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:   || 2 | 3 | 4 |
-- [ Страница 1 ] --

Тимонин Н. И., Юдин В. В., Беляев А.А. Палеогеодинамика Пай-Хоя. Екатеринбург,

изд-во Уральского отделения РАН, 2004. 226 с. (Монография, 30 печ. листов).

Копии глав

монографии, написанные В.В.Юдиным.

Для ссылок: нумерация страницвнизу соответсвует оригиналу книги

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК. УРАЛЬСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ

КОМИ НАУЧНЫЙ ЦЕНТР. ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ

Н. И. Тимонин, В. В. Юдин, А. А. Беляев

ПАЛЕОГЕОДИНАМИКА ПАЙ-ХОЯ

ЕКАТЕРИНБУРГ • 2004 УДК 551. 24(234.82) Т и м о н и н Н. И., Ю д и н В. В., Б е л я е в А. А. Палеогеодинамика Пай-Хоя.

Екатеринбург: УрО РАН, 2004.

ISBN 5-7691-1459-2. ----------------- На основе современной теории актуалистической геодинамики рассмотрена фанерозойская история геологического развития Пай-Хоя — уникального геологического объекта, в котором компактно представлены почти все известные на Земле формации и структуры. Описаны фанерозойские литодинамические комплексы, сформированные при эволюции полного цикла Вильсона. Рассмотрены осадочные и магматические формации девонского изолированного авлакогена, сформированного циклом Бертрана, магматические формации "горячей точки" и уникальные образования крупных астроблем. Детально описаны складчато-надвиговые структуры, сформированные при субдукции и коллизии: шарьяжи, разнопорядковые послойные и секущие надвиги, разнотипные принадвиговые складки, чешуи, дизпликаты от самых интенсивных до просто построенных. Обоснованы возраст и генезис дислокаций, проведена их палинспастическая реконструкция. Все это позволило выделить отдельный структурный ансамбль, названный пайхоидами, и провести последовательную палеогеодинамиическую реконструкцию Пай-Хоя. Кроме того, описан комплекс полезных ископаемых, обусловленный палеогеодинамическими режимами.

Адресована геологам широкого профиля и тектонистам, изучающим складчато надвиговые области и краевые прогибы.

Работа выполнена при частичном финансировании Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 01—05—96412 «Урал»).

Издание осуществлено при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 04—05—78004) О т в е т с т в е н н ы й р е д а к т о р доктор геолого минералогических наук Н. А. Малышев Р е ц е нз е нт ы :

доктор геолого-минералогических наук Д. Н. Ремизов кандидат геолого-минералогических наук М. Б. Тарбаев T i m o n i n N. I., Y u d i n V. V., B e 1 y a e v A. A. The Paleogeodynamic of Pay-Khoy.

Ekaterinburg: UrD RAS, 2004. ISBN 5-7691-1459-2. --------------- The book covers the Phanerozoic history of the geological evolution of Pay-Khoy the unique geological subject. Practically all renowned throughout the world formational and structural complexes are exibited on Pay-Khoy. All of them were described on a basis of the modern "actualistic" geodynamics. The Phanerozoic lithodynamic complexes, formed during evolution of the Wilson's cycle, are shown in this work. Sedimentary and plutonic formations of the Devonian isolated avlakogene, formed by the Bertran's cycle, magmatic formations of the "hot spot" and the unique large structures of the astroblems, are presented here.

The folded and thrusted structures, formed during collision: thrust nappe, overlaps of different orders, different types of folds, thrust sheets, displicates (from very intensive to simple constructed), were described in details. The age and genesis of dislocations were justified, the palinspastic reconstructions were made. Based on these investigations of the Pay-Khoy folded and thrusted zone, the authors could distinguish the special complex of structures, called paychoides.

The paleogeodynamic reconstruction of Pay-Khoy was fulfilled in this investigation. The logic culmination of this work is the chapter, describing the prospects of search for mineral resources, connected with the sedimentary complexes of Phanerozoic cover of Pay-Khoy.

This investigation is of the theoretical interest for geologists, interested in paleogeodynamic of the complicated areas of the earth crust, and it has also practical interest as the base for the search for the different types of natural resources.

Editor-in-chief Dr. of Sc. (Geol. & M ineral.)V. A. M alyshev Reviewers Dr. of Sc. (Geol. & M ineral.) D. N. Remizov Cand of Sc. (Geol. & M ineral.) M. B. Tarbaev О ГЛАВЛЕНИЕ (черным выделены скопированные главы) Вве де ние (В. В. Юдин, Н. И. Тимонин)................................................................................ ………. О рогидрографиче ский оче рк (Н. И. Тимонин)..................................................................... ……. … Гл а ва 1. История развития взглядов на геологиче ское строе ние ре гиона (Н. И. Тимонин)..…. Гл а ва 2. Совре ме нные представле ния о те ктонике Пай-Хоя и приле гающих ре гионов…….. 2.1.Структурно-формационное районирование (В. В. Юдин)............................................ ……... 2.2.Те ктониче ское районирование (В. В. Юдин)........................................................... ………….. 2.3.Глубинное строение (Н. И. Тимонин).......................................................................... …………. Гл а ва 3. Формационные (литодинамиче ские ) компле ксы........................................ ……… … 3.1.Рифейско-вендский островодужный комплекс ( R—V) (Н. И. Тимонин).................... ………… 3.2.Комплексы пассивной окраины.................................................................................. …………. 3.2.1.Рифтогенные формации (А. А. Беляев, Н. И. Тимонин)............................................. …………. 3.2.2.Шельфовые формации (Н. И. Тимонин).................................................................... …………. 3.2.3.Батиальные формации (А. А. Беляев, Н. И. Тимонин)................................................ …………. 3.3. О роге нный (синороге нный) компле кс формаций............................................... …………. 3.3.1. Общая характе ристика ороге нных формаций (В. В. Юдин).............................. …………. 3.3.2.0роге нный компле кс в шельфовой зоне (В. В. Юдин, А. А. Беляев).................... …………. 3.3.3. (Орогенный комплекс в батиальной зоне (А. А. Беляев).......................................... …………. 3.4.Эпиороге нные формации ( К—KZ) (В. В. Юдин, Н. И. Тимонин).......................... …………. 3.5.Магматизм Пай-Хоя (Н. И. Тимонин).......................................................................... …………. 3.5.1.Докембрийские комплексы...................................................................................... …………. 3.5.2.Рифтогенно-спрединговый комплекс...................................................................... …………. 3.5.3.Рифтогенный авлакогеновый комплекс............................................................ ……………… 3.5.4.Субдукционно-коллизионный комплекс.................................................................. ………… 3.5.5.Трапповые формации "горячей точки"..................................................................... ………… Гл а ва 4. Структурные компле ксы.............................................................................. ……….… 4.1. Морфология структур уралид и пайхоид (В. В. Юдин, Н. И. Тимонин).............. …………. 4.1.1.Карская впадина.................................................................................................... …………. 4.1.2.Пайхойское поднятие............................................................................................. …………. 4.1.3.Коротаихинская впадина………………………………………………………………………… 4.1.4.Поднятие Че рнова.................................................................................................. …………. 4.1.5.Сочле не ние структур Пай-Хоя и Полярного Урала.......................,,................... …………. 4.1.6.Западная структурная зона Полярного Урала..................................................... …………. 4.2. Астроблемы (Н. И. Тимонин).................................................................................... …………. 4.2.1.Карская астроблема......................................................................... :....................... …………. 4.2.2.Усть-Карская астроблема......................................................................................... ……....… Гла ва 5. Возраст формирования дислокаций (В. В. Юдин)............................................ …….……. Гла ва 6. Общие закономерности строения (В. В. Юдин, Н. И. Тимонин)...................... ………….. Гла ва 7. Геодинамическая модель строения и эволюции (В.В. Юдин, Н.И. Тимонин)…………….. Гла ва 8. Размещение полезных ископаемых и критерии их поисков ( Н. И. Тимонин, В. В. Юдин) …………………………………………….. 8.1.Геолого-экономическое районирование (Н. И. Тимонин)............................................ ………….. 8.2.Рудоносность Пай-Хоя (Н. И. Тимонин)...................................................................... ………….. 8.3.Угольные месторождения Пай-Хоя (Н. И. Тимонин)................................................... ………….. 8.4.Проблемы нефте газоносности (Н. И. Тимонин, В. В. Юдин).................................. ………….. Заключе ние (В. В. Юдин, Н. И. Тимонин, А. А. Беляев)................................................ ………….. Список лите ратуры........................................................................................................ ………...... 45-летию со дня образования Института геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН посвящается ВВЕДЕНИЕ Геодинамика изучает тектонические процессы внутри и на поверхности Земли, определяющие перемещения вещества и энергии (Хаин, Рябухин, 1987;

Хаин, Ломизе, 1995;

Аплонов, 2001;

и др.). Главной причиной современных движений в земной коре считаются мантийные конвективные токи, которые приводят к конвергентным и дивергентным смещениям литосферных плит, их фрагментов, а также к формированию мантийных плюмов и "горячих точек". Геодинамика синтезирует все данные геологии, прежде всего тектоники, геофизики, петрологии и геохимии, используя на основе фундаментальных законов физики и математики аналоговое и физическое моделирование.

Согласно принципу актуализма, в фанерозое действовали процессы, сходные с современными. Это позволило Л. П. Зоненшайну в 1979 г. выделить отдельное направление, науки — палеогеодинамику (Зоненшайн, Кузьмин, 1992), которая занимается восстановлением древних плито-тектонических и других процессов, создающих структуры и формации, аналогичные современным. Основной задачей таких реконструкций является выяснение прежнего положения литосферных плит, их конфигураций, а также типов границ, движений, структур и литодинамических (формационных) комплексов на основе ряда геологических и геофизических данных, новой научной теории и принципа актуализма.

