонтами. Глубины залегания по верхности определялись, в основном, по количественным расчетам до верхних и нижних кромок аномалий с опорой на единичные сейсмические профили и скважины. В общем глу бины находятся в пределах в среднем 1,0-3,5 км. По этим глубинам Притиманский (рифей ский) прогиб и Мезенская (палеозойская) впадина в современном структурном плане практически не различаются (Шилов, 1975).

Граница между указанными структурами по поверхности венд-кембрийского ком плекса выделяется весьма условно по ломаному в плане уступу поверхности общего северо западного (тиманского) простирания амплитудой 0,3-0,5 км с погруженными блоками в пре делах прогиба. Только в северной части Среднего Тимана нарушение типа сброса имеет ви сячее крыло с запада и поверхность комплекса в этой части Притиманского прогиба представляется несколько приподнятой по отношению к территории Мезенской синеклизы.

В районах западнее Притиманского прогиба поверхность венд-кембрийского (?) структурно го комплекса более неровная, со сравнительно небольшими (10х15 км, 15х30 км) округлыми или вытянутыми блоками разной гипсометрии. Приподнятое залегание венд-кембрийского комплекса устанавливается в районах Сысольского и Верхне-Камского поднятий карельско го фундамента (-1,31,5 км) и пониженное в пределах Кожимской и Яренской впадин ( 2,02,8 км). Очень слабо изученным к настоящему времени остается строение венд кембрийского (?) структурного комплекса вдоль юго-западных границ Северного Тимана.

3.4.2. Рифейский структурный комплекс (рифейский метаморфический фундамент) Рифейский структурный комплекс распространен на большой площади, начиная с Притиманского прогиба и восточнее в пределах Тимана, Печорской синеклизы и Урала. Вы деление комплекса в пределах Притиманского прогиба в какой-то степени условно, т. к. там нет скважин, вскрывших его толщи, и выделяется он лишь по материалам немногочисленных сейсморазведочных профилей.

В пределах Тиманского кряжа и прилегающих северо-восточных платформенных районов рифейский комплекс образует фундамент и входит в состав консолидированной ко ры Урала. Этот комплекс выходит на поверхность на Тимане и Урале и вскрыт довольно большим количеством скважин на территории Печорской синеклизы. Тем не менее, изучен ность рифейских толщ остается во многом недостаточной. Характер строения поверхности комплекса показан на рис. 92.

Тектоническое строение Рис. 92. Схема рельефа поверхности рифейского фундамента Тимана Составил Л. П Шилов (2001 г.) Тектоническое строение Условные обозначения к рис. 92.

1-4 – изогипсы поверхности эпибайкальского фундамента (в км): 1 – достоверные, 2 – менее достоверные, 3 – предполагаемые, 4 – промежуточные;

5 – выходы фундамента на по верхность: I – Канинский, II – Мысов Лудоватых, III – Северо-Тиманский, IV – Четласский, V – Вымско-Вольский, VI – Ухтинский, VII - Джежимпарминский, VIII – Ксенофонтовский, IX – Полюдовский. 6 – крутые склоны рельефа фундамента (разрывные смещения);

7-9 – ин дексы: 7 – крупных структур, 8 – структур первого порядка, 9 – структур второго порядка.

Структурно-тектонические элементы: А – Притиманский прогиб: А1 – Вычегодская впадина, А2 – Турьинский выступ, А3 – Вашкинский выступ, А4 – Сафоновская впадина, А5 – Рочугинский выступ, А6 – Лузский выступ, А7 – Пешская впадина. Б – Тиманский выступ: Б – Южно-Тиманский выступ, Б2 – Помоздинская впадина, Б3 – Шомвуквенская впадина, Б4 – Вымско-Вольский выступ, Б5 – Тобысская впадина, Б6 – Ухтинский выступ, Б7 – Четласский выступ, Б8 – Северо-Тиманский выступ. В – Печорская впадина: В1 – Ижма-Печорская впа дина (В11 – Омра-Сойвинская ступень, В12 – Тэбукская ступень, В13 – Сэбысская ступень, В – Тобыш-Сульская ступень) Притиманский прогиб Предположение о существовании прогиба перед Тиманским кряжем по рифейскому структурному комплексу впервые высказано Э. Э. Фотиади (1956) на основании интерпрета ции гравиметрических материалов и подтверждено позднее Р. А. Гафаровым (1959) по дан ным интерпретации магнитного и гравитационного полей.

Р. А. Гафаров рассматривал Притиманский прогиб как перикратонное опускание Русской плиты, возникшее в заключи тельную фазу байкальского тектогенеза. Граница Тиманского магнитного минимума и поло совых магнитных аномалий юго-западного Притиманья, совпадающая в плане с горизонтальным градиентом гравитационного поля, в общем виде фиксирует юго-западную краевую границу распространения рифейских образований и перехода к более древнему ар хей-протерозойскому комплексу. Другими словами, указанные особенности потенциальных полей определились переходом от рифейского метаморфического к карельскому кристалли ческому фундаменту. По материалам интерпретации полей, этот переход намечается неодно значно в довольно широкой полосе (около 20 км для Южного и Среднего Тимана), которая дает возможность произвольно передвигать границу перехода ближе или дальше от Тиман ского кряжа.

Наиболее отчетливо граница сочленения разных фундаментов (юго-западная граница Притиманского прогиба) прослеживается по геофизическим материалам и ее более подроб ное описание мы приведем ниже в разделе 3.5.3. Наиболее точно юго-западный борт прогиба на широте Цилемского Камня определяется скважиной в селе Иб, где на карельском фунда менте залегают отложения девона (Р. А. Гафаров, 1963). По рифейскому структурному ком плексу трассируются те же глубинные и глубокие разломы, что и по венд-кембрийскому комплексу. Уступы, разделяющие отдельные блоки рифейской толщи, представляются более сложными. По поверхности рифейского фундамента Притиманский прогиб вырисовывается желобом, «треснувшим» по северо-западному и широтному направлениям. Длина прогиба свыше 1000 км, ширина от 50 до 110 км в пределах Южного и Среднего Тимана. Вдоль Се верного Тимана и п-ова Канина положение прогиба достаточно неопределенно. Дело в том, что Северо-Тиманский блок (включая выступы Канинский и мысов Лудоватых) имеет почти строго северо-западное простирание, тогда как Четласский и Цилемский выступы и соответ ственно блоки рифейского структурного комплекса простираются на северо-северо-запад и разница в их простирании достигает 40. В углу между отмеченными блоками располагается Пешская впадина (100х100 км) с глубинами залегания рифейского фундамента свыше 4 км – наибольшей глубиной, характерной для всего прогиба. Пешская впадина (опущенный блок) может рассматриваться либо как часть Притиманского прогиба, либо как глубоко опущен ный блок Тиманской гряды. Это двоякое толкование возникает из-за отсутствия каких-либо Тектоническое строение данных о формационно-литологическом составе пород рифейского комплекса. В первом случае ширина Притиманского прогиба увеличивается более чем в два раза и контуры его приобретают расплывчатые очертания. В Притиманском прогибе имеются и другие участки неоднозначного толкования.

