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 || 3 | 4 |

«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 ...»

-- [ Страница 2 ] --

Наиболее детальные геолого-геофизические разрезы через весь Пай-Хой составлены по линиям проведения сейсморазведочных и других работ (рис. 4.30). Согласно структурным построениям, амплитуда Главного Пайхойского надвига составляет здесь более 30 км, что вполне соответствует размерам Нерусовейского полуокна и в целом извилистой форме выхода на поверхность Главного Пайхойского надвига, свидетельствующим о большой (30—40 км) амплитуде перекрытия.

-125 -127 Пайхойский карбонатный параавтохтон в последние годы понимается не как крыло Пайхойского антиклинория, а как частично наблюдаемый фрагмент Южноновоземельско-Пайхойского шарьяж-антиклинория, почти полностью перекрытого на Пай-Хое сланцевым аллохтоном (Беляков, Дембовский, 19846). Он сложен преимущественно карбонатными формациями палеошельфа, дислоцированными в мелкие чешуи и разнопорядковые узкие изолированные складки, опрокинутые на юго-запад, осложненные взбросами и надвигами. Наиболее крупными здесь являются Буреданъюская антиклиналь и одноименная синклиналь, распложенные в юго-восточной части параавтохтона. К северо-западу и юго-востоку крупные структуры однозначно не выделяются, а мелкие имеют степень сжатия 1.6—2.5 (в среднем 2.0). В средней части Пайхойского поднятия карбонатный параавтохтон, по нашим данным, почти полностью перекрыт Главным Пайхойским надвигом (см. рис. 1.1, 2.1, 4.30А). Развитые во фронтальной части известняки, относимые ранее к шельфовым, представляют собой глубоководные карбонатные турбидиты, характерные для Карской сланцевой зоны (Беляев, 1987). Они подстилаются кремнисто-глинистыми сланцами верхнего девона, также относимыми к батиальному комплексу. Поэтому положение границы распространения этого комплекса и Главного Пайхойского надвига проведены с учетом этих данных (см. рис. 2.1).

Карский аллохтон, сложенный батиальным комплексом формаций, представляет собой наиболее крупную и сложнопостроенную дугообразную в плане антиформную структуру Пайхойского поднятия (см. рис. 2.1, 2.3, 4.30).

Наиболее дислоцированы юго-западная и юго-восточная его части, где в мелких изоклинальных чешуях и складках фиксируются самые большие значения сжатия — 2.8—3.0.

Северо-восточное крыло антиформы имеет относительно простое строение. Здесь последовательно выходят отложения от ордовика до девона, нарушенные лишь послойными срывами и относительно редкими секущими разрывами. Граница Карского аллохтона с Карской впадиной проводится нами по Северо-Пайхойскому надвигу.

Однако, рассматривая фактическое северо-восточное продолжение аллохтона, можно полагать, что Карская впадина, подстилаемая батиальным комплексом, одновременно является тыловой глубоко погруженной частью Карского аллохтона со столь же большой амплитудой перемещения относительно параавтохтона по Главному Пайхойскому надвигу. То есть все осадочные комплексы Карской впадины сорваны со своего основания (см. рис. 4.30) и перемещены с учетом палинспастической реконструкции на расстояние около 100 км.

В общей структуре Карского аллохтона четко выделяется относительно просто построенное дугообразное в плане Осевое поднятие, на основании чего она считается "антиклинорием". На северо-западе Осевого поднятия обособляется Амдерминская антиклиналь, а на юго-востоке — Силовская седловина или синклинальная зона (см. рис.

2.3). Последняя отделяет Осевое поднятие от Едунейского купола, в ядре которого также обнажены отложения нижнего ордовика и докембрийского фундамента. В северо-западной половине Осевого поднятия по данным геологических съемок выявлены кулисообразно расположенные крупные (5 —10)х(40—80) км) линейные принадвиговые антиклинали, опрокинутые на юго-запад (см. рис. 2.3). Синклинали здесь имеют более простое строение.

Юго-западное крыло рассматриваемой структуры настолько сложное, что его аналогов нет даже на складчатом Урале, за исключениям структур Лемвинского аллохтона. Т ектонотипический разрез по р. Хейяхе, составленный нами по детальным структурным построениям с учетом детального биостратиграфического расчленения разработанного большой группой стратиграфов и палеонтологов, позволил впервые конкретно отразить морфологию этой зоны (рис. 4.31, 4.32). Однако и детальные (построенные в масштабе 1: 25 000) геологические карты и разрезы не отражают всей сложности дислокаций. Более полное представление о них дают зарисовки с обнажений и фотопанорам (рис. 4.33—4.37).