Под Пай-Хоем понимается территория Югорского полуострова, омываемого водами Печорского (Хайпудырской губы) и Карского морей (Байдарацкой губы). На северо-западе полуостров отделен от о-ва Вайгач проливом Югорский Шар. С ним и расположенным западнее двойным о-вом Новая Земля Пай-Хой образует Пайхойско-Новоземельскую складчато-надвиговую область. На юго-востоке она по крупноамплитудному надвигу контактирует со складчатыми дислокациями Полярного Урала (рис. В.1, врезка).

Пай-Хой — уникальный объект, в нем компактно представлены почти все известные на Земле формационные и структурные комплексы. В монографии они рассмотрены на основе современной актуалистической геодинамики.

Детально описаны фанерозойские литодинамические комплексы, сформированные в течение полного цикла Вильсона, осадочные и магматические формации девонского рифтогенеза, сформированного циклом Бертрана, а также магматические формации "горячей точки" и уникальные образования крупных астроблем. На Пай-Хое также широко представлены складчато-надвиговые и другие коллизионные структуры: шарьяжи, разнопорядковые послойные и секущие надвиги, разнотипные от самых интенсивных до просто построенных принадвиговые складки, чешуи, дизпликаты и др. Обоснован их возраст, определен генезис, проведена палинспастическая реконструкция. Все это позволило выделить отдельный структурный ансамбль, называемый пайхоидами, а также реконструировать палеогеодинамическую эволюцию региона и выявить новые критерии поисков полезных ископаемых.

Палеогеодинамика Пай-Хоя имеет очень сложную историю. Она является синтезом последних достижений многих геологических дисциплин, прежде всего стратиграфии, литологии, формационного анализа, структурной геологии, а также разных методов геофизики и разделов физики Земли. По образному выражению крупных французских специалистов по геодинамике L. Jolivert, N. Nataf, "геодинамика венчает и вдохновляет весь ансамбль наук о Земле" (Пучков, 2000, с. 3).

-5 По сравнению с предшествующими гипотезами и учениями общепринятая ныне теория новой глобальной тектоники (плит и плюмов) позволила существенно иначе рассматривать строение и тектоническое развитие региона.

Данная монография принципиально отличается от большинства публикаций по истории развития Пай-Хоя, основанных на учениях о геосинклиналях, глубинных разломах и блоковой тектонике, представляющи х взгляды фиксизма и умеренного мобилизма.

В целях ограничения объема книги авторы умышленно отказались от прямого описания фактического материала многолетних собственных исследований по региону, а также постарались избежать пространного изложения первичного материала. Везде, где возможно, эти материалы заменены обобщениями и ссылками на ранее опубликованные. Предлагаемая вниманию читателя работа не претендует на полное изложение весьма длительной истории исследования любого затронутого в работе вопроса. И ссылки на другие дополнительные источники даются лишь при обсуждении тех тезисов, где необходимо взвесить все доводы "за" и "против".

За подготовку монографии к публикации авторы благодарны А. И. Елисееву, Г. Ф. Семенову, Н. А. Носкову, М. И. Успенскому, Н. А. Сулеймановой, Н. Н. Рябинкиной. Весьма ценны многолетние обсуждения проблем геодинамики Пай-Хоя со многими специалистами, разделяющими или не разделяющими новые идеи. Они позволили выполнить исследование, не противоречащее огромному фактическому материалу, собранному в данном регионе не одним поколением геологов, в основном стоящих на позициях фиксизма.

-7 Вставка В.В.Юдина в главу 2 Н.И.Тимонина «История развития взглядов на геологическое строение региона»

Полученные в последние годы новые материалы указывают на шарьяжное строение Пай-Хоя. Еще недавно даже среди тектонистов бытовало мнение, что "шарьяжи на Пай-Хое не установлены" (Пучков, 1979, с. 69) и структура Пайхойского поднятия находится на месте своего образования в виде классического антиклинория, крылья которого сложены глубоководными и шельфовыми комплексами формаций с постепенными переходами (Устрицкий, 1961а, б;

Енокян, 1971;

Т имонин, 1978). Существовало и такое представление, что "Пай-Хой является крупным и сложным валом, возникшим в результате инверсии интракратонной госинклинали" (Енцова, 1981, с. 68).

При более углубленных структурных формационных и геолого-геофизических исследованиях было выяснено, что развитый на Пай-Хое батиальный (пайхойский сланцевый) комплекс имеет тектонические контакты с карбонатным комплексом, далеко надвинут на него, а зоны контактов перекрыты крупноамплитудными надвигами (Дедеев и др., 1983;

Беляков, Дембовский, 1984а, б;

Елисеев и др., 1984;

Беляков и др., 1985;

Юдин, 1985, 1990а, б, 1991а, б, 1992а, б, в, 1994;

Юдин, Дедеев, 1987;

Гитев, 1988,1995;

Беляев и др., 1989;

Т имонин, Юдин, 1999;

Тимонин, Беляев, 2002;

и др.). В результате синтеза предшествующих работ и новых материалов, полученных авторами, геологическое строение региона существенно переинтерпретировано (рис. 1.1). На Пай-Хое выде лены разнопорядковые надвиги и шарьяжи, которые легли в основу современного тектонического районирования и ограничения литодинамических комплексов, смятых в сложные структуры тангенциального сжатия.

-22 - 2 1 ГЛАВ А СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ТЕКТО НИКЕ ПАЙ-ХО Я И ПРИЛЕГАЮЩИХ Р ЕГИО НОВ 2.1. СТРУКТУРНО-ФОРМАЦИОННО Е РАЙОНИРОВАНИЕ Под Пай-Хоем понимается крупная покровно-складчатая структура, расположенная на территории Югорского полуострова (см. рис. 1.1). Она является составной частью покровно-складчатого Пайхойско-Новоземельского сооружения гетерогенной природы. На востоке по крупноамплитудному Главному Западно-Уральскому надвигу Пай Хоя контактирует со структурами Полярного Урала. Юго-западное ограничение в тектоническом понимании проходит по Вашуткинско-Талотинскому надвигу, включающему Косью-Роговскую впадину с поднятием Чернова, а в узком географическом понимании — по Нядейтинскому надвигу (рис. 2.1).

В строении региона принимают участие образования пяти структурно-формационных (литодинамических) комплексов. Нижний слагает байкальский (точнее — кадомский) протерозойский фундамент, состоящий из докембрийских активно-окраинных и орогенных формаций (Юдин, Дедеев, 1987). Он отражает геодинамическую эволюцию доуралид и ограничен вверху региональным стратиграфическим несогласием. Залегающий выше палеозойский мегакомплекс состоит из рифтогенного, палеошельфового карбонатного, батиального сланцевого и орогенного комплексов, отражающих эволюцию полного цикла Вильсона от рифтогенеза и спрединга до субдукции и коллизии. Их соотношение в плане отражено на рис. 2.1.

Палеозойские отложения собственно Пайхойского поднятия представлены тремя различными комплексами:

преимущественно карбонатным (на юго-западном склоне), а также сланцевым и рифтогенным (в осевой зоне). Основы стратиграфии палеозойских отложений Пай-Хоя были заложены в 1920—1940-х гг. исследованиями А. А. Чернова, Н.

А. Кулика, А. К. Крыловой, П. В. Виттенбурга, Е. А. Кузнецова, К. И. Асташенко. Планомерное изучение этих отложений началось в 1950-х гг. сотрудниками НИИГА под руководством А. М. Ивановой, Б. Я. Осадчева и В. И.

Устрицкого. В последующие годы осуществлялось более детальное изучение этих отложений в процессе тематических исследований геологами различных организаций, в которых принимали участие Л. Н. Беляков, В. И. Бондарев, А. 3.

Бурский, В. С. Енокян, Н. Н. Иорданский, Т. Н. Корень, А. И. Першина, Г. А. Чернов. Большая работа по стратиграфическому изучению палеозойского разреза этого региона проведена во время геологических съемок Ю. В.

Жуковым, О. В. Забориным, М. А. Масловым, А. С. Микляевым и многими другими.

Палеозойские отложения Пай-Хоя, как было показано еще В. И. Устрицким (1961а), относятся к двум различным СФЗ, имеющим много общего с Елецкой и Лемвинской зонами Полярного Урала, впервые установленными К. Г. Войновским-Кригером (1945). Позднее В. С. Енокян (1971) подтвердил существование этих зон на Пай-Хое, описав их под названиями Печорской и Карской. Последующими исследованиями Б. Я. Дембовского, А. И. Елисеева и В. Н. Пучкова установлена принадлежность отложений Печорской зоны к палеошельфовым образованиям, а отложений Карской зоны — к палеобатиальным отложениям Палеоуральского океана.

-23 Отдельным, за легающим и на шельфовом, и на батиальном комплексах, является орогенный комплекс формаций. По сути, это отложения Предуральского краевого прогиба, дислоцированные более поздними пайхойскими движениями при тангенциальном сжатии (рис. 2.2). Поэтому во впадинах Пай-Хоя они имеют много общего со строением флиша, нижней и верхней молассы краевого прогиба, включая состав и комплекс полезных ископаемых. В заключение следует отметить, что в плане под орогенным комплексом располагаются различные формации. Более того, под батиальным и да же шельфовым комплексами в поднадвигах могут находиться шельфовые формации. Т аким образом, вследствие пологих наклонов сместителей надвигов положение границ формаций в плане на рис. 2.1 и 2.2 во многом определяется современным срезом денудации.

2.2. ТЕКТО НИЧЕСКО Е РАЙОНИРОВАНИЕ С севера на юг на рассматриваемой территории выделяются Карская впадина, Пайхойское поднятие, Коротаихинская впадина и Поднятие Чернова (Т ектоническая карта Урала, 1986;

Юдин, 1992а). Морфология и возраст перечисленных структур различаются весьма существенно, вследствие чего они рассматриваются отдельно.