Например, Лузский выступ (А6) предположительно с глубинами залегания поверхно сти рифея – 2 км и менее, Рочугский выступ (А5) с такими же глубинами до поверхности при отсутствии дополнительных данных могут рассматриваться как погруженные блоки Тиман ского поднятия, тем более, что они находятся на одном (северо-западном) простирании с Пешской впадиной.

Неопределенное положение занимает и Турьинский выступ (А2) фундамента Южного Тимана с глубинами до поверхности в 2 км и размерами, близкими Лузскому и Рочугинско му выступам. Турьинский выступ без данных о составе пород также можно рассматривать либо как часть прогиба, либо как часть поднятия, с соответственным неопределенным поло жением границы Тиманского кряжа и прогиба.

Однако для большей своей части северо-восточная граница Притиманского прогиба определяется юго-западным граничным разломом Тиманского кряжа, установленным по ма териалам интерпретации физических полей, сейсморазведкой, подтвержденным материалами геологической съемки и бурения (Шилов, 1975, 1999 и др.). Это нарушение, определенное как сброс амплитудой от 2 до 4 км, ограничивает Ксенофонтовское и Джежимпарминское поднятия Южного Тимана, далее на северо-запад прослеживается в виде Елва-Веслянской флексуры и разлома, ограничивающего с юго-запада и запада Четласское поднятие, и про должается под осадками платформенного чехла северной части Мезенской синеклизы, со единяется с юго-западным граничным разломом Северного Тимана и Канина. Плановое положение разлома от Четласа до Канина остается неопределенным и проводится разными исследователями по-разному (Р. А. Гафаров, 1963;

С. Л. Костюченко, 1985, 1996;

В. Г. Оловянишников (Гецен), 1987, 1990;

Г. Е. Кузнецов, 2000 и др.).

Неоднозначна трактовка Притиманского прогиба и как обособленной структурно тектонической единицы. Некоторые исследователи (Э. Э. Фотиади, 1956, 1958 и др.) выде ляют Притиманский прогиб в качестве краевого предгорного прогиба байкальской горно складчатой страны. Эта точка зрения не может считаться обоснованной, как вообще не обос новано выделение краевых прогибов байкальских складчатостей.

Как уже указывалось выше, Р. А. Гафаров (1963) по характеру осадков и местополо жению прогиба вдоль платформы на границе с рифейской геосинклиналью посчитал воз можным отнести его к категории перикратонных опусканий. Наиболее убедительно эту точку зрения обосновал В. Г. Оловянишников (1987), но он в область перикратонного опус кания кроме самого прогиба отнес и Западно-Тиманскую структурно-формационную зону, тогда как особенности строения и характер метаморфизма пород ее слагающих в значитель ной степени отличаются от таковых в Притиманском прогибе.

Тиман По рифейскому структурному комплексу Тиман, по мнению большинства исследова телей, является частью обширной внешней (миогеосинклинальной) зоны байкальской склад чатости. Зона состоит из антиклинорного поднятия Тимана и синклинорной области, отвечающей по платформенному чехлу Ижма-Печорской впадине. Юго-западная граница миогеосинклинали, опять же по мнению большинства исследователей, отвечает юго западному граничному разлому Тимана, охарактеризованному выше. Северо-восточная гра ница протягивается вдоль разрывных дислокаций в полосе Печорской гряды (Печоро Кожвинского мегавала), генетически связанной с Припечорским глубинным «швом», разде ляющим области с различным формационным составом рифейского метаморфического основа ния Тимано-Печорской плиты (А. Я. Кремс, Б. Я. Вассерман, Н. Д. Матвиевская, 1974 и др.).

Тектоническое строение Тиманское краевое поднятие внешней (миогеосинклинальной) области байкалид представляет собой сложное сооружение антиклинорного облика с более пологим северо восточным и более крутым дислоцированными и разбитыми нарушениями крыльями. Скорее всего, основную роль в формировании сооружения сыграли глубокие и глубинные дизъюнк тивные дислокации, причем, очевидно, на всех этапах его геологического существования.

Юго-западная граница Тиманского кряжа определяется глубинным разломом, охарактеризо ванным выше.

Северо-восточный граничный разлом достаточно хорошо изучен бурением в пределах Южного Тимана, пересечен там же сейсмо- и электроразведочными профилями. Так, в Омра Сойвинском районе известен Верхнеижемский сброс, прослеженный вдоль Тимана на рас стояние до 100 км с наибольшей амплитудой 800 м. На северо-западе это нарушение про слеживается в осадочном чехле в виде флексуры (Щепиногорская), установленной бурением в бассейне рр. Нерицы и Печорской Пижмы (В. П. Пономарев, 1968). По материалам сейсмо разведки, Щепиногорская флексура отвечает сбросу по рифейскому фундаменту амплитудой от 1,5 до 2 км (А. Л. Кокошко, 1970). По данным материалов магнито- и гравиразведки (Л. П. Шилов, 1975), Восточно-Тиманский разлом в консолидированной коре представлен сравнительно узкими линейно-вытянутыми в северо-западном направлении блоками шири ной от 2 до 10 км, расположенными параллельно, а чаще кулисообразно и ступенчато погру жающихся в Ижма-Печорскую впадину. Восточно-Тиманский разлом, как, впрочем, и другие аналогичные нарушения Тимана и Тимано-Печорской плиты – это достаточно широкая по лоса дислокаций с глубинами, достигающими, по крайней мере, мантии. Этой полосе дисло каций на сейсмических профилях соответствует, как правило, участок отсутствия отражений шириной 5-6 км (А. Л. Кокошко, 1970). По данным КМТП, разлому отвечает широкий (10 15 км) максимум электрической составляющей магнитотеллурического поля (Е, Еmax, Emin, Е, Е) и минимум магнитной ее составляющей (Н, Hmax, Hmin, Е. С. Подловилин, 1972). Полосе разлома соответствуют значительные горизонтальные границы поля g и цепочки неболь ших максимумов поля Та.

Прослеживается Восточно-Тиманский разлом на расстояние свыше 900 км до Канина выступа на северо-западе и Полюдовского поднятия на юго-востоке. По степени метамор физма пород рифея, их дислоцированности и литологии, особенностям магматизма, характе ру физических полей, отображающих геологическую характеристику рифейских толщ, Тиманский кряж разделяется на две структурно-формационные зоны – Западную и Восточ ную (Ф. Я. Волочаев и др., 1967;

В. А. Разницын, 1964, 1968;

А. М. Плякин, 1972;

В. Г. Гецен, 1972 и др.). Границей указанных зон является высокоамплитудный глубинный разрыв в фундаменте и осадочном чехле Тимана («структурный шов», по В. Г. Черному и др., 1975;

«магматическая ось Тимана», по Д. Г. Сердюченко, 1959). Этот разлом прослежи вается по северо-восточному крылу Четласского поднятия, юго-западному крылу Вымско Вольской гряды и Очпарминского поднятия. Юго-восточнее поднятия Джежимпармы он со единяется с Западно-Тиманским глубинным разломом. От Тиманского поднятия «структур ный шов» прослежен по геолого-геофизическим материалам вдоль юго-западного склона Северо-Тиманского антиклинала до мысов Лудоватых.