-128 Их анализ позволяет считать, что сложное изоклинальное смятие практически одного и того же слоя на разрезах является результатом послойных срывов по выше- и нижележа щим пластичным горизонтам. При этом реальная структура еще сложнее из-за микродислокаций, широкого развития кливажа и с двигов, которые фиксируются как по зеркалам скольжения, так и по складкам с крутыми до вертикального положения шарниров.

На рис. 4.30—4.32 видно, что общую структуру района нельзя интерпретировать как крыло антиклинория.

Зеркало складчатости не воздымается здесь к Осевой зоне, как считалось ранее, а состоит из отдельных фрагментов, в пределах чешуй расположенных субгоризонтально и, в общем, наоборот, погружается к юго-востоку. Представление о крыле антиклинория создавалось при мелкомасштабных построениях за счет того, что в аллохтонах к северо-востоку на поверхность надвигами последовательно выведены все более древние породы. При этом значительная часть крыла антиклинория — это фрагмент совсем другой структуры (Пайхойского карбонатного параавтохтона). Поэтому в пределах Карского аллохтона антиформную структуру, сложенную пакетом чешуи, можно назвать шарьяж антиклинорием в понимании К. П. Плюснина (1971).

Т аким образом, юго-западная часть Карского аллохтона представляет собой серию послойных срывов, приуроченных к пластическим толщам ордовика, девона и верхнего карбона с дискордантным смятием мелких структурных уровней, разделенных послойными и секущими надвигами. Сложность строения настолько велика, что исключает возможность однозначного отражения на геологических картах и выделения относительно крупных структур. В целом эту зону можно интерпретировать как приразрывную, связанную с высокоамплитудным Главным Пайхойским надвигом.

В юго-восточной части Карского аллохтона повсеместно развиты еще более специфические структуры. Это связано с тем, что, во-первых, в пермско-триасовое время за счет уральского орогенеза здесь формировались субмеридиональные надвиги и складки Внутренней зоны Предуральского краевого прогиба, на которые в триасе — юре были наложены пайхойские дислокации северо-западного простирания;

во-вторых, с близостью сместителя Главного Пайхойского надвига, что следует из сложной формы выхода его на поверхность и подтверждается динамометаморфизмом развитых здесь толщ (Беляев и др., 1989).

Относительно простое северо-восточное крыло шарьяж-антиклинория в юго-восточной части имеет сложное строение (см. рис. 4.12, 4.20—4.29). Общее омоложение к северу возраста пород, выходящих на поверхность, отмеченное многими исследователями, при детальном изучении оказалось нарушенным не только многочисленными субмеридиональными уральскими складками, но и серией высокоамплитудных послойных срывов. Последние приурочены к глинистым сланцам среднего и верхнего девона, а также к терригенной толще верхнего карбона—перми (см. рис. 4.20—4.29).

Т аким образом, Пайхойское поднятие представляет собой две крупные, сложнопостроенные тектонические пластины, сложенные карбонатным комплексом палеошельфа и сланцевым комплексом континентального склона.

Внутренняя структура сланцевого аллохтона наиболее сложная. Она представлена серией послойно сорванных толщ, смятых в принадвиговые складки и разорванных секущими надвигами и левыми сдвигами с формированием чешуй дуплексов. Основные послойные срывы приурочены к некомпетентным толщам верхнего протерозоя, верхнего ордовика, девона, верхнего карбона и нижней перми.

4.1.3. КО РО ТАИХИНСКАЯ ВПАДИНА Структурные комплексы Коротаихинской впадины по поверхности байкальского фундамента представляют собой моноклинальное погружение от 5 км у поднятия Чернова до 10—14 км у Пайхойского поднятия (см. рис. 2.2, 4.38). На фоне этого погружения по вышележащим горизонтам от ордовика до перми — триаса выделяется четыре структуры второго порядка:

-132 -133 Припайхойская структурная зона, Хейягинская депрессия, Лабогейская моноклиналь и Верхневоркутинское поднятие, осложненное на юго-востоке приуральскими структурами Внутренней зоны краевого прогиба и переходящее на юге в поднятие Чернова (см. рис. 2.2—2.4) (Т ектоническая карта Урала, 1986).