Карская впадина представляет собой сложнопостроенную и слабоизученную структуру, выполненную пермскими орогенными формациями и подстилаемую отложениями Карского батиального комплекса. Ее размер (50— 55)х180 км. Наиболее полное описание этого района приведено в работах А. В. Хабакова (1941, 1945);

О. Л. Эйнора (1941);

А. М. Ивановой, В. И. Устрицкого, Ю. С. Молдаванцева (1957);

Юдина (1992а, б, 1994). Правильная интерпретация геологического строения впадины имеет большое значение для решения проблемы тектонической природы Пай-Хоя. До сих пор она трактуется неоднозначно. Сама впадина в зависимости от представлений о составе и мощности выполняющего ее орогенного комплекса, а также о природе подстилающих отложений, понималась: 1) как центриклинальный прогиб (Перфильев, 1968;

Енокян, 1971), 2) как погребенный под орогенным комплексом реликт батиальной миогеосинклинальной зоны Урала (Пучков, 1975), 3) как впадина Предуральского краевого прогиба (Дедеев и др., 1983) и др. Отдельными авторами, например Ф. И. Енцовой (1981), Карская впадина рассматривалась как гетерогенная структура на "интракратонной геосинклинали" и разделялась на две части. Северо-западная половина относилась к Предуральскому краевому прогибу и называлась Т абьюской впадиной, а южная относилась к Уральской геосинклинали в пределах выделенной Байдарацкой СФЗ. При этом последняя была известна как Карская (Енокян, 1971).

На основании анализа гравитационного поля ряд исследователей считает, что мощность покрова пермских отложений Карской впадины составляет ли шь 200—500 м, достигая 1 — 1.5 км лишь в отдельных участках. Из-за столь малого прогибания впадину предлагалось исключить из состава Предуральского краевого прогиба (Беляков и др., 1985). Однако, согласно детальному изучению стратиграфии пермских отложений, их мощность в пределах Карской впадины составляет около 4 км (Енцова, 1981;

Устрицкий, 19616). По нашим структурным построениям, она достигает 6 км.

По данным сейсморазведочных работ, глубина залегания основания орогенного комплекса постепенно увеличивается и у побережья составляет 4 —9 км (см. рис. 2.1). Это объясняется сдваиванием разрезов по надвигам (Беляев и др., 1989;

Юдин, 1992а). Поэтому Карская впадина понимается как самая северная, небольшая и глубокая впадина Предуральского краевого прогиба (рис. 2.3).

Одновременно в современном структурном плане Карскую впадину можно рассматривать и как крыло Пайхойского моновергентного шарьяж-антиклинория, и как перекрытый орогенными формациями фрагмент Карского сланцевого аллохтона Пай-Хоя, поскольку она повсеместно подстилается батиальным комплексом формаций.

-26 Рис. 2.3. Т ектоническое районирование Пай-Хоя и северной части Полярного Урала (по: Юдин, 1994 с дополнениями и изменениями). Условные обозначения см. на рис. В. В.палеотектоническом плане в пермское время юго-восточная часть впадины представляла собой Внутреннюю зону Предуральского краевого прогиба. Здесь сохранились формации орогенного комплекса и сложные дислокации субмеридонального уральского простирания. Впоследствии, в триас-юрское время, на них была наложена складчатость пайхойского простирания, расчленившая ранее единый Предуральский краевой прогиб Пайхойским поднятием.

Границы Карской впадины повсеместно тектонические. На северо-востоке, в акватории Байдарацкой губы, по данным аэромагнитной съемки, выявлена зона интенсивных аномалий, сходных с аномалиями над гипербазитовыми и островодужными формациями Восточного Урала (Иванова и др., 1957). Впоследствии эта зона выделялась ка к Байдарацкий глубинный разлом (Беляков и др., 1984) или как взбросонадвиг "N" (Ю. Г. Кропачев и др., данные за г.). В актуалистической геодинамической модели она интерпретируется нами как Байдарацкая коллизионная сутура, ограничивающая Европейскую плиту и являющаяся северным ограничением Предуральского краевого прогиба. Наклон этой зоны палеосубдукции (выявлен аналогично его определению на Урале (Юдин, 1989)) был к северо-востоку (в современных географических координатах). Это подтверждается отсутствием магматизма и наличием формационных комплексов типичной пассивной окраины к югу от коллизионного шва, а также магматических тел севернее.

-27 С юга и запада Карская впадина ограничена дугообразным в плане Северо-Пайхойским надвигом. Сместитель его наклонен на северо-восток, но в зоне фронтальных дислокаций часто отмечаются ретронадвиги с падением сместителей и осевых плоскостей к юго-западу (см. рис. 2.1). Восточная граница впадины проходит по зоне Карского (Осовейского) надвига. Он понимается как северная часть крупнейших совмещенных Фронтального и Главного Западно-Уральского надвигов Урала. По мнению Л. Н. Белякова, значительная восточная часть впадины скрыта здесь под Байдарацким аллохтоном, ограниченным этим надвигом.

Структуры второго порядка в Карской впадине ранее не выделялись. Нами намечена и оконтурена в припайхойской части впадины структурная зона с обратным, т.е. к юго-западу, падением сместителей надвигов и осевых плоскостей складок. Она хорошо обнажена по р. Т алота-Яхе ниже устья р. Эбеты и названа Эбетинской ретрозоной (Юдин, 1992а). На востоке, в правых притоках р. Кары, она сужается, но прослеживается достаточно четко по складкам, опрокинутым на северо-восток (см. рис. 2.3).

Наложенными астроблемами рассматриваемая впадина делится на две части: восточную и западную (см. рис.

2.3). Наиболее крупная Карская астроблема (см. раздел 4.2) была сформирована на рубеже позднего мела — палеогена (Устрицкий, 1953;

Фишман, 1974).

Пайхойское поднятие (складчато-надвиговая область) в современной трактовке рассматривается как крупное ((30—60)х230 км) интенсивно дислоцированное сооружение, сложенное четырьмя формационными комплексами:

докембрийского фундамента, палеошельфовым карбонатным, палеобатиальным сланцевым континентального склона и орогенным (см. рис. 1.1, 2.1). Поднятие одновременно представляет собой наиболее сложно построенную структуру краевого прогиба и является южным окончанием Пайхойско-Новоземельской складчато-надвиговой области, сформированной в поздней перми — юре после образования структур Урала и прилегающей части Предуральского краевого прогиба. Здесь выделяются две структуры второго порядка: Пайхойский карбонатный параавтохтон, сложенный формациями палеошельфа (сходными с елецкими шельфовыми формациями Западного Урала), и Карский аллохтон, сложенный сланцевыми батиальными формациями, сходными с лемвинскими.

Коротаихинская впадина — это крупная (100x250 км) сложнопостроенная синформная структура северо-западного простирания (рис. 2.4). Кроме того, она является северным фрагментом Предуральского и юго восточным — Пайхойско-Новоземельского краевых прогибов. Вследствие этого здесь фиксируются две разделенные надвигами и сложно построенные внутренние зоны: Приуральская и Припайхойская. Геологическое строение этого региона описано в значительном количестве работ, обобщенных в монографиях (Структура..., 1982;

Казанцев, 1984;

Юдин, 1994;

и др.), а также отражено в рукописных работах Л. Н. Белякова, В. И. Богацкого, В. И. Устрицкого, В. В.

Юдина и др.

Границы Коротаихинской впадины проводятся: на северо-востоке — по Южно-Пайхойскому надвигу, на востоке — по Главному Западно-Уральскому надвигу, на юге и юго-востоке — по системе моноклиналей, взбросонадвигов и дизпликатов поднятия Чернова. На северо-западе, по данным морской сейсморазведки, впадина на протяжении 65 км прослеживается в акватории Печорского моря вдоль Пайхойско-Новоземельской складчато надвиговой области. Т ам по поперечному разрыву она граничит с Матвеевским поднятием Пайхойско Новоземельского краевого прогиба.

Под Поднятие м Че рнова понимается узкая крупная положительная структура, протягивающаяся в субширотном направлении от Аячьягинской структуры на юго-востоке и до мыса Синькин Нос на северо-западе и разделяющая Коротаихинскую и Косью-Роговскую впадины Предуральского краевого прогиба. На северо-западе это поднятие разделяет Коротаихинскую впадину и Варандей-Адзьвинскую структурную зону Печорской плиты.

-28 Рис. 2.4. Тектоническое районирование Коротаихинской впадины и Поднятия Чернова (составил В. В. Юдин).

1—4 — границы разнопорядковых структур: 1 — надпорядковых;

2 — первого рядка (а — поперечных, б — продольных);

3 — второго порядка;

4 — локальных третьего порядка. Прямыми линиями показано положение тек тонотипических и региональных геолого-геофиз ических разрезов. Основные локальные структуры: 1 — Западно-Сабриягинск ая, 2 — Сабриягинская, — Нядейтинская, 4 — Мадагаюское тек тоническое окно, 5 — Хейягинск ая, 6 — Нядейтинская, 7 — Гусиная, 8 — Северо Одиндокск ая, 9 — Одиндокск ая, 10 — Пестаншорск ая, 11 — Халейская, 12 — Нижнесарембойская, 13 — Лек торская, 14 — Сюрнейская, 15 — Лабогейская, 16 — Нижнепадимейская, 17 — Пурсамылькская, 18 — Тальмаюская, 19 — Верхневоркутинск ая, — Сядейюская, 21 — Аячьягинская, 22 — Изъюрвожская, 23 — Маласянский блок, 24 — Тарьюский блок, 25 — Падимейская, 26 — Вашуткинская, 27 — Талотинская, 28 — Северосарембойская, 29 — Ледгинск ая, 30 — Тамяхин ская, 31 — Енганэхойская, 32 — Усть-Талотинская Представления о природе, строении и тектоническом районировании этого поднятия довольно противоречивы. Одна группа исследователей считает поднятием лишь восточную часть структуры. Западную же ее часть называют или Ва шуткинско-Т алотинским односторонним горстом (Запорожцева, Прохоров, 1978;

Журавлева, 1979), или Вашуткинско-Т алотинской складчато-надвиговой зоной (Щусь, Москалюк, 1988). Другая группа исследователей утверждает, что поднятие Чернова — это вся структура, хотя западная и восточная ее части различаются по своему строению (Структура..., 1982).