По совокупности имеющихся геолого-геофизических данных, это нарушение пред ставляется серией линейных, иногда кулисообразных взбросов субмеридионального направ ления, определяющих строение всей полосы дислокаций. Вертикальная амплитуда нарушения, по геофизическим данным, достигает 2 км, горизонтальная – до 4 км, угол на клона сместителя – порядка 35-36 (Вымско-Вольская гряда). Ширина разлома не менее 4 5 км и сложена эта полоса тонко переслаивающимися серицито-кварцевыми и серицито хлорит-кварцевыми сланцами, содержащими редкие прослои доломитов. В отличие от лито логических разностей западной и восточной структурно-формационных зон породы в полосе разлома интенсивно кливажированы и имеют дефицит плотности (до 0,1-0,2 г/см3). По тре щинам кливажа широко развиты буфинированные кварцевые жилы до 20-30 см (А. М. Плякин, И. Г. Плякина, 1972).

Тектоническое строение 1. Узкая линейная складка на р. Коренной (обн. 12001-12003) масштаб 1: 2. Разрывное смещение на р. Коренной (обн. 12003) масштаб 1: 3. Мелкая синклинальная складка в бассейне р. Коренной Масштаб 1: 4. Приразломная складчатость на р. Коренной (обн. 12006) Масштаб 1: 5. Ступенчатое строение Чиркинского разлома горизонтальный1 : масштабы вертикальный1 : Тектоническое строение 6. Ступенчатое строение Ашугской флексуры горизонтальный1 : масштабы вертикальный1 : 7. Строение Сенкинской антиклинальной складки (обн. 12271) горизонтальный1 : масштабы вертикальный1 : 8. Приразломная складка на р. В. Сенке (обн. 12277) горизонтальный1 : масштабы вертикальный1 : Рис. 93. Складчатость в рифейских породах Средне-Тиманского мегавала Зарисовки Ф. Л. Юманова (1982 г.) Тектоническое строение Западная структурно-формационная зона включает Четласское поднятие, Обдырское поднятие, Вишерскую и Вымскую впадины, Джежимпарминское и Полюдовское поднятия.

Крупное поднятие рифейского фундамента Четласский Камень располагается в районе вер ховий рек Мезени и Мезенской Пижмы. В пределах поднятия рифейские сланцы залегают на абсолютной отметке 471 м – самой высокой на Тимане. Четласское поднятие представляет собой антиклиналь с широким юго-западным и узким северо-восточным крыльями. Падение слоев на юго-западном крыле колеблется от 4-10 до 14-20 ближе к своду. Породы, слагаю щие восточное крыло, падают под углами 40-55 вблизи и 10-20поодаль от свода. Складка ориентирована в северо-северо-западном направлении, длина ее до 100 км при ширине от до 70 км. В северо-западной части небольшой перемычкой отделен Шегмасский блок рифей ских пород меридионального простирания. На фоне полого падающего юго-западного крыла в рифейских толщах выделяются Гнильская, Визингская и Верхнечетласская (2-3х4-7 км) структуры, выполненные терригенными образованиями верхнего рифея (В. Г. Гецен, 1987).

Северо-восточное крыло Четласского антиклинала дислоцировано значительно интенсивнее.

Здесь породы четласской серии смяты в сравнительно небольшие складки северо-западного простирания. Углы падения крыльев складок достигают 40-50. Северо-восточное крыло Четласского антиклинала обрезано охарактеризованным выше глубинным разломом, назы ваемым иногда «магматической осью» Тимана. Можно полагать, что указанная высокая дис лоцированность пород связана с движениями по глубинному разлому. В целом же, по свидетельству многих геологов (В. А. Разницын, 1968;

А. М. Плякин, 1972;

В. Г. Гецен, и др.), рифейский комплекс пород Четласского Камня характеризуется брахиформным, близ ким к платформенному, характером пликативных дислокаций. В это же время породы рифея (выходящие на поверхность и близко к поверхности) широко кливажированы, отчасти тре щиноваты, с размывом и угловым несогласием перекрываются платформенным чехлом. С северо-запада Четласский антиклинал также срезан глубинным нарушением. Последний ог раничивает с запада узкий блок Цильменского Камня, ориентированный в субмеридиональ ном направлении, длиной до 70 км, шириной 12-15 км. Восточный склон Цильменского Камня также нарушен разломами и кулисообразно примыкает к северо-восточному склону Четласского антиклинала.

Южнее последнего, вдоль западного граничного разлома Тимана в виде узкого блока размерами 15х60 км северо-западного простирания прослеживается Обдырское поднятие фундамента амплитудой до 1,2 км, ограниченное с юга субширотным сбросом, прослежи вающимся на северо-восток вплоть до Вымско-Вольской гряды. Размеры поднятия (вала) по платформенному чехлу (Р1) - свыше 100 км при ширине до 40 км. Он расположен кулисооб разно по отношению к Четласскому антиклиналу, что наиболее отчетливо видно по наблю денному полю g, где одноименный максимум, отражающий поднятие, расположен кулисообразно по отношению к Четласской зоне интенсивных максимумов (В. В. Мартынов и др., 1977).

Восточнее Обдырского поднятия выделяется опущенный Помоздинский (Б3) блок фундамента с глубинами до поверхности свыше 1 км и размерами 60х120 км. Далее на юго восток западнее поднятия Очпарма выделяется крупный Нившерский блок фундамента раз мером 50х150 км с глубинами до поверхности 1-1,2 км, разделенный широтным разломом на примерно равные части. Блок в целом отвечает впадине осадочного чехла. Юго-восточнее Обдырского поднятия вдоль западного глубинного разлома в пределах описываемой зоны Тимана располагается горстовое поднятие Джежимпарма, вытянутое косо по отношению к соседним структурам рифейского комплекса. По мнению В. А. Разницына (1964), Джежим парминская брахиантиклиналь рифейских пород размерами 20х50 км находится в ядре складки палеозойского чехла. Возникновение этой структуры В. А. Разницын связывает с перемещением блока, крупной глыбы фундамента, поднятой и надвинутой с северо-востока на юго-запад.

На юго-западном продолжении Западной зоны Тимана, в Предуральском прогибе и западном склоне Урала комплекс рифейских образований отличается наименьшей по срав Тектоническое строение нению с Тиманом степенью вторичных изменений пород. Полюдов Камень представляет со бой ряд блоков размерами 6-8х10-12 км, с погружением на северо-восток. Блоки часто ос ложнены подчиненными разрывными нарушениями и приразломными складками. Углы падения слоев, наблюдаемые иногда в зоне разломов, достигают 50-60 и более.