Припайхойская зона (Полетаев и др., 1968) представляет собой сложнопостроенную часть Коротаихинской впадины, сформированную за счет мощного тангенциального сжатия с северо-востока. Отсутствие здесь глубоких параметрических скважин не позволяет достоверно привязывать и однозначно интерпретировать данные сейсморазведки, поэтому структура зоны трактуется либо как серия ступенчато воздымающихся к Пай-Хою блоков и дизпликатов (Беляков и др., 1985;

и др.), либо как последовательное погружение под Пайхойский аллохтон пакета изоклинально-чешуйчатых структур (см. рис. 4.30).

Границами Припайхойской зоны на северо-востоке является Южно-Пайхойский, а на юго-западе — Нядейтинский надвиги. По Южно-Пайхойскому надвигу значительная, более 15 км, часть впадины перекрыта Пайхойским аллохтоном (Журавлева, 1979). Амплитуда Нядейтинского надвига - около 10 км.

Проведенное детальное изучение структур Припайхойской зоны показало, что "разломно-блоковая" модель, построенная ранее по данным геолого-съемочных и тематических работ, является весьма упрощенной и не корректна.

Достоверность составленных нами геолого-геофизических разрезов (см. рис. 4.30Б, 4.31, 4.38), отражающих складчато надвиговую модель, подтверждается детальными геологическими картами и разрезами, составленными по зарисовкам обнажений и фотопанорамам (см. рис. 4.32—4.37, 4.39—4.50).

Наиболее сложное строение имеет часть Внутренней зоны, прилегающая к Пайхойскому поднятию. На крайнем северо-западе, на р. Гусиной (бывшей Ябтояхе), где А. А. Черновым (1936) выделялся простой стратотипический разрез гусиной свиты нижней перми, нами выявлена сложная чешуйчато-надвиговая структура (рис.

4.51 —4.53). Юго-восточнее, на р. Бельковской, нижнепермские отложения также сложно смяты и сорваны разнопорядковыми надвигами (рис. 4.54—4.58).

Далее к юго-востоку, на р. Бол. Т алоте, кроме обычных для рассматриваемой структурной зоны надвигов с восточным падением сместителей (рис. 4.39—4.65), широко развиты ныряющие надвиги, падающие на зап ад и внешне схожие со сбросами (см. рис. 4.40, 4.50, 4.55,4.63). Зона сочленения с Пайхойским поднятием осложнена здесь левым сдвигом, фиксируемым по зеркалам скольжения и складкам с субвертикально расположенными шарнирами (см. рис.

4.64).

В тектонотипическом разрезе по р. Хейяхе в зоне сочленения Коротаихинской впадины с Пайхойским поднятием развиты еще более сложные структуры (см. рис. 4.31, 4.32, 4.39—4.41). На месте относительно простой Мадагаюской антиклинали, выделеннной при геологической съемке, после детальных исследований нами выявлено крупное (4x15 км) Мадагаюское тектоническое окно: на р. Хейяхе, в 0.5 км выше устья Мадагаю Второй, наблюдается тектонический контакт, по которому сложнодислоцированные алевролиты нижней перми надвинуты по пологому сместителю на каменноугольные известняки (см. рис. 4.39). Ниже по реке обнажается толща известняков, по простиранию которых на руч. Бол. Пестанвож выходят интенсивно смятые нижнепермские отложения. Шарниры складок в последних не воздымаются, а погружаются в сторону известняков, что исключает пликативный вариант интерпретации (см. рис. 4.39). Далее на р. Мал. Пестанвож обнажается толща субгоризонтально залегающих известняков и через наблюдаемый тектонический контакт с пологим падением ныряющей части надвига на юго-запад вновь выходят интенсивно дислоцированные нижнепермские отложения. Выявленная в аллохтоне простая Пестанвожская антиклиналь — перспективный объект для поисков газовых залежей.

В зоне сочленения Приуральской и Припайхойской зон Коротаихинской впадины произошло наложение структур уральского и пайхойского простираний, в результате чего сформировались структуры интерференции с разнонаправленной асимметрией складок и присдвиговыми складками с субвертикально расположенными шарнирами (см. рис. 4.64).

-134 -140 - Локальные структуры Припайхойской зоны у поверхности представлены разнопорядковыми сильно сжатыми принадвиговыми складками, опрокинутыми к юго-западу. У поверхности коэффициенты сжатия структур составляют 1. —1.8, в среднем 1.5. С глубиной складки выпола живаются, переходя в послойные срывы по некомпетентным толщам орогенного комплекса, вследствие чего они слабо выражены в относительно простых изолиниях подошвы орогенных формаций (см. рис. 2.4).