Время формирования Вашуткинско-Т алотинского надвига по наличию в его автохтоне нижнемеловых отложений определяется как послемеловое (пайхоиды). Этот надвиг срезает перпендикулярно примыкающее к нему поднятие Чернышева. Последнее относится к поздним уралидам и по угловому несогласию на р. Адзьве четко датируется как раннесреднеюрское.

В целом поднятие Чернова рассматривается нами как крупная принадвиговая бескорневая структура, сформированная в результате выхода на поверхность послойного срыва в чехле Коротаихинской впадины, приуроченного к некомпетентной верхнеордовикской соленосной толще (Юдин, 1985,1991,1992а, в). Эти события произошли во время завершения пайхойских дислокаций. Поэтому следует отметить особенность строения восточной части поднятия Чернова, имеющей, как было отмечено нами ранее, клиновидное строение, обусловленное наложением Вашуткинско-Т алотинского надвига на северную часть Западно-Чернышевского надвига (Структура..., 1982).

-29 33. ОРОГЕННЫЙ (СИНОРОГЕННЫЙ) КО МПЛЕКС ФОРМАЦИЙ 3.3.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОРО ГЕННЫХ ФО РМАЦИЙ Орогенный или, точнее, синорогенный комплекс формаций выделяется отдельно. Это связано с тем, что при коллизии в позднем карбоне — перми Уральская палеоокеаническая зона была полностью субдуцирована, а пассивная и активная окраины совмещены и прекратили свое существование. В течение геодинамической эволюции на последнем, субдукционно-коллизионном, этапе цикла Вильсона сформировались три терригенные формации: это флиш, нижняя и верхняя молассы. Они резко отличаются от пассивно-окраинных как по составу, так и связанными с ними полезными ископаемыми (уголь, нефть, газ и др.).

Понятие "орогенные формации" применяется в геологической литературе довольно широко. Как и большинство терминов, оно нередко по-разному трактуется и противоречиво классифицируется геологами. Общим в точках зрения всех исследователей является то, что под орогенными формациями понимается полифациальная совокупность пород, образованных за счет размыва горных сооружений (Геологические формации...,1982). Наиболее важные признаки этого комплекса — преобладание различных обломочных пород полимиктового состава со слабой сортировкой материала, значительная мощность и большая скорость осадконакопления. Эти признаки свидетельствуют о проявлении в близлежа щих, прилегающих областях размыва относительно быстрых орогенических движений, сопровождаемых складкообразованием -81 с формированием горного рельефа. В этом заключается принципиальное отличие орогенных формаций от эпейрогенных, формирующихся за счет более медленных и обширных по площади стабильных участков земной коры. При размыве поднятий, образованных эпейрогеническими движениями, возникают фалаховые формации, сложенные более зрелыми мономиктовыми и олигомиктовыми, хорошо отсортированными терригенными породами с меньшими скоростями накопления и мощностями. Такие формации обычно развиты на пассивных окраинах.

Под орогенным комплексом понимается совокупность генетически единых разновозрастных формаций, образованных за счет размыва длительно мигрировавшего орогена, формировавшегося на гетерогенном основании. Т акой комплекс характеризуется сходством в направлении эволюции состава формаций, отражающих развитие одного цикла тектогенеза.

К настоящему времени выделено около 50 разнопорядковых орогенных формаций и существует около 15 их классификаций (Геологические формации..., 1982;

Геологический словарь, 1973). Это свидетельствует о многообразии и в то же время о значительных противоречиях в понимании их генезиса, границ, взаимоположений и места в истории развития. Основными орогенными формациями являются молассовая, разделяемая на нижнемолассовую (морскую, сероцветную) и верхнемолассовую (континентальную, часто красноцветную), а также фли шевая формация. Последняя многими исследователями не относится к орогенным (Херасков, 1967). Мы придерживаемся позиции Н. М. Страхова (1960) и его последователей, которые относят флиш к орогенному комплексу формаций, а точнее — к субдукционно коллизионному литодинамическому комплексу. При этом понимание орогенного комплекса существенно расширяется по сравнению с принимаемым в большинстве работ. Поскольку флишевая формация может формироваться в течение всего цикла тектогенеза (Фролов, 1988), то флиш, связанный с орогенным комплексом, целесообразно называть орогенным. В отличие от эпейрогенного и рифтогенного (фалахового), орогенный флиш характеризуется полимиктовым составом обломочного материала, большими скоростями осадконакопления и мощностями.

Выде ление орогенных формаций в отдельный класс и противопоставление его платформенным и другим по Н. П.

Хераскову (1967) также принимается не всеми исследователями. Широко распространено представление о том, что орогенные формации отражают лишь последний, заключительный этап развития геотектонического цикла Вильсона.

Учитывая то, что известны разные типы орогенеза, не всегда связанные с концом этого цикла, и то, что орогенические движения при миграции проявляются в различных зонах земной коры (в том числе на кратонах), считаем идеи Н. П.

Хераскова и его последователей верными.

Орогенные формации обычно накапливаются в предгорных районах, тектонический режим которых может не соответствовать орогенному. О древнем проявлении орогенного режима развития территории свидетельствуют, скорее, отсутствие осадконакопления, глубокий эрозионный срез и сложные высокоамплитудные структуры, чем собственно наличие орогенных формаций. Последние чаще и в большем объеме образуются на периферии орогена одновременно с орогенезом и складчатостью. Например, при образовании относительно глубоководного флиша Карской впадины его правильнее было бы назвать синорогенным, или телеорогенным, т. е. образованным синхронно с орогенезом за счет орогенических движений в прилегающих районах Палеоурала и Палеопайхоя. То же можно отметить для периферических участков верхней континентальной молассы, отлагавшейся в Коротаихинской впадине, где по существу имел место стабильный "субплатформенный" тектонический режим. Вследствие отсутствия четких границ между понятиями "орогенные формации" и "синорогенные формации" будем пользоваться термином "орогенные формации", понимая под ними синорогенные. На периферии тектонически единого орогена в разных районах одновременно могут формироваться различные формации орогенного комплекса (от флишевой до верхнемолассовой) и весьма разнообразные -82 подформации. Об этом свидетельствуют характер осадконакопления вблизи горных систем и палеотектонические реконструкции.

Отдельные признаки парагенетических фаций орогенных формаций иногда могут быть слабо выражены. Например, в парагенезе с грубообломочными быстро накапливающимися осадками могут встречаться мощные карбонатные и галогенные породы, коры выветривания, угольные пласты и т.д. с относительно малыми скоростями осадконакопления.

Поэтому при выделении орогенных формаций учитываются не отдельные признаки, а весь их комплекс (как литолого фациальные, так и тектоно-генетические).

На территории Пай-Хоя, Полярного Урала и Приуралья флиш, нижняя и верхняя моласса последовательно сменяют друг друга не только во времени, но и в пространстве, образуя единый орогенный комплекс (Юдин, 1983а, б, 1985, 1987а, б).

Верхние и нижние границы орогенных формаций нерезкие и обычно довольно условные. Принципиальное различие между ними, по мнению В. И. Чалышева (1976 г.), И. В. Хворовой (1961) и других, заключается в том, что флиш обладает признаками морского, глубоководного осадконакопления, нижняя моласса — признаками мелководного морского осадконакопления с эпизодическим выходом зоны седиментогенеза на дневную поверхность (континентально-морские условия), верхняя моласса — признаками преимущественно субаэрального осадконакопления. Этими различиями на фоне единого механизма осадконакопления за счет разрушения гор обусловлены более частные и конкретные признаки орогенных формаций, характер слоистости и ритмичности, размер обломков, наличие или отсутствие косой слоистости, органических остатков, углей, солей, других полезных ископаемых и т.д. Орогенный флиш и подстилаемая аспидная формация понимаются нами в современной актуалистической трактовке: как парагенетическая ассоциация дистальных турбидитов и других сопутствующих им отложений, свидетельствующих о глубоководной присклоновой обстановке (Фролов, 1988;

Романовский, 1990;

и др.).

Латеральные границы формаций и их комплексов обычно не изохронны и имеют "скользящее" во времени положение. Латеральная разновозрастность литологически единого слоя известна в геологии как закон Вальтера— Головкинского. Если для шельфового комплекса асинхронность границ формации не столь явная, то для орогенных формаций она очень резко выражена вследствие миграции области их седиментации из внутренних островодужных зон складчатого сооружения на территорию пассивной окраины палеоконтинента.

При выделении орогенных формаций обычно используются такие признаки, как парагенез пород, их взаимоположение, текстурные особенности, тип ритмичности, структурное положение, градиент мощностей, степень асимметричности толщ и т.д. Кроме того, весьма важным и определяющим следует считать такой признак, как значительные (более 50 м/млн лет) скорости накопления терригенных пород (Юдин, 1997а). Этот признак позволяет дать не только качественную, но и количественную характеристику выделяемой толщи, а следовате льно, более объективно относить ее к той или иной формации.

Состав ороге нных псе фитов. Для представления об орогенном комплексе формаций весьма важно изучение состава обломков слагающих его псефитов. Под псефитами понимаются грубообломочные породы от гравелитов до глыбовых конгломератов и брекчий. Большой размер обломков позволяет наиболее объективно восстановить состав размытых породных комплексов и судить о геологии и тектонической эволюции районов, являвшихся источником терригенного материала. По изучению мелкообломочных пород — песчаников, алевролитов и аргиллитов — однозначное воссоздание состава размытых пород, например гранитов, полимиктовых песчаников, гравелитов, порфиритов и т. д., бывает затруднительно, а иногда невозможно.