Структура рифейского комплекса Полюдова Камня имеет типично платформенный облик. Ее отличие от поднятий Западной зоны Тимана заключается в значительной роли сдвигов и взбросо-сдвигов. По свидетельству В. Г. Гецена (1987), наиболее крупный сдвиг зафиксирован между Чурочным и Низьвенским блоками с амплитудой перемещения 10 12 км. Как считает В. Г. Гецен (Оловянишников), крупные взбросо-сдвиги сочетаемы с над вигами. В то же время следует подчеркнуть, что на Полюдовом Камне надвиги и сдвиги с горизонтальными перемещениями в десятки километров не имеют места так же, как они не имеют места во всей Западной структурно-формационной зоне Тимана.

В Западной зоне устанавливается прямая зависимость мощности и строения осадоч ного чехла от поведения разновысоких блоков фундамента. Так, на Обдырском поднятии с поверхности развиты породы нижнего и среднего карбона, мощность чехла колеблется от до 500 м. Погруженным блокам фундамента между Обдырским поднятием и Вымско Вольской грядой соответствует Вымская синклиналь чехла, выполненная с поверхности и мощностью чехла до 15 км. Расположенная южнее на обособленном опущенном блоке фун дамента Нившерская впадина имеет мощность чехла свыше 1 км (Т. И. Кушнарева и др., 1965). Внутреннее строение блоков рифейского комплекса названных впадин остается неиз вестным так же, как и литология пород, их слагающих. Структура рифейского комплекса За падной зоны во многом обусловлена разломами северо-западного, субмеридионального и реже широтного и субширотного простирания с широким развитием приразломных дислока ций. Породы рифейского комплекса Западной зоны в целом обладают начальной степенью регионального метаморфизма. Слабый метаморфизм, характер дислоцированности и форма ционный состав рифейских образований позволили некоторым геологам относить Западную зону к внутренней зоне Предтиманского краевого прогиба (В. А. Разницын, 1968), либо к внутренней зоне перикратонного опускания (В. Г. Гецен, 1987). Другие геологи (В. И. Богацкий и др., 1977) считают, что большая часть четласских пород соответствует грубообломочной части аллохтонной геосинклинальной формации. По мнению авторов на стоящего раздела, более обоснованной является точка зрения о платформенно-плитном ха рактере рифейских образований.

Восточная структурно-формационная зона Тимана по поверхности фундамента в целом приподнята по отношению к Западной (за исключением Четласского Камня) и нахо дится на глубине первых сотен метров, достигая на юго-востоке 2 км (скв. №1-Малиновка – 1823 м). В крайней северной части Восточной зоны выделяется линейный выступ рифейских пород северо-западного простирания – Канинский Камень на п-ове Канине. Это сглаженный хребет шириной до 12 км, протягивающийся от Микулкина мыса к п-ову Канину Носу на расстояние до 180 км. С северо-востока и юго-запада горстообразное поднятие ограничено глубинными разломами, представленными на юго-западе серией взбросо-надвигов. К разло мам, как правило, примыкают полосы окаливания и чешуйчатого скручивания с развитием узких изоклинальных складок. По данным В. Г. Гецена (Оловянишникова, 1975, 1987), структура Канинского поднятия представляет собой антиклинорий с опущенным и перекры тым платформенным чехлом юго-западным крылом. Антиклинорий, по свидетельству абсо лютного большинства исследователей, состоит из различных морфологических типов структур от моноклиналей, куполовидных и брахиформных складок до линейных складок общего смятия и изоклиналей. Двумя разломами северо-восточного простирания Канинский антиклинорий разделен на три примерно равных блока: Северо-Западный, Центральный и Юго-Восточный. Северо-Западный блок отличается моноклинальным строением. В Цен тральном блоке развиты складчато-дизъюнктивные формы. Юго-Восточный блок обладает складчатой структурой северо-западного простирания.

Юго-западнее Канинского Камня и параллельно ему протягивается выступ рифейских Тектоническое строение пород мысов Лудоватых, рассматриваемый большинством геологов как горст-антиклиналь, располагающаяся в полосе Западно-Тиманского «краевого шва». Между Канинским Камнем и горстом мысов Лудоватых располагается крупный (~ 100х150 км) Канинский грабен (Е. М. Мошкевич, 1953), где сланцевый фундамент погружен на 1,5-2 км, а сам он выполнен палеозойско-мезозойскими образованиями.


Юго-восточнее Канинского антиклинала на материке располагается Северо Тиманский выступ рифейских пород северо-северо-западного простирания. Разница в про стираниях Канинского и Северо-Тиманского поднятий составляет порядка 25-30. Северо Тиманский выступ протягивается от побережья Чешской губы до среднего течения р. Тобыш. Общая длина его достигает 220 км при ширине 50-60 км. Большинством исследо вателей поднятие рассматривается как антиклинорий протерозойских образований с выхо дящими в ядре среднерифейскими породами. Осевая часть и юго-западное крыло предполагаемого антиклинория перекрыто платформенным чехлом. Северо-восточное крыло разбито на отдельные, сравнительно мелкие блоки и частично выведено на дневную поверх ность. Толщи рифея разорваны многочисленными дизъюнктивами и сложены более мелкими складками. Одной из наиболее крупных складок, осложняющих крыло, является синклиналь северо-западного простирания, закартированная по р. Черной (В. Г. Гецен, 1987).

Далее на юго-восток выделяются Вымско-Вольское и Очпарминское поднятия фун дамента размерами соответственно 10-12 х 180 км и 12-15 х 40 км. Выделяются они в виде линейных горстообразных структур, приуроченных к восточной приразломной полосе Цен трально-Тиманского разлома. В пределах поднятий рифейские толщи образуют крупные мо ноклинали северо-восточного падения. На Вымско-Вольской гряде рифейские толщи образуют моноклиналь с закартированной шириной 6-7 км и углом падения от 40 до 70.

Породы сильно кливажированы и рассланцованы. В северо-восточном направлении моно клиналь выполаживается и породы сминаются в складки северо-западного простирания.

Аналогичное строение имеет и Очпарминское поднятие, хотя здесь в строении моноклинали принимают участие карбонатные образования быстринской серии. Отличительной чертой Очпарминских дислокаций является интенсивный кливаж, развитие изоклинальной складча тости. В средней части зоны, в районе восточнее Вымско-Вольского поднятия, выделяется опущенный блок фундамента (-0,9 км) размерами 25х70 км, отвечающий Тобышской впади не платформенного чехла. Восточнее Очпармы располагается еще один опущенный крупный блок, также соответствующий впадине чехла и являющийся непосредственным продолжени ем Тобышской впадины.

Северо-восточнее указанных впадин и параллельно им протягиваются приподнятые блоки рифейского фундамента, отвечающие Ухто-Ижемскому валу осадочного чехла. Длина приподнятых блоков достигает 300 км, ширина – 30-40 км. С юго-запада указанные блоки ограничены серией кулисообразных дизъюнктивных нарушений сбросового характера. При этом лежачие крылья сбросов могут располагаться как с северо-востока, так и с юго-запада.