Вне шняя структурная зона Коротаихинской впадины построена значительно проще. На ее юго-западе выде ляется Лабогейская (Вашуткинская) моноклиналь с постепенным и пологим (3 — 8°) погружением подошвы орогенного комплекса от 0 до 5 км (рис. 4.66). Лишь в северо-восточной ее части фиксируется четыре принадвиговых локальных антиклинали. На большей территории Лабогейской моноклинали в разрезе орогенного комплекса сокращены мощности нижнепермских и частично или полностью выпадают верхнепермские отложения (Вассерман и др., 1978). Это связано с обширным палеоподнятием, известным как палеосвод Зенченко. Палеосвод не укладывается в структуру тангенциального сжатия и связан с вышеописанными процессами формирования мантийного плюма. Прилегающая с северо-востока Хейягинская депрессия представляет собой наиболее погруженную часть впадины. Глубины до основания орогенного комплекса достигают здесь 7 км, а до фундамента — 10—12 км. У поверхности развиты удлиненные локальные скла дки, ди зпликаты и чешуи, ограниченные взбросами и надвигами северо-западного простирания. Большинство из них, в том числе крупный Центрально-Коротаихинский надвиг, выражены только в орогенном комплексе. Длина локальных структур составляет 4—23 км (в среднем 12 км), ширина — 1 —9 км (в среднем 3 км) и амплитуды 100—500 м (в среднем 340 м).

Верхневоркутинское поднятие расположено на юго-восточном продолжении Хейягинской депрессии и Лабогейской моноклинали (см. рис. 2.4,2.5). По данным сейсморазведки, оно представляет собой серию взбросо-надвигов и связанных с ними крупных субширотных складок, выводящих на поверхность пермские отложения. Размеры складок -149 достигают 5x40 км, амплитуды — первых сотен метров. В нижележа щем карбонатном комплексе дислокации не выражены, что связано с послойным срывом в основании орогенного комплекса.

Одни из главных структурных элементов Коротаихинской впадины, по нашим данным, — послойные срывы.

Они приурочены преимущественно к некомпетентным толщам, развитым в подошве орогенного комплекса и низах осадочного чехла. Кроме главных, встречаются менее крупные послойные срывы, приуроченные к пластам углей и углистых аргиллитов, являвшихся хорошей смазкой при перемещении аллохтона (см. рис. 4.45, 4.54). Уголь в зонах срывов превращен в чешуйки с ярким блеском. Листочки перетертого угля часто встречаются в сместителях надвигов угленосных отложений. Кроме того, срывы часто происходят по пачкам тонкого переслаивания известняков с алевролитами и слоям алевролитов (см. рис. 4.44, 4.60, 4.61).

Послойный срыв в основании орогенного комплекса приурочен к аргиллитовой толще гусиной свиты артинского возраста, хотя тектоническому воздействию часто подвержены и нижележащие известняки и вышеле жащие песчано-глинистые толщи. Срыв выражен в резко дискордантном смятии пород пермско-триасового орогенного комплекса по сравнению с известняками шельфового комплекса (см. рис. 4.39,4.40). Это подтверждается данными сейсморазведки, согласно которой, в Коротаихинской впадине в целом четко установлены два резко различных структурных уровня: сложнодислоцированный пермско-триасовый и более простой каменноугольно-девонский (см. рис.

4.66), (Ростовщиков и др., 1988). Тектонические контакты над кровлей карбонатных отложений, по нашим наблюдениям, развиты почти повсеместно, а стратиграфические являются редким исключением (см. рис. 4.55). Один из примеров послойного срыва — участок на р. Бол. Т алоте, где, по данным всех предшествующих исследователей, контакт нижнепермских терригенных отложений и среднекаменноугольных известняков считался стратиграфическим, а развитые на контакте конгломераты — осадочными. О тектоническом происхождении этих конгломератов, по нашему мнению, свидетельствуют: удлиненная (до 1:10) форма обломков, их состав и возраст, наличие зеркал скольжения, рассланцевания, стилолитоподных швов по периферии "галек", часто почти полное отсутствие цемента, в результате чего крупные (до 1.5 м) обломки как бы вдавлены друг в друга. В толщу конглобрекчий и нижележащи х известняков вдавлен ы сверху тектонические клинья, сложенные рассланцованными алевролитами из артинской терригенной толщи.