В разрезах орогенного комплекса формаций псефиты распространены неравномерно. Это единичные (до 5%) прослои во флишевой и нижнемолассовой формациях и мощные конгломератовые слои верхней молассы, -83 слагающие местами до 60 — 70% разреза (Хайцер, 1965;

История..., 1965). В целом же в орогенном комплексе их объем составляет до первых процентов, редко первых десятков процентов. Т ем не менее, распространение псефитов по всему разрезу вполне позволяет судить о составе и эволюции эрозионных срезов Палеопайхоя (Юдин и др., 1989).

Кроме того, как показали детальные исследования, состав обломков песчаников и конгломератов одновозрастных толщ одних районов хорошо согласуется, отражая единый источник сноса (Мизенс, 1980;

Мизенс, Чувашов, 1985;

и др.).

На Полярном Урале и в Приуралье происхождение обломков "кремнистых сланцев" связывалось с батиальными формациями Лемвинской зоны. При описании состава песчаников особое место уделялось обломкам не осадочных силицитов, а сходного с ними в шлифах кварца (История..., 1965;

Кузькокова, 1976;

Чалышев, 1976;

Чочиа, 1955 и др.). Часть песчаников даже относилась к кварцевым (Опорный разрез..., 1980;

и др.). Наряду с этим отмечался и преимущественно силицитовый состав обломков псефитов и псаммитов.

В Пайхойском районе псефиты изучены в пределах Предуральского краевого прогиба (Коротаихинская, Карская впадины и Пайхойское поднятие) по рекам Хейяхе, Т алота-Яхе, Воркуте, учтены данные детальных исследований по р. Силова-Яхе (Ярославцев, 1958). Возрастной диапазон изученных псефитов — от артинского яруса нижней перми до триаса (рис. 3.24).

Рис. 3.24. Состав обломков в орогенных псефитах Пай-Хоя (по: Юдин и др., 1989). Цифрами показаны средние, в скобках аномальные содержания обломков, %.

Литотипы обломков: 1 — силициты седиментационные (недифференцированные);

2 — яшмы;

3 — радиоляриты;

4 — фтаниты;

5 — вулканогенно-обломочные породы (туфы);

6 — основные и средние вулканические породы;

7 — кислые вулканические породы;

8 — кислые плутонические породы (гранитоиды);

9 — карбонатные породы;

10 — кремни эпигенетические;

11 — аргиллиты и глинисто-алевролитовые породы;

12 — песчаники и алевролиты олигомиктовые кварцевые;

13 — песчаники полимиктовые;

14 — кварц жильный -84 Детальное макро- и микроскопическое изучение псефитов позволяет установить в их составе большое разнообразие обломков пород. Были выделены четырнадцать основных литотипов пород, подробная характеристика которых была дана ранее В. В. Юдиным, Е. О. Малышевой и Р. М. Ниязметовой (1989).

Артинские псефиты были отмечены лишь на р. Т алота-Яхе в устье Хальмеръяхи и на р. Сырьяхе. Обломки в них состоят из силицитов, суммарное количество которых составляет 95%. В незначительном количестве присутствуют гальки кислых эффузивов и их туфов. Обломки кунгурских псефитов, изученные на р. Хейяхе, близки по составу к артинским. Суммарное содержание силицитов в их обломках более 95% (по Г. М. Ярославцеву (1958), их количество достигает 100%). Кроме силицитов, присутствуют кислые и основные магматические породы, их туфы и единичные гальки белого кварца. Г.М. Ярославцев отмечает также кварцевые песчаники и алевролиты (0—3%), но нами они не встречены. уфимские псефиты изучались на р. Воркуте. Их состав отличается от артинских в основном появлением обломков алевролитов, исчезновением полимиктовых песчаников и незначительным увеличением роли вулканогенных пород. Общий состав силицитов составляет 81%. Псефиты казанско-татарского возраста близки к уфимским лишь по содержанию силицитов. Появляются обломки гранитов, полимиктовых и кварцевых песчаников, жильного кварца и красных яшм Суммарное количество силицитов в среднем равно 82%. В Силовском районе, по Г.

М. Ярославцеву (1958), содержание "кремнистых сланцев" 39—87, в среднем 75%. Раннетриасовые конгломераты Пай Хоя существенно отличаются от таковых более южных районов краевого прогиба, но по составу ближе к пермским.

Для них характерны относительно большой процент силицитов — 19—70, в среднем 50%, значительное число обломков базальтов (видимо, размытых из нижележащих покровов), кварцевых песчаников, кварца и гранитов.

Изучение орогенных псефитов и суммирование данных по районам и возрастным группам (см. рис. 3.24) позволили судить об общей эволюции состава обломков, а следовательно, изменении геологического строения палеоэрозионного среза. Подавляющая часть обломков псефитов орогенного комплекса состоит из осадочных силицитов. Их среднее суммарное содержание 90%.

В современных океанах осадочные силициты обычно образуются ниже уровня карбонатной компенсации на глубинах более 4.5 — 5.5 км. Для среднего палеозоя рассматриваемого региона минимальная глубина их образования оценивается в 2.8 — 3 км (Мизенс, 1980). В разрезах Полярного Урала и Пай-Хоя силициты, аналогичные наблюдаемым в обломках изученных псефитов, слагают маломощные прослои в отложениях батиального, абиссального и островодужного комплексов. Они развиты на территории Западного Урала в локальных Лемвинском, Карско-Нярминском и Карском аллохтонах, сложенных формациями палеозойского континентального склона и подножия.

С позиций современной актуалистической теории эволюции земной коры, формирование горно-складчатых сооружений представляется как столкновение (коллизия) плиты с островной дугой или другой плитой при блокировании зоны субдукции (Гаврилов, 1986;

Хаин, Ломизе, 1995;

и др.). При этом в соответствии с моделью Сили—Кэрига происходит скрэпинг (сдирание) краем континентальной плиты или островной дуги океанских пелагических осадков с океанской плиты. Частично эти осадки погружаются в зону субдукции, а частично скучиваются перед краем островной дуги или континента (Лобковский, Сорохтин, 1986). Т акое наращивание края континента за счет океанских и островодужных комплексов называется аккрецией, а скученные океанские осадки — аккреционной призмой. В современных глубоководных желобах сейсмическими методами и бурением установлено не только затягивание в зону субдукции осадочных пелагических океанских осадков на расстояние до 50 км, но и частичное выжимание этих отложений в сложнодислоцированные пакеты аккреционных призм. Последние формируют невулканические островные гряды.

-85 При дальнейшем скрэпинге и коллизии зона скучивания глубоководных осадков может выводиться на поверхность и глубоко размываться, вследствие чего абиссальные палеоокеанские комплексы обычно непосредственно не сохраняются на континентах в полном объеме, а могут быть переотложены в толщах орогенных формаций.

Т аким образом, орогенные псефиты Пай-Хоя, севера Урала и Приуралья в среднем на 80% состоят из обломков пород, аналогичных современным абиссальным и батиальным океанским осадкам. Небольшие мощности осадочных силицитов в палеозойском разрезе Западного Урала (первые сотни метров) не позволяют получить при размыве огромные объемы орогенного комплекса, мощность которого достигает 5 км. Поэтому можно считать, что север Предуральского краевого прогиба в основном заполнен обломками пород Палеоуральского океана, которые в пермское время были выведены в аккреционной призме и почти полностью размыты к триасу.

Из-за разного денудационного среза и общей эволюции орогенного комплекса в Пайхойском регионе с севера на юг и с востока на запад состав формаций различается. Орогенные формации Карского аллохтона сходны с таковыми Лемвинского. Однако глубина эрозионного среза в Карской впадине меньше, вследствие чего здесь сохранилась не только флишевая, но и угленосная нижне- и верхнемолассовая формация. Флиш, понимаемый в объеме гусиной (2500 м), а на юго-востоке — пэтаркинской и бельковской (1700 м) свит, также имеет признаки глубоководности: редкую пелагическую фауну гониатитов, флишевую ритмичность с градационной слоистостью и др.

Т ак же, как и в современном осадконакоплении, при формировании флиша основными путям переноса терригенного материала были турбидитные потоки и подводные каньоны. Осадки таких каньонов были обнаружены нами на р.

Т алота-Яхе, где среди глубоководных флишоидных толщ с очень редкой гониатитовой фауной встречены линзы конгломератов и гравелитов с переотложенной обильной мелководной фауной кунгурских брахиопод. Вышележа щая талатинская свита (900 м) более мелководна. В ней встречаются "знаки" ряби, косая слоистость, брахиоподы, водоросли, остатки флоры, а также более крупные ритмы и другие признаки, свидетельствующие о принадлежности толщи к нижней сероцветной молассе. Вышележа щие толщи табьюской (800—900 м) и еръягинской (350 м) угленосных свит (Гуськов и др., 1980) характеризуются богатой пресноводной фауной и флорой уфимско-казанского возраста и относятся нами к верхней молассе.

Описанные толщи сланцевой зоны формировались в мигрирующем к западу морском бассейне и были образованы за счет сноса с орогенного поднятия, расположенного на востоке. В основании они имеют непрерывный скользящий с омоложением к запа ду возраст. Для низов толщи обычно характерны мелкая флишевого типа ритмичность, редкая морская пелагическая фауна, наличие растительного детрита, гиероглифов и другие признаки флиша. Из первичных различий по сравнению с флишем краевого прогиба можно отметить большее содержание прослоев детритовых известняков и конгломератов в некоторых разрезах и меньшее содержание карбонатного материала в кечьпельской и гусиной (пэтаркинской) свитах. Эти различия могут быть объяснены составом размываемых пород в зоне орогенеза или большей глубиной осадконакопления.


Орогенный комплекс, перекрывающий Карский батиальный (сланцевой) литодинамический комплекс, не имеет принципиальных отличий по формационному составу от такового над шельфовым (карбонатным) комплексом.