Последнее характерно для южных блоков (Шилов, 1977). Строение блока фундамента, отве чающего Ухтинской складке, довольно сложное. Глубины до поверхности фундамента ко леблются от –200 м (скв. №700-Ярега – 177 м) до 500-700 м (скв. №39-Переволок 362 м;

скв. №38-Переволок –479 м;

скв. №1-Кушкодж – 697 м). В целом строение рифейского структурного комплекса Ухтинской складки можно представить в виде блока, разбитого на массу разновысоких блоков и блочков. Внутренняя структура рифейского комплекса Ухтин ской складки остается невыясненной. Сейсморазведочные профили в ее пределах, как уже указывалось выше при описании строения чехла, проводились по методике изучения верх ней, платформенной части разреза.

Однако следует отметить интересную особенность: в близповерхностной части поро ды рифейского структурного комплекса до глубин 150-200 м смяты совершенно идентично с породами осадочного чехла. Делать какие-либо далеко идущие выводы из этого факта пока преждевременно из-за небольшой глубины исследований. Тем не менее, подмеченная осо бенность может в какой-то степени свидетельствовать о времени смятия в складки пород как Тектоническое строение чехла, так и фундамента.

При описании структур Ухтинской складки мы дали характеристику Омра Сойвинскому поднятию, занимающему как бы промежуточное положение между Тиманом и Ижма-Печорской впадиной и обязанному своим происхождением приподнятому блоку ме таморфического фундамента. Омра-Сойвинский блок фундамента ( 60 х 120 км) имеет спе цифическую особенность. В пределах блока несколькими скважинами (№227-Н. Омра, №1 Зап. Покча, №1-Южн. Джьер и др.) на глубине 670-1955 м вскрыты микроклин плагиоклазовые граниты и биотитовые гранодиориты. На этом основании некоторые иссле дователи (Вассерман и др., 1968;

Литвиненко, Филиппова, 1972;

Журавлев, 1972 и др.) пред положили наличие крупного ( 60 х60 км) гранитного батолита и сделали вывод (в частности, В. А. Журавлев), что в этих районах имеются и другие, еще не выявленные буре нием крупные интрузивные тела в фундаменте. Однако анализ физических свойств грани тоидов и вмещающих пород и физических полей территории показал, что интрузивных тел таких размеров в районе не имеется, как и на всем Тимане и в Ижма-Печорской впадине.

Существуют сравнительно небольшие, по-видимому, штокообразные тела гранитоидов, со измеримые с относительно локальными минимумами силы тяжести размерами 5-8 х 10-12 км (Шилов, 1975), развитыми в районе. В крайней юго-восточной части Восточной зоны выде ляется узкий Ксенофонтовский выступ (блок) фундамента длиной до 100 км и шириной до 15 км. На юго-востоке, западнее с. Ныроб, к Ксенофонтовскому поднятию примыкают структуры Полюдова Камня западного склона Урала. Полюдовское поперечное поднятие расположено на замыкании Тимана в районе его стыка с Уралом. Рифейские толщи Полюдо ва Камня разделены разломами меридионального (Уральского) и северо-западного (Тиман ского) направления на ряд крупных блоков. На большинстве тектонических карт Полюдовское поднятие относится к складчатости Западного склона Урала (Н. Г. Чочиа, 1959;

М. А. Софроницкий, 1969). Другие исследователи считают более тесными связи поднятия с Тиманом и Русской плитой (В. Г. Гецен, 1984, 1987).

Завершая описание рифейского структурного комплекса (фундамента) Тимана, можно отметить, что современное его строение определяется глубинными и глубокими разрывами, разделяющими фундамент на ряд разновысоких блоков. При этом прослеживается законо мерность, состоящая в том, что наиболее крупные нарушения разделяют наиболее крупные блоки или их сочленения. По-видимому, при окончательном формировании структуры со временного Тиманского кряжа основное значение имел первичный эрозионно- тектониче ский рельеф разновысоких блоков земной коры, облекавшийся в фанерозое осадками платформенного чехла. Некоторые исследователи (В. И. Богацкий, С. А. Данилевский, В. Г. Черный, 1977) связывают формирование Тиманского кряжа с концом герцинской или началом альпийской складчатости, отрицая тем самым его байкальский возраст.

Таким образом, на современной стадии изученности геологической съемкой и буре нием достоверно установлено, прежде всего, блоковое строение рифейского структурного комплекса и некоторые (далеко не все) приподнятые блоки определены как антиклинали, ог раниченные разрывами. Внутреннее строение опущенных блоков как на Тимане, так и на со предельных территориях остается неизвестным.

3.4.3. Архей-протерозойский структурный комплекс (карельский кристаллический фундамент) С поверхностью гранулит-амфиболитового (условно «гранитного») слоя отождествля ется архейско-нижнепротерозойское (карельское) кристаллическое основание. К его кровле приурочена сейсмическая граница обмена А, выделенная МОВЗ (Булин и др., 1976), и прелом ляющий горизонт Ф, прослеживающийся фрагментарно по профилям с Vг = 6,7-7,2 км/с. В пределах Среднего Тимана, по сейсмопрофилю XII КМПВ на расстояние 20 км прослежен от ражающий горизонт Ф2 на временах 6-10 секунд, что отвечает глубинам 11-13 км. С учетом суммарной мощности рифейских образований и сейсмической характеристикой разреза гори Тектоническое строение зонт Ф2 скорее всего является подошвой рифейского комплекса (Кокошко и др., 1970 г.);

Ши лов и др., 1974). Точечные наблюдения МТЗ на Тимане (1970-1973 гг.) установили высокоом ный горизонт, который уверенно сопоставляется с горизонтом Ф2 и отождествляется с поверхностью карельского фундамента (подошвой рифея). Выделяется карельский фундамент и по количественным расчетам аномалий магнитного и гравитационного полей.

Геолого-геофизические материалы свидетельствуют о плотном кристаллическом со стоянии пород архейско-нижнепротерозойского фундамента как под чехлом, так и под тол щей рифейских образований. В. А. Дедеев и И. В. Запорожцева (1983) считают современную поверхность гранулит-амфиболитового слоя гетерогенной и совпадающей в юго-западных районах Тимано-Печорской плиты (Тиман, Ижма-Печорская впадина) с поверхностью ран непротерозойского (карельского) фундамента. В пределах Тиманского кряжа карельское кристаллическое основание характеризуется расчлененным рельефом (рис. 94) Его поверх ность круто погружается с 2-4 км в пределах Вятско-Камского выступа и Мезенской впади ны до 6-17 км на Тимане и в Ижма-Печорской впадине. Приподнятое его залегание (до 5 7 км) наблюдается на Северном Тимане.

Архейско-нижнепротерозойский фундамент вскрыт глубокими скважинами в преде лах Вятско-Камского выступа и Мезенской впадины. В Мезенской впадине он залегает на глубинах 2,5-4,5 км. Мощность гранулит-амфиболитового слоя в Мезенской впадине в сред нем составляет 12-17 км.

Представления о структуре карельского основания северной части Восточно Европейской платформы изложены в работах Р. А. Гафарова (1963, 1970, 1976, 1977), В. Н. Зандера и др. (1967), В. А. Дедеева (1969, 1972, 1974, 1976) и др. Основываясь на срав нительном анализе геофизических материалов с обнаженными районами Балтийского щита, здесь выделяются Вычегодская, Мезенско-Камская разновозрастные складчатые системы и Норвего-Кольская зона переработки, характеризующиеся северо-западным простиранием.