Среди обломков в конглобрекчиях отмечены не только породы нижележащих толщ довольно большого стратиграфического диапазона (от девона до верхнего карбона), но и обломки алевролитов из вышележащей толщи, которые тогда еще не образовались. Это не укладывается в "осадочную" концепцию генезиса. Перекрывающая конглобрекчии толща песчаников и алевролитов беспорядочно смята в изоклинальные скла дки, разорвана разрывами и местами напоминает меланж (см. правую часть рис. 4.60). Сложная дислоцированность в пермских отложениях -150-151- ( с рис. 4.66) совершенно не согласуется с пологим, по данным сейсморазведки, положением отражающих горизонтов (см. рис. 4.59).

Все это позволяет считать генезис конглобрекчий и контакт перми и карбона тектоническими.

Еще более интересен послойный срыв в нижней части осадочного чехла (детачмент), по которому, по нашим данным, почти весь чехол Коротаихинской впадины сорван и перемещен к юго-западу (Юдин, 1992а, б). Основанием для такого вывода являются следующие данные. Вдоль всей юго-западной части впадины проходит крупный Вашуткино-Т алотинский надвиг. Во фронтальной части его аллохтона на расстоянии 200 км на поверхность выведены нижнесилурийские отложения, которые надвинуты на пермско-триасовые и меловые (см. рис. 2.1, 4.38). Амплитуда надвига, по данным сейсморазведки, бурения и интерпретации грави- и магнитометрических съемок, достигает 18 км (Запорожцева и др., 1986). Т акая же амплитуда получена и по нашим структурным построениям с использованием геолого-геофизических материалов (см. рис. 4.38). В кровле ордовикских отложений более южных районов, на Кочмесской структуре, бурением вскрыты соленосные отложения. Наличие таких же толщ предполагается в верхнем ордовике по характерной волновой картине на сейсмопрофилях и в рассматриваемой зоне (Щусь, Москалюк, 1988).

Соленосные отложения, обладая большой пластичностью, являются хорошей смазкой для столь высокоамплитудного перемещения. Учитывая то, что глубоко погруженные толщи в Коротаихинской впадине залегают субгоризонтально, а вышеле жащие более сложно дислоцированы, интерпретировать глубинное строение региона можно лишь допуская наличие высокоамплитудного срыва на всей территории впадины. Большая амплитуда Ва шуткино-Талотинского надвига, по нашему мнению, прослеживается на глубине так же, как и амплитуды пайхойских надвигов, до Байдарацкой сутуры. Иначе нельзя составить геометрически возможный сбалансированный разрез, выдерживающий палинспастическую развертку. Почти весь осадочный чехол Коротаихинской впадины смещен на десятки километров к юго-западу относительно ордовикско-докембрийских отложений, и строение ее по наличию послойного срыва аналогично Косью-Роговской впадине (Юдин, 1985а, 1992в, 1994).

4.1.4. ПОДНЯТИЕ ЧЕРНОВА Под поднятием Чернова большинство исследователей понимают крутую узкую положительную структуру, разделяющую Коротаихинскую и Косью-Роговскую впадины Предуральского краевого прогиба, а на северо-западе — Коротаихинскую впадину и Варандей-Адзьвинскую структурную зону (см. рис. 2.2, 2.4). Поднятие имеет дугообразную в плане форму, широтное до северо-западного простирание и прослеживается на суше при ширине 10—15 км на расстоянии 250 км. На юго-востоке оно сочленяется с Западной структурной зоной Урала, а на северо-западе прослеживается в акватории Баренцева моря на островах Бол. и Мал. Зеленец, Долгий, Голец и Матвеев (Енокян, 1973;

Структура..., 1982;

и др.).

Представления о природе, строении и тектоническом районировании поднятия Чернова довольно противоречивы.

Т ак, одна группа исследователей понимает поднятие лишь как восточную половину общей структуры, причем в последние годы этот фрагмент стал интерпретироваться как продолжение дугообразного поднятия Чернышева (Т арбаев и др., 1984). Западную же половину структуры называют Ва шуткинско-Т алотинским односторонним горстом (Запорожцева, Прохоров, 1978;

Журавлева, 1979), или Вашуткинско-Талотинской складчато-надвиговой зоной (Щусь, Москалюк, 1988). Другая группа исследователей утверждает, что поднятием Чернова следует считать всю структуру, хотя она несколько отличается по строению (Структура..., 1982). Недавние представления о том, что поднятие состоит из цепочки простых антиклиналей, горстов и представляет собой инверсированный вал с предшествующим авлакогеновым развитием (Журавлева, 1979;

и др.), после проведения дополнительных сейсморазведочных работ и глубокого бурения были изменены.