Он представляет собой тектонофацию (Паталаха и др., 1982) единого орогенного комплекса формаций, образованную за счет большего динамокатагенеза при складчатости. Единственным отличием могут считаться признаки большей глубоководности флиша в сланцевых аллохтонах. К таким признакам относятся: 1) чрезвычайная бедность органических остатков, особенно бентосных, хотя западнее, в одновозрастном шельфовом комплексе, макро- и микрофауна распространена очень широко, вплоть до образования биогермов и барьерных рифов;

2) преобладание отпечатков тонкостенных -86 видов и их ядра лишь в редких находках брахиопод;

3) почти полное отсутствие прослоев карбонатных пород, причем редкие прослои и тонкая вкрапленность зерен карбонатов наблюдаются в основании флишевых ритмов, что дает возможность предполагать их аллохтонное происхождение за счет привноса турбидитами с более мелководных участков;

4) присутствие пелагических видов фауны — гониатитов, только мелких фораминифер и др., но при этом отсутствие крупных фораминифер, в изобилии встречаемых в одновозрастных шельфовых разрезах;

5) хорошая окатанность мелкого растительного детрита;

6) весьма сходные с современными глубоководными отложениями состав и тип ритмичности (Хюне, 1978;

Кеннет, 1987;

и др.). Перечисленные признаки свидетельствуют об отложении пород флишевой формации в условиях глубин лизоклина (2 км) и ниже критического уровня карбонатной компенсации (3—4 км) в суббатиальном прогибе.

Т аким образом, в сланцевой зоне Пай-Хоя и севера Урала отложения орогенных формаций (флиша и молассы) формировались с позднего карбона на востоке до перми включительно. Учитывая значительные эпигенетические преобразования пород формации, можно утверждать, что они перекрывались более молодыми отложениями мощностью 3—5 км.

3.3.2. ОРОГЕННЫЙ КО МПЛЕКС В ШЕЛЬФОВОЙ ЗОНЕ Над ше льфовыми формациями Юго-Западного Пайхойского поднятия и в Коротаихинской впадине орогенный комплекс имеет более полный объем с преобладанием грубообломочной нижней и верхней молассы, что отражено в многочисленных публикациях (Кузькокова, 1976;

Муравьев, 1972;

Македонов и др., 1977;

Чалышев, 1976;

Шуреков, 1976;

Угленосные формации..., 1990;

и др.). Комплекс подстилается толщей карбонатных отложений, относимой к калейдовой формации (Елисеев, 1983), которая отражает доорогенный шельфовый режим осадконакопления пассивной окраины. Так же, как и в Елецкой зоне севера Урала, между ними залегает пачка мергелей и глинистых известняков иногда с прослоями алевролитов мергелистого горизонта или сезимской свиты (Шмелев, 1955). На востоке и северо-востоке региона возраст мергелистого горизонта ассельско-сакмарский.

Мощность мергелистого горизонта составляет первые метры, обычно 9 —12 м. Малая мощность, а также пелагический характер фауны, ламинарный тип слоистости и фактически полное отсутствие грубобломочного материала при большой длительности накопления осадков сви детельствуют о малой скорости осадконакопления и преимущественно депрессионном суббатиальном характере отложений. По формационным признакам и малой скорости осадконакопления (до 1 — 20 м/млн лет) эти отложения не могут относиться к собственно орогенным формациям. Их образование является первым свидетельством начала орогенических движений в прилегающих к востоку районах севера Урала и образования глубоководной впадины, мигрирующей перед фронтом орогенеза.

Считалось, что на Южном Урале и Приуралье зона переходных мергелей в основании комплекса формаций краевого прогиба формировалась в глубоководных условиях на западном континентальном склоне, которого не достигал поток терригенного материала с Урала (Голубева и др., 1978). По мере смещения оси краевого прогиба площадь отложения депрессионных толщ сокращалась, а затем была полностью заполнена орогенными формациями.

Эта позиция, за исключением представления о континентальном склоне, в целом приемлема для северной половины Урала. Формирование мергелистого горизонта, по нашему мнению, происходило в условиях мигрирующей перед орогеном суббатиальной впадины шельфа. Континентальным склоном этот фрагмент бассейна седиментации считать нельзя. Во-первых, он расположен на территории платформы, о чем свидетельствуют подстилающие формации, а во вторых, к позднему карбону—ранней перми в результате коллизии Палеоуральский океан был уничтожен и на его -87 месте располагалось аккреционное горное сооружение, т. е. склона континента уже не существовало.

Нижнемолассовая лагунно-морская сероцветная формация во Внутренней зоне Коротаихинской впадины сложена толщей кунгурского возраста мощностью до 600—1000 м, а в западной зоне впадины — поздн екунгурско уфимской толщей мощностью до 300—600 м. Скорости осадконакопления составляли соответственно до 100—170 и 60—100 м/млн лет. Формация представлена полимиктовыми плохо отсортированными терригенными породами, образованными в морских и меньше лагунных условиях. Петрографический состав обломков указывает на ее образование за счет размыва в основном сланцевой и вулканогенно-осадочной зон Урала. Для этой толщи характерны не только мелкие турбидитовые флишевые (размерами до первых десятков сантиметров), но и хорошо выраженные крупные ритмы (первые метры и десятки метров).

Верхнемолассовая континентальная формация имеет позднепермско-триасовый возраст и представлена глинами, алевролитами, песчаниками и конгломератами. Они образовались за счет размыва горного сооружения на территории вулканогенно-осадочной, сланцевой и карбонатной зон Урала, а также перемыва толщ Внутренней зоны краевого прогиба. Это свидетельствует о том, что горообразование в это время охватило западные районы Урала и Приуралья. Породы формировались преимущественно в континентальных речных и частично озерных условиях, и лишь в самых низах формации встречаются отдельные горизонты пород лагунно-морского происхождения.

Ритмичность толщи весьма отчетливая с преобладанием крупных ритмов от первых метров до первых десятков метров.

Важной отличительной особенностью формации является присутствие почти по всему разрезу углистых глин и углей, а также присутствие на юге Коротаихинской впадины в основании триаса покровов базальтов. Однако эти базальты не относятся к орогенным формациям и объясняются иными причинами — прохождением района над "горячей точкой" (Юдин, 1994, см. раздел 3.4).

Мощности нижней, позднепермской части формации в осевой части Коротаихинского прогиба достигают 3500, а во внешней — 1500 м, мощности верхней, триасовой части формации — 2800—1000 м (Атлас..., 1972).

Скорости осадконакопления в позднепермское время 70—180, а в триасовое — до 50—70 м/млн лет.

Вследствие разнофациальности разрезов, относительной бедности фаунистических остатков, а также отсутствия резких региональных литологических границ между ярусами и формациями миграция прогиба в позднепермско-триасовое время выявляется недостаточно отчетливо.

-88 3.4. ЭПИОРО ГЕННЫЕ ФО РМАЦИИ (K-KZ) Карская впадина — наиболее северная и погруженная часть Предуральского краевого прогиба. Слагающие впадину палеозойские батиальный и орогенный комплексы были интенсивно дислоцированы пайхойской складчатостью.

В результате северный фрагмент Предуральского краевого прогиба одновременно стал представлять собой и юго восточную часть Пайхойско-Новоземельской покровно-складчатой системы.

Самыми молодыми из дислоцированных палеозойских образований в Карской впадине являются сохранившиеся в отдельных синклиналях угленосные молассовые отложения казанского возраста (Гуськов и др., 1980).

Меловые отложения впервые были обнаружены Н. А. Куликом в 1910 г. в естественных выходах в верховьях р. Усы. А.

Д. Архангельский по его сборам установил нижнесенонский возраст пород по находкам Oxitoma tenuicostata Roem. В 1940 г. О. Л. Эйнор впервые описал выходы верхнемеловых пород среди зювитов в Карской впадине. Аналогичные отложения, охарактеризованные фауной, были установлены О. Л. Эйнором (1940) на р. Саа-Яхе. По его данным, эти породы были дислоцированы, что позволило ему выделить альпийскую фазу складчатости на Пай-Хое.

В 1942 г. К. Г. Войновский-Кригер по материалам своих наблюдений в районе р. Лемвы дал детальное петрографическое описание верхнемеловых отложений. Он впервые отметил мономиктовый состав терригенных образований и высказал предположение, что верхнемеловое море затопляло территорию современного горного Урала. В 1958 г. Б. Л. Афанасьев сформулировал идею об ингрессии позднемелового моря через пенепленизированный Полярный Урал. В 1958 — 1961 гг. у западной окраины Печорского угольного бассейна буровыми работами были выявлен ы нижнемеловые отложения, которые в 1963 г. описали Б. Л. Афансьев и В. И. Белкин.

К меловому времени Пайхойское складчатое сооружение было эродировано (Папулов, 1974) и слагающие его породы с резким угловым несогласием перекрыты фрагментами горизонтально залегающих толщ мезозойско кайнозойского возраста. В. И. Устрицкий (1953) установил, что позднемеловые отложения залегают на р. Саа-Яхе горизонтально, а принятые за меловые крутопадающие пласты в действительности представляют собой древнюю кору выветривания по пермским песчаникам и алевролитам. Сами верхнемеловые отложения представлены окремненными алевролитами и кремнями с двустворками, радиоляриями и другой морской фауной сантонского века (Иванова и др., 1957).


Меловые отложения развиты в Печорском угольном бассейне значительно шире юрских. К западу от поднятия Чернышева меловые осадки сплошным покровом перекрывают юру. У западного склона этого поднятия меловые отложения выходят на поверхность на отметках около +30 м, т. е. там, где и юра, с которой они образуют единую поверхность выравнивания, постепенно погружающуюся к северо-западу. Мощность меловых отложений постепенно увеличивается в том же направлении от 20 м в низовьях р. Макарихи до 300—500 м в верховьях р. Колвы.

-90 В районе Верх. Усы известно обширное поле развития исключительно верхнемеловых осадков, которые залегают с падением в запад-северо-западном направлении под углами 1 —3° (Маринов и др., 2002). Наибольшая мощность верхнемеловых отложений, вскрытых в одном разрезе, по данным В. И. Белкина (1970), равна 231.8 м.