Вычегодская позднеархейская складчатая система, представленная своей восточной частью, имеет в целом пониженные магнитное и гравитационное поля мозаичного характера, сопос тавимые с полями Мурманского массива Балтийского щита. Аналогично этому массиву ве щественный состав эпикарельского основания Вычегодской системы также предполагается представленным гранито-гнейсами мурманского типа (гнейсами, гранитоидами, плагиомик роклиновыми гранитами, мигматитами). Намагниченность пород Вычегодской системы дос тигает 100010-3 А/м и, вероятно, обусловлена процессами метаморфизма, в основном, мигматизацией и гранитизацией (Дедеев, 1972).

Породы эпикарельского основания, вскрытые скважинами Уфтюга, Сысола, Грива, представлены гнейсами различного состава и биотитовыми гранито-гнейсами (Сысола).

Простирание складчатых комплексов и их магнитных пород, в целом, отвечает направлению складчатой системы, ограниченной глубинными разломами. Норвего-Кольская позднеархей ская складчатая система тектонически переработана в раннем протерозое и представлена своей юго-восточной периферией (междуречье Мезени и Пинеги). Норвего-Кольская зона переработки характеризуется повышенными гравитационным полем и слабой насыщенно стью магнитными телами. Распределение полей в этой зоне свидетельствует о вероятном ан тиклинальном ее характере. Кристаллическое основание зоны переработки предполагается сложенным преимущественно архейскими супракрустальными породами и гранито гнейсами.

Мезенско-Камская нижнепротерозойская складчатая система расположена восточнее Норвего-Кольской зоны переработки и прослеживается своим юго-восточным окончанием до верховьев р. Камы. В магнитном и гравитационном полях эта система отражается линей ными аномалиями северо-западного простирания. Интенсивная насыщенность системы маг нитными телами линейной формы, выдержанного простирания и большой намагниченности (до 250010-3 А/м и более) позволяет выделить для большей ее площади синклинорную зону карелид. Пезо-Цильменским (по В. И. Башилову) или Сафоновским (по Р. А. Гафарову) суб широтными разломами складчатая система разделена на северную и южную части.

Тектоническое строение Рис. 94. Схема рельефа поверхности карельского кристаллического основания Тиманского кряжа Составил Л. П. Шилов (2001 г.) с использованием материалов Г. Е. Кузнецова по Северному Тиману и Канину Тектоническое строение Условные обозначения к рис. 94.

1-4 – изогипсы поверхности эпикарельского основания (в км): 1 – достоверные, 2 – менее достоверные, 3 – предполагаемые, 4 – промежуточные;

5 – крутые склоны рельефа ос нования (разрывные смещения);

6 – скважины и абсолютная глубина залегания основания (в м);

7-9 – индексы: 7 – крупных структур, 8 – структур первого порядка, 9 – структур второго порядка;

10 – сейсмические геотраверсы.

Структурно-тектонические элементы: А – Мезенская впадина. В – Предтиманский прогиб: В1 – Вычегодская впадина, В2 – Яренгская впадина, В3 – Сафоновская впадина, В4 – Пешская впадина. Г – Канино-Тиманский выступ: Г1 – Тиманский выступ (Г11 – Южно Тиманский выступ, Г12 – Помоздинская впадина, Г13 – Шомвуквенская впадина, Г14 – Рочу гинский выступ, Г15 – Цильменский выступ, Г16 – Вымско-Вольский выступ), Г2 – Канино Северо-Тиманский выступ. Д – Печорская впадина: Д1 – Ижма-Печорская впадина (Д11 – Чутьинская впадина, Д12 – Верхнеижемский выступ, Д13 – Висовская впадина, Д14 – Порож ский выступ).

В южной части магнитные аномалии северо-западного простирания согласуются с границами складчатой системы. В северной части их ориентировка сменяется на западную, что, вероятно, связано с резкой сменой простирания складок и разломов карелид.

М. В. Муратов (1973) выделил здесь архейский гранито-гнейсовый массив, соединив его на северо-западе с Мурманским массивом Балтийского щита. Позднее Р. А. Гафаров (1977) от нес этот участок к архейскому массиву, переработанному нижне-среднепротерозойской складчатостью. Нижнепротерозойские породы Мезенско-Камской системы карелид в южной и юго-восточной частях представлены различными кристаллическими сланцами, кварцита ми, парагнейсами (Варданянц, 1966), а в северной части (скв. №1-Щугор) – гнейсами. На юго-востоке системы выделяются Камский и Черно-Холушицкий архейские массивы, сло женные биотитовыми, биотитороговообманковыми, высокоглиноземистыми гнейсами, мик роклинизированными и окварцованными в период протерозойского (добайкальского) тектогенеза. Разломы Мезенско-Камской системы широко развиты и мобильны, а их долго живущий характер проявляется в рельефе карельского структурного комплекса и в структу рах вышележащих комплексов. Региональным Предтиманским глубинным разломом рифейский структурный комплекс отделяется от карельского. К востоку и северо-востоку от Мезенско-Камской нижнепротерозойской складчатой системы в платформенной области с рифейским фундаментом поверхность гранулито-амфиболитового резко погружается и обра зует обширную впадину, включающую в том числе Тиман и южную часть Печорской синек лизы. В составе этой впадины выделяется достаточно узкая (от 30-50 до 80-100 км) зона относительно приподнятого (7-9 км) залегания карельского основания, отвечающая в целом Тиманскому кряжу с его Канинским продолжением. Эта зона, в свою очередь, разделена на ряд выступов (~5-6 км) и впадин (10-12 км), в какой-то степени соответствующих поднятиям и выступам рифейского фундамента.

Южно-Тиманский выступ (Г11) отделяет Вычегодскую (В1) и Яренскую (В2) (на юго западе) впадины от Помоздинской (Г12) и Шомвуквинской (Г13) (на северо-востоке), в кото рых кристаллическое основание погружается соответственно до 9-12 и 10-13 км (рис. 94).