Верхнемеловые отложения района Верх. Усы не приурочены к какой-либо особой впадине, а являют ся гигантским останцом, сохранившимся после размыва верхнемеловой толщи, протягивающейся по направлению к Западно Сибирской плите. Еще один район меловых отложений — Карская впадина.

Валанжинский ярус в районе Печорского угольного бассейна представлен глауконитовыми песками и крупнозернистыми алевролитами с прослоями темно-серых глин и глинистых алевритов, в западном направлении сменяющимися серыми глинистыми алевритами с линзами глауконитового песка. Все указанные породы содержат морскую валанжинскую фауну. Однако, по утверждению В. И. Белкина (1970), валанжинская трансгрессия не переходила восточнее поднятия Чернышева, о чем свидетельствует наличие непрерывного разреза континентальных отложений, отвечающих по возрасту концу верхней юры и всему нижнему мелу в Верхнероговской впадине.

Готерив-альбская толща представлена чередованием песков, алевритов и глин континентального происхождения с подчиненными прослоями бурых углей. Возраст описанной толщи на основании спорово-пыльцевых определений, проведенных А. И. Табачниковой и В. С. Дунаевой, определяется как раннемеловой.

Туронский ярус в Верхнероговской впадине представлен преимущественно глауконитовыми песками с прослоями светло-серых олигомиктовых песков. В основании яруса присутствуют базальные галечники. Мощность толщи 40—55 м.

Конъякский ярус широко развит в бассейне верхнего течения р. Усы. Представлен глауконититами, глауконитовыми и опоковидными песчаниками и алевролитами, глиноземистыми опоками. Контакты коньякских пород с подстилающими и покрывающими отложениями нечеткие, что обусловлено накоплением всех морских верхнемеловых осадков в ходе единого трансгрессивного цикла седиментации. Нижняя граница яруса проводится по появлению известковых фораминифер, верхняя — по появлению массовых Oxytoma tenuicostata Roem., являющихся характерным признаком вышележащих сантонских отложений. Мощность коньякских отложений колеблется в основном от 15 до 30 м.

Сантонский ярус — толща отложений мощностью 30—50 м. К сантону относится собственно окситомовый горизонт, т. е. зона максимального скопления раковин Oxytoma tenuicostata Roem. в преимущественно опоковидных породах, а также покрывающие и подстилающие его слои глауконититов. Глауконитит — порода, сложенная аутигенным минералом глауконитом, образующимся только при хорошей и длительной аэрации, что осуществимо при медленном захоронении осадка. Сантонские отложения присутствуют также в Карской впадине, где В. И. Устрицким и О. Л.

Эйнором описаны редкие выходы кремнистых пород с Inoceramus cardissoides Goldf., Oxytoma tenuicostata Roem., Actinocamax verus Mill.

Кампан-маастрихтские(?) отложения нерасчлененные, представлены преимущественно опоковидными песчаниками, реже глинистыми опоками и кремнисто-глауконитовыми песчаниками;

мощность толщи до 60—80 м. От нижележа щих пород она отличается большей насыщенностью кремнистым материалом. В самой верхней части толщи В.

И. Белкиным найдены единичные ростры Belemnitella (cf. lanceolata Schlth.), что свидетельствует в пользу маастрихтского возраста верхов толщи. Найденные в толще фораминиферы характерны для низов маастрихта Западной Сибири. Из более низких слоев И. Н. Семеновым определена Psamosphaera fusca Schulze, характерная для кампана Западной Сибири (Белкин, 1970).

Ватьярская свита — толща, сложенная поли- и олигомиктовыми песками, ритмично-полосчатыми с алевритами и глинами. Местами пески переходят в известковые песчаники.

-91 Ватьярские породы литологически сходны с готерив-альбской толщей более западных районов Печорского угольного бассейна, от которой она отличается обилием спикул и гемул губок, не встреченных в готерив-альбских породах, существенно иным характером спорово-пыльцевых спектров. Ближайшие возрастные аналоги ватьярской свиты известны на восточном склоне Урала, в бассейне Тольи и Ятрии. Эти породы наряду с ватьярской свитой представляют собой осадки периферической части позднемелового бассейна, существовавшего на территории Печорского бассейна и Полярного Урала (Белкин, 1970).

Выходы нижнемеловых отложений в ви де развала глыб были открыты в Карской впадине С. С. Флейшман ом в 1938 г. на р. Т арью. В августе 1986 г. В. В. Юдин обнаружил коренной выход нижнемеловых отложений на левом берегу р. Т алотаяхи-Карской, в 13 км выше устья ее правого притока — р. Хальмеръяхи (Юдин, Лодкина, 1992). Вскрытая мощность отложений 15 м. Они представлены рыхлыми галечниками, гравелитами и песками с косой слоистостью, сцементированными окислами марганца и железа, придающими им бурый цвет. Среди терригенных пород отмечены прослои рыхлого окисленного угля и фрагменты хорошо сохранившейся углефицированной древесины. Обломки в терригенных породах полимиктовые, слабоокатанные. Зерна песчаников преимущественно состоят из молочно-белого кварца и хрусталя (найдены даже мелкие ограненные кристаллы), а также кремнистых сланцев и песчаников. Среди зерен псефитов встречены обломки полимиктовых песчаников и алевролитов, аналогичных подстилающим пермским, кварцевых песчаников и кремнистых сланцев, сходных с девонскими отложениями в нижележаще м батиальном комплексе. Кроме того, в обломках в значительном количестве развиты породы, неизвестные в подстилающих толщах.

Это плотные коричневато-серые алевролиты и тонкослоистые моноолигомиктовые песчаники. Зерна песчаников в основном неокатанные кварцевые. Встречаются также неокатанные обломки полевого шпата, плагиоклаза, глауконита (до 5 —10 %), оолиты шамозита(?), фосфатизированные обломки фауны. Цемент песчаников фосфатный с выщелоченным при выветривании карбонатом. Состав обломков и слабая их окатанность свидетельствуют о близком источнике сноса на севере и о размыве там не только осадочных, но и вулканогенных пород. В настоящее время они, по видимому, находятся в акватории Карского моря (в Байдарацкой сутуре и за нею).

В описываемом обнажении были отобраны пробы на споро-пыльцевой анализ. По определению Л. П. Ильиной (Т имано-Печорское отделение ВНИГРИ), образцы свидетельствуют о континентальных условиях образования пород.

Возраст спорово-пыльцевых комплексов определен как раннемеловой (апт-альбский). Все отобранные образцы детально изучены в отделе стратиграфии ВНИИокеанологии Л. Б. Лодкиной, которая подтвердила и дополнила споро-пыльцевой комплекс апт-альбского возраста (Юдин, Лодкина, 1992).

Т аким образом, на северо-востоке Пай-Хоя установлены коренные выходы нижнемеловых отложений, залегающих с угловым несогласием на нижнепермских. Породы представлены полимиктовыми терригенными континентальными отложениями, свидетельствующими о размыве нижележащих толщ и неизвестных в районе вулканогенно-осадочных образований мезозойского возраста, видимо, располагавшихся в акватории Карского моря.

Угловое несогласие позволяет датировать завершение складчатости на Северо-Восточном Пай-Хое раннемеловым временем.

-92 Г Л АВА СТРУКТУРНЫЕ КОМПЛЕКСЫ 4.1. МО РФО ЛО ГИЯ СТРУКТУР УРАЛИД И ПАЙХОИД 4.1.1. КАРСКАЯ ВПАДИНА Приповерхностные тектонические структуры Карской впадины чрезвычайно сложны. Как отмечал один из первых ее исследователей, А. В. Хабаков, "словесная запись последовательности залегания здесь становится совершенно бесполезной. Приходилось, как правило, прибегать к сплошной зарисовке разрезов" (Хабаков, 1945, с. 39).

И действительно, из-за очень сложного строения большинство описаний структур впадины дает очень приблизительное и противоречивое представление об их строении. Почти необнаженные участки между реками не позволяют однозначно интерпретировать форму структур в плане, чем объясняется несхожесть геологических карт, составленных разными исследователями. Немногочисленные детальные зарисовки структур без точной их привязки к общей структуре и не расположенные вкрест простирания также сложны для интерпретации. Поэтому нами были выбраны наиболее обнаженные участки по рекам вкрест простиранию впадины, и по их глубоким каньонам сделаны детальные зарисовки, фото и фотопанорамы, которые перенесены на крупномасштабные полосовые геологические карты вдоль этих рек в масштабе 1:25 000. После неоднократного уменьшения разномасштабных рисунков и детальных разрезов составлялся сводный геологический разрез масштаба 1:100 000, в строении которого учитывались данные комплекса геофизических исследований. Такая методика телескопирования (метод "матрешки") позволила получить однозначную информацию о строении структур Карской впадины и более определенно трактовать ее строение (Юдин, 1992а, б).

Западная часть Карской впадины (Т абьюская, по Ф. И. Енцовой) у поверхности сложена пермскими отложениями, подошва которых погружается до глубин 6 км (см. рис. 2.1, 2.3). В северной части выделяются три крупные синклинали: Т алотинская, Лиуръяхинская и Т абьюская (см. рис. 2.3). Они имеют "пайхойское" простирание с погружением шарниров к северо-западу. Синклинали выполнены кунгурско-казанскими (Гуськов и др., 1980) угленосными отложениями, смятыми в серию складок шириной 200 — 400 м. В ряде случаев дислоцированность толщ настолько сложная, что не позволяет "увязать" структуры даже на небольшом расстоянии. А. В. Хабаков (1945) отмечал здесь микроскладки, внедрения в угольные пласты пород кровли и подошвы, рассланцевание угля, раздувы мощности и другие признаки, по которым можно предложить широкое развитие субпослойных надвигов (флэтов).

Составленный нами тектонотипический разрез по р. Т алотаяхе-Карской (рис. 4.1) и детальные разрезы, на которых было основано его построение (рис. 4.2—4.11), показали, что общая структура впадины определяется двумя сериями разрывов. Первая является ретронадвигом от Северо-Пайхойского надвига. Она состоит из нескольких сместителей с падением на юго-запад и выделяется в Эбетинскую ретрозону (см. рис. 2.3). Разрывы сопровождаются опрокинутыми на северо-восток принадвиговыми складками, сжатыми в 1.2—2.3 (в среднем 1.7) раза и размерами от нескольких метров до 1 км. Фронтальная часть ретронадвига осложнена субвертикальным левым сбросо-сдвигом и -111 небольшим взбросом (см. рис. 4.2,4.7). Таким образом, мнение о том, что в Карской впадине запрокидывание осевых плоскостей и наклон сместителей осуществляются лишь на юго-запад (Беляков, Дембовский, 1984), несправедливо.

Вторая серия разрывов представлена субпослойными надвигами. Во фронтальной части самых крупных из них встречены ретронадвиги и небольшие левые сбросо-сдвиги. Складки имеют тенденцию к запрокидыван ию на юго запад, хотя в тыловой части чешуи встречаются и симметричные. Их ширина увеличивается до 2—3, амплитуда — до 1.5 км. Степень сжатия структур не увеличивается на северо-восток, как считалось раньше, а уменьшается и в среднем составляет 1.6 (см. рис. 4.1—4.11).

Кливаж в породах развит весьма широко. Обычно он усиливается в зонах крупных разрывов, расположен перпендикулярно напластованию и имеет северо-западное субмеридиональное простирание. Положение клива жа в разных участках структур (см. рис. 4.2—4.11) позволяет полагать, что он формировался в основном до складчатости за счет мощного субгоризонтального стресса с северо-востока.

По данным сейсморазведки (Н. А. Хайдаров и др., 1986 г.), на территории западной половины Карской впадины отмечается относительно спокойное погружение ордовикско-девонских пород на северо-восток. В верхнем структурном уровне хороших отражений не получено, что связано с послойными срывами и сложными принадвиговыми складками, наблюдаемыми у поверхности.

Восточная часть Карской впадины, которую можно назвать Пэкучеяхинской, имеет еще более сложное строение (рис. 4.12—4.25). У поверхности она сложена послойно сорванными и интенсивно смятыми орогенными формациями верхнего карбона — нижней перми. В отличие от западной половины впадины здесь широко развиты структуры не только пайхой-ского, но и субмеридионального уральского простираний с падением сместителей надвигов и осевых плоскостей складок к востоку (Хабаков, 1945;

Енцова, 1981;

Юдин, 1992а).

В северной части сложная дислоцированность позволяет выделять лишь мелкие и си льносложные (в 1.8— раза) складки с разнонаправленной асимметрией, шириной от нескольких метров до первых сотен метров (см. 4.13— 4.19). Значительная, до 9 км, по данным сейсморазведки, толщина орогенного комплекса в совокупности с морфологией приповерхностных структур свидетельствуют о неоднократном сдваивании разреза по надвигам (см. рис.

4.12). Т ектоническое скучивание орогенных формаций происходило в структурах и уральского, -112 и наложенного пайхойского простираний. Видимо, это и привело к наиболее глубокому в Предуральском краевом прогибе погружению подошвы орогенного комплекса.

Зона сочленения восточной половины Карской впадины с Пайхойским шарьяж-антиклинорием ранее считалась в целом ненарушенной. Нами здесь выделен Северо-Пайхойский надвиг со сложными фронтальными дислокациями (см. рис. 2.1, 2.2). Т ак, на р. Каре, выше р. Мал. Серью, кроме асимметричных, опрокинутых на юго запад принадвиговых складок выявляются послойные срывы — флэты со сложно смятыми породами (см. рис. 4.25).

Основной срыв Северо-Пайхойского надвига прошел по толще, близкой к основанию орогенного комплекса формаций. Кроме послойных, здесь широко распространены секущие напластованные надвиги (рэмпы) и ретронадвиги, отмеченные на р. Пэтаркаяхе (рис. 4.26—4.29). Отмечаются также левые с двиги, сопровождаемые складками с крутопадающими шарнирами и более молодые гравигенные секущие сбросы (см. рис. 4.25). В автохтоне Северо-Пайхойского надвига структуры в основном имеют уральское простирание, а в аллохтоне — пайхойское (см.

рис. 2.1, 4.26). Это в комплексе со сложной морфологией приразрывных складок позволяет предполагать его значительную горизонтальную амплитуду.

Относительно симметрии общей структуры Пай-Хоя существуют самые противоречивые мнения.

Общепризнано лишь то, что осевые поверхности складок и сместители надвигов на юго-западном склоне Пай-Хоя преимущественно падают на северо-восток. Структура Северо-Восточного Пай-Хоя (Карской впадины) интерпретируется неоднозначно. Считается, что здесь преобладают падения осевых плоскостей складок и разрывов на северо-восток (Беляков, Дембовский, 1984), на восток (Енцова, 1981) и на юго-запад (Структура..., 1982). Есть мнение о разнонаправленной асимметрии (Эйнор и др., 1941) и развитии, как правило, симметричных складок, субвертикальных разрывов с чрезвычайно редко встречающимися надвигами (Иванова и др., 1957, с. 91;

Устрицкий, 1961). Соответственно этим мнениям, общая структура Пай-Хоя рассматривалась как моновергентный, дивергентный или симметричный "антиклинорий". Составленные нами тектонотипические разрезы показали, что асимметрия структур Северо-Восточного Пай-Хоя в целом такая же, как и Юго-Западного, и общую структуру поднятия можно рассматривать как моновергентный шарьяж-антиклинорий. Обратная асимметрия структур распространена локально и приурочена к ретронадвигу Северо-Пайхойского надвига. Восточные падения сместителей надвигов и осевых плоскостей складок связаны с дислокациями уралид и развиты только в восточной части Карской впадины, которую в палеогеографическом плане пермского прогиба можно рассматривать и как Внутреннюю зону Предуральского краевого прогиба.

-122 -124 Т аким образом, Карская впадина — наиболее северная, небольшая по размерам, сложная по структуре и глубоко срезанная эрозией отрицательная структура Предуральского краевого прогиба. Основой ее тектонического строения являются послойные и секущие надвиги и принадвиговые складки. Главные срывы происходят по поверхности, близкой к подошве орогенного комплекса формаций, по некомпетентым сланцевым толщам нижней перми, девонским сланцам и основанию осадочного чехла. В результате тектонического скучивания толщина пакета пластин орогенного комплекса увеличивается на северо-восток, достигая 9 км в восточной части впадины, где сдваивание разреза произошло за счет уральской, а затем пайхойской складчатости.

4.1.2. ПАЙХО ЙСКО Е ПОДНЯТИ Е Структура Пайхойского поднятия до недавнего времени интерпретировалась как образованный на месте классический антиклинорий, крылья которого сложены глубоководными и шельфовыми комплексами формаций с постепенными переходами (Дедеев, 1958;

Устрицкий, 1961;

Енокян, 1971;

Т имонин, 1978). Считалось, что "шарьяжи на Пай-Хое не установлены" (Пучков, 1979, с. 69). Впоследствии в ходе более углубленных формационных и геолого геофизических исследований появились данные, что строение этого района шарьяжное. Выявлено, что батиальный комплекс имеет тектонические контакты с карбонатным, далеко надвинут на него, а зоны перехода перекрыты аллохтоном (Дедеев и др., 1983;

Беляков, Дембовский, 1984;

Елисеев и др., 1984;

Беляков и др., 1985;

и др.).

Полученные нами материалы подтвердили и уточнили это положение (Беляев и др., 1989;

Юдин, 1990а, б, г, 1991а, б, в, 1992а). Пайхойский карбонатный параавтохтон, в свою очередь, по Южно-Пайхойскому надвигу надвинут на Припайхойскую зону Коротаихинской впадины, что подтверждено данными сейсморазведки (Журавлева, 1979;

и др.).

Карбонатные формации в междуречье Кары и Силова-Яхи, трактовавшиеся как устойчивый в течение палеозоя Кыкатыский выступ шельфа (Дедеев и др., 1983;

Беляков и др., 1985;

и др.), интерпретируется нами как Нерусовейское тектоническое полуокно крупного Карского (Пайхойского) сланцевого аллохтона (Беляев и др., 1989) (см. рис. 2.3). В полуокне среди шельфовых комплексов Г.Ф.Семеновым выде лен Выяшорский клипп, сложенный батиальными формациями (см. рис. 2.1, 2.3). Интерпретация этого района как выступа шельфа не соответствует ни общей сложной шарьяжной структуре, выявленной по геолого-геофизическим данным, ни формам современных шельфов, бровки которых обычно имеют плавные очертания.

Юго-восточное ограничение Пайхойского поднятия — Осовейский (Карский) надвиг — выделен A.B.

Хабаковым (1945а). В нашем понимании он является схождением в один двух высокоамплитудных надвигов: Главного Западно-Уральского и Фронтального. Наличие разрывов принималось не всеми исследователями. Т ак, по мнению Л. Н.

Белякова и Л. Т. Беляковой (1961), уральские структуры плавно и постепенно переходят в пайхойские, тем самым подтверждая свое единство. Т ак же, как В.И. Устрицкий (1956), они считали несогласие в этой зоне не тектоническим, а стратиграфическим. В последующих работах большинством принимается тектоническое происхождение контакта (Беляков, Дембовский, 1984а, б;

Беляков и др., 1986;

и др.). В его зоне фиксируются интенсивный кливаж, плойчатость, мелкие как линейные, так и брахиформные складки в зоне интерференции, послойные и секущие срывы уральского и пайхойского простираний. Наряду с этим сохранилось мнение о постепенном и согласном переходе уральских структур в пайхойские (Тектоническая карта Урала, 1986).



Pages:   || 2 | 3 | 4 |
 





 
© 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.