Рочугинский выступ (Г14) отчленяет Сафоновскую (В3) (на западе) и Нижне-Цилемскую (А15) (на востоке) зоны погружения (соответственно до 0,5-11,5 и 10-12,5 км) гранулит амфиболитового слоя. Северо-Тиманский выступ разделяет Пешскую (В4) (на юго-западе) от Еринской (на востоке) впадин, в которых карельское основание погружено на глубину до 9 11 км. Таким образом, мощность «граничного слоя» в Канинско-Тиманской зоне в целом увеличена (до 8-12 км) и сокращается (до 4-8 км) в сопровождающих ее впадинах. Следует отметить также, что охарактеризованные приподнятые блоки карелид располагаются, в ос новном, на территории западной зоны рифейского структурного комплекса Тимана. На тер ритории Восточной зоны рифейского структурного комплекса рельеф поверхности гранулито-амфиболитового слоя весьма расчленен и представлен серией узких (10-15 км) и Тектоническое строение протяженных (150-170 км) субпараллельных выступов: Вымско-Вольский (Г16), Верхне ижемский (Д12), Порожский (Д14) и разделяющих их впадин: Чутьинская (Д11), Висовская (Д13) северо-западного и субмеридионального простирания. Глубина залегания поверхности этого слоя в пределах выступов составляет 7-10 км, а во впадинах 10-12,5 км. Мощность «гранитного» слоя здесь также увеличена до 10-14 км в пределах выступов и сокращена до 4 8 км во впадинах. Следовательно, в рельефе поверхности гранулит-амфиболитового слоя на ходят отражение различные структуры Тиманского кряжа и прилегающих районов. Его мощность в целом сокращена в платформенной области по сравнению с рифейским фунда ментом. Наблюдается общая взаимосвязь между рельефом и мощностью этого слоя, которая выражается в сокращении его во впадинах и утолщении в областях выступов. При этом бо лее значительные изменения мощности гранулит-амфиболитового слоя в отрицательных и положительных формах его рельефа отмечаются в платформенной части его распростране ния с рифейским фундаментом. Это обстоятельство,по-видимому, связано с общей направ ленностью развития земной коры, обусловившей унаследованность в формировании структур региона.

3.4.4. Гранулит-базитовый комплекс и поверхность Конрада С поверхностью Конрада (К) в кровле гранулит-базитового (условно «базальтового») слоя отождествляется не повсеместно прослеживающийся преломляющий горизонт Vр=7,1 7,3 км/с. На этой физической поверхности происходят изменения плотностных, магнитных и упругих свойств среды.

По мнению В. А. Дедеева и И. В. Запорожцевой (1983), поверхность Конрада пред ставляет собой постепенный переход от верхнего гранулит-амфиболитового к нижнему гра нулит-базитовому комплексам земной коры. Постепенность перехода отражается в градиентном нарастании средних скоростей продольных волн, связанных с этой границей.

Поверхность Конрада может отражать раннедокембрийские и более молодые этапы развития земной коры, связанные с развитием и тектоническими движениями различных этапов. По этому морфология поверхности гранулит-базитового слоя, его характеристика является ин формативной для суждения об особенностях тектонических режимов отдельных блоков земной коры.

На Тиманском кряже и сопредельных районах поверхность Конрада располагается на глубинах 14-25 км (рис. 95). В целом она погружается в восточном и северо-восточном на правлениях. Области развития карельского фундамента соответствует в целом приподнятое, а на территории распространения рифейского фундамента – погруженное (до 18-24 км) зале гание поверхности К.

Максимальные ее погружения (до 24 км) приурочены к районам южной части Запад ного Притиманья и южной же центриклинали Ижма-Печорской впадины, а минимальные (15-18 км) – к районам Тимана и его восточного склона. Сокращение мощности гранулит базитового слоя (до 10-16 км) наблюдается на территории Восточной зоны рифейского фун дамента Тимана, а возрастание (до 22-30 км) - в южной части Ижма-Печорской впадины (Г3).

В Мезенской впадине (А) поверхность Конрада погружается до глубин 16-20 км, и мощность гранулит-базитового слоя сокращается до 18-22 км.

К востоку и северо-востоку поверхность К резко погружается и в пределах Притиман ского прогиба достигает 18-22 км.

Здесь по поверхности К выделяются Вычегодская В1), Яренская (В2), Сафоновская (В4), Пешская (В5) впадины и Турьинский (В3) субширотный выступ. Мощность гранулит базитового слоя во впадинах Притиманского прогиба сокращена до 16-19 км и увеличена (до 20-22 км) лишь на Турьинском выступе.

В пределах Тимана и Ижма-Печорской впадины по поверхности Конрада выделяется обширная, резко расчлененная Тимано-Ижемская приподнятая область (14-20 км) ромбовид ной формы с северо-западной ориентацией длинной оси.

Тектоническое строение Тектоническое строение Рис. 95. Схема рельефа поверхности Конрада Тиманского кряжа Составил Л. П. Шилов (1999 г.) с использованием материалов Г. Е. Кузнецова по северному Тиману Условные обозначения к рис. 95.

1-4 – изогипсы поверхности Конрада (в км): 1 – достоверные, 2 – менее достоверные, 3 – предполагаемые, 4 – промежуточные;

5 – крутые склоны рельефа гранулит-базитового слоя (разрывные смещения);

6 – 8 - индексы: 6 – крупных структур, 7 – структур первого по рядка, 8 – структур второго порядка;

9 – сейсмические геотраверсы.

Структурно-тектонические элементы: А – Мезенская впадина: А1 – Котлас-Яренгская впадина, А2 – Лешуконская впадина, А3 – Кулойский выступ. В – Притиманский прогиб: В1 Вычегодская впадина, В2 – Яренгская впадина, В3 – Турьинский выступ, В4 – Сафоновская впадина, В5 – Пешская впадина. Г – Тимано-Ижемский выступ: Г1 – Южно-Тиманский вы ступ ( Г11 – Тимшерский выступ, Г12 – Вымский выступ, Г13 – Западно-Четласский выступ, Г14 – Верхнемезенская впадина, Г15 – Кислоручейский выступ, Г16 – Вольская впадина, Г17 – Ухтинский выступ, Г18 – Чибьюская впадина), Г2 – Северо-Тиманский выступ (Г21 – Космин ский выступ), Г3 – Ижма-Печорская впадина (Г31 – Порожский выступ, Г32 – Лемьюская впа дина, Г33 – Чукчинский выступ) Эта область состоит из Южно-Тиманского (Г1), Северо-Тиманского (Г2) выступов и впадины, которую мы назвали Ижма-Печорской (Г3) по совпадению ее с одноименной впа диной осадочного чехла. Южно-Тиманский выступ по поверхности К представлен чередова нием узких, субпараллельных поднятий (выступов) – Западно-Четласское (Г13), Вымское (Г12), Кислоручейское (Г15), Тимшерское (Г11) и впадин – Верхнемезенская (Г14), Вольская (Г16), Чибьюская (Г18) северо-западного простирания. Глубина залегания поверхности грану лит-базитового слоя и его мощность в пределах поднятий (выступов) составляет соответст венно 16-18 км и во впадинах 20-24 км. Северо-Тиманский (Г2) выступ представлен Косминским сравнительно пониженным блоком и Канинским выступом северо-западного простирания. В пределах Косминского блока поверхность «базальтового» слоя погружается до 20 км, а его мощность сокращается до 14-16 км. В пределах Ижма-Печорской впадины локальный Порожский (Г31) выступ с глубинами до 16 км располагается на юго-западном борту. Таким образом, глубина залегания «базальтового» слоя в пределах выступов и впадин составляет соответственно 14-18 и 18-22 км, а его мощность увеличена (22-26 км) на высту пах и сокращена (14-20 км) во впадинах.

Из изложенного следует, что крупные структуры Тиманского кряжа и сопредельных областей находят отражение в рельефе поверхности Конрада.

Отмечается также определенная взаимосвязь между рельефом и мощностью грану лит-базитового слоя: увеличение его мощности обычно соответствует участкам приподнято го залегания поверхности К и наоборот.

Структура и морфология «базальтового слоя» неоднократно изменялась в процессе жизни и развития региона. Это свидетельствует об определенной направленности процессов эволюции земной коры, определившей унаследованность формирования крупных структур в процессе геологического развития.

3.4.5. Поверхность Мохоровичича Поверхность Мохоровичича (М) на Тимане находится на глубинах 34-44 км (рис. 96).

С ней отождествляется преломляющий горизонт МсVг=8,0-8,4 км/с. Вещественный состав верхней мантии предполагается эклогитовым. На это указывают мантийные ксенолиты экло гитов и других ультраосновных пород и ксенолиты верлитов, встреченные на Среднем Ти мане соответственно в эруптивных брекчиях щелочно-ультраосновного состава трубок взрыва и в щелочных пикритах.

Тектоническое строение Средняя плотность глубинного вещества верхней мантии, по расчетам В. А. Дедеева и И. В. Запорожцевой (1983), составляет в среднем 3,38103 кг/м3 при средней плотности кон солидированной коры 2,88103 кг/м3. Это также свидетельствует о преимущественно эклоги товом составе верхней мантии, т. к. эффективная плотность на ее границе с земной корой достигает 0,5103 кг/м3. По данным А. Е. Рингвуда (1981), эффективная плотность на границе с преимущественно перидотитовой верхней мантией не превышает 0,38-0,42103 кг/м3.

Возраст поверхности Мохоровичича в пределах Русской и Тимано-Печорской плит предполагается ранне- и позднедокембрийским. Наибольшее погружение подошвы земной коры (до 40-44 км) отмечается в пределах Северного Тимана (рис. 96). Сокращение мощно сти (до 24-30 км) консолидированной земной коры, включающей гранулит-базитовый, гра нулит-амфиболитовый слои и рифейский зеленосланцевый складчатый комплекс пород, наблюдается в пределах Тиманского кряжа в целом. В платформенной области с эпикарель ским основанием мощность консолидированной коры увеличивается до 35-38 км. Мощность протокоры, представленной гранулит-базитовым ("базальтовым") и гранулит амфиболитовым ("гранитным") слоями, резко сокращается (до 20-30 км) в областях с бай кальским (рифейским) фундаментом. При этом минимальная ее мощность (20-26 км) отмеча ется на Среднем и Южном Тимане. В платформенной области с карельским основанием по поверхности Мохоровичича выделяются Пешская (2, 34-36 км) и Вашкинская (1, 34-37 км) зоны приподнятого залегания, в пределах которых мощность консолидированной коры со ставляет соответственно 33-36 и 31-34 км. В области с байкальским фундаментом минималь ные погружения подошвы земной коры (40-43 км) отмечаются в пределах Северо-Тиманской зоны (2), где мощность консолидированной коры (протокоры) составляет соответственно 30 35 (24-28) км. На юго-западе к Северо-Тиманской зоне примыкает узкий выступ подошвы земной коры – субмеридиональный Западно-Четласский (3) (Нм до 35-36 км).

Мощность консолидированной коры (протокоры) в пределах выступа составляет со ответственно 32-34 (24-28) км. Западно-Четласский выступ отчленяет (на западе) Сафонов скую (1) от Вымской (3, на востоке) зоны погружения подошвы коры (до 37-40 км), в пределах которых ее мощность составляет 38-40 (28-30) км.

На Южном Тимане выделяется Южно-Тиманская зона (4) приподнятого (до 35-37 км) залегания подошвы земной коры северо-западного простирания. Мощность консолидиро ванной коры (протокоры) здесь составляет 36-37 (26-38) км.

Эта зона разделяет Тобысскую (на северо-востоке) и Сысола-Камскую (на юго западе) зоны погружения (до 39-41 км), в пределах которых мощность консолидированной коры (протокоры) достигает соответственно 38-40 (28-30) и 34-38 км.

Узкий и протяженный Западно-Четласский выступ (3) верхней мантии отвечает, веро ятно, глубинному разлому, для которого характерны резкие изменения физических свойств глубинного вещества. Он, по-видимому, является наложенным, новообразованным и отража ет фронт метаморфических и ультраметаморфических процессов глубинного вещества в проницаемой системе разломов (рис. 96).

3.5. Строение мантии Тимана и сопредельных территорий 3.5.1. Гравитационная модель литосферы по профилю MEZTIMPECH, пересекающему Южный Тиман Гравиметрический профиль MEZTIMPECH протяженностью около 750 км пересекает следующие структуры: Сысольский свод и Кировско-Кажимский прогиб Волго-Уральской антеклизы, Вычегодский прогиб Мезенской синеклизы (MEZ), Тиманскую гряду (TIM), Ижма-Печорскую моноклиналь юга Печорской синеклизы (PECH), Предуральский желоб и Уральский кряж (рис. 97) Названия тектонических структур даны по В. А. Дедееву (Дедеев, 1985, Структура, 1982). По данному профилю в 1998 году проведена интерпретация поля си лы тяжести по методике гравитационного зондирования, которая заключалась в оценке глу Тектоническое строение бин залегания основных структурно-вещественных комплексов земной коры и верхней ман тии. Результаты интерпретации гравитационного поля представлены в виде обобщенного геолого-плотностного разреза по профилю MEZTIMPECH (рис. 98). Глубинность исследова ний - приблизительно 120 км.

Тектоническое строение Рис. 96. Схема рельефа поверхности Мохоровичича Тиманского кряж.

Составил Л. П. Шилов (1999 г.) с использованием материалов Г. Е. Кузнецова по Северному Тиману Тектоническое строение Условные обозначения к рис. 96.

1-3 – изогипсы поверхности Мохоровичича (в км): 1 – достоверные, 2 – менее досто верные, 3 – предполагаемые;

4 – сейсмические геотраверсы.

Выступы поверхности Мохоровичича (арабские цифры в кружках): 1 – Вашкинский, – Пешский, 3 – Западно-Четласский, 4 – Южно-Тиманский, 5 – Верхнеижемский.по видимому, связано с общей направленностью развития земной коры, обусловившей унасле дованность в формировании структур региона.

Впадины поверхности Мохоровичича (арабские цифры): 1 – Сафоновская, 2 – Северо Тиманская, 3 – Вымская, 4 – Тобысская, 5 – Тэбукская.резко сокращается (до 20-30 км) в об ластях с эпибайкальским (рифейским) фундаментом. При этом минимальная ее мощность (20-26 км) отмечается на Среднем и Южном Тимане.

Рис. 97. Фрагмент геолого-геофизического разреза по профилю ГСЗ (Котлас-Воркута) Условные обозначения:

1 – положение магнитоактивных горизонтов, приуроченных к поверхности и границам бай кальского фундамента;

2 – то же – «гранитного» слоя;

3 – то же – «базальтового» слоя;

4 - то ж е – верхней мантии;

5 – глубинные разломы по гравимагнитным данным;

6 – сейсмические границы в земной коре;



Pages:     | 1 |   ...   | 22 | 23 || 25 | 26 |   ...   | 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.