-152 Вдоль поднятия выявлены и перебурены рядом скважин крупные надвиги: Вашуткинско-Т алотинский, оперяющие Т алотинский и другие, выводящие на поверхность доорогенные комплексы силура — карбона. Амплитуда главного надвига, ранее считавшаяся равной 1—2.5 км (Т имонин, 1975), после проведения глубокого бурения и переинтерпретации материалов сейсморазведки оценивается Т. К. Щусь в разных участках от 12 до 18 км.

Время формирования Вашуткинско-Талотинского надвига, определенное по наличию в поднадвиге меловых отложений, датируется как позднемеловое или послемеловое (Щусь, Москалюк, 1988). Прилегающее с юга поднятие Чернышева имеет более древний позднетриас-юрский возраст, фиксируемый там угловым несогласием (Горский, 1960;

Т имонин, 1975). По этой причине поднятие Чернова рассматривается нами как единая зона, которая в субширотной половине была частично сформирована ранее как северная часть дугоообразного в плане поднятия Чернышева (поздние уралиды), а затем в позднем мелу в результате заключительных движений пайхойской складчатости деформирована как единая дугообразная структура.

Северо-западная половина поднятия Чернова (от стыка с поднятием Чернышева) имеет относительно простое строение и представляет собой крупную чешую с моноклинальным погружением пород на северо-восток под углом 10—30° (см. рис. 4.66). Аналогичное строение прослеживается, по данным морской сейсморазведки, в акватории Баренцева моря. Лишь у побережья, в нижнем течении р. Бол. Талоты, зафиксирован сейсморазведкой и перебурен скв.

ВК-2 встречно падающий взбросо-надвиг, под которым вскрыты меловые отложения. В автохтоне Вашуткинско Т алотинского надвига и выделяемом Т. К. Щусь параавтохтоне (Рогов и др., 1988;

Щусь, Москалюк, 1988) сейсморазведкой выявлены семь локальных приразрывных линейных антиклиналей. Они имеют небольшие размеры (0.5х(1—2) км) и амплитуды, составляющие первые сотни метров. По мнению ряда авторов, складки объединяются в Нядейтинский, Сарембойский и Медынский валы, или Т алотинский автохтонный вал (Структурно-тектоническая карта..., 1988).

Юго-восточная половина поднятия Чернова имеет более сложное строение, что обусловлено двумя указанными этапами ее формирования. В целом это приразрывная клиновидная структура, ограниченная двумя встречно падающими надвигами, по которым карбонатные толщи поднятия надвинуты на орогенные формации Коротаихинской и Косью-Роговской впадин краевого прогиба. Надвиги осложнены поперечными и диагональными нарушениями надвиго-взбросового и левого сдвигового типов, в результате чего сформированы несколько блоков-чешуй. К северному разрыву, по сути представляющему собой продолжение Западно-Чернышевского надвига, приурочены крупные приразрывные скла дки-ди зпликаты — Аячьягинская и другие размерами 7x12 км и с амплитуда ми 1 —2 км.

Северные крылья с кла док отсутствуют или сильно нарушены, а сами складки надвинуты на пермские отложения Коротаихинской впадины.

Во фронтальной части Вашуткинско-Талотинского надвига на протяжении более 200 км на поверхность выходит узкая полоса силурийских отложений (см. рис. 1.2). В нижележа щей толще, по данным сейсморазведки, отмечается волновая картина, характерная для соленосных отложений, которые вскрыты южнее, на Кочмесской структуре (Щусь, Москалюк, 1988). Это позволяет считать Вашуткинско-Т алотинский надвиг выходом на поверхность высокоамплитудного регионального послойного срыва, по которому в позднемеловое время был сорван по пластичной толще позднеордовикского возраста почти весь осадочный чехол Коротаихинской впадины (см. разрез на рис. 1.2). Как отмечалось ранее, на глубине большая горизонтальная амплитуда надвига может быть погашена лишь в Байдарацкой сутуре (зоне палеосубдукции и поддвига). Т олько такая интерпретация позволяет восстановить донадвиговое положение толщ, а следовательно, она возможна геометрически (Юдин, 1990).

Представление о том, что сместитель надвига с глубиной становится крутопадающим и переходит в "разлом глубокого заложения", разделяющий блоки фундамента (Структура...,1982;

Т ектонические критерии..., 1986;

Щусь, -153 Москалюк, 1988;

и др.), некорректно. При осмыслении глубинного строения в ходе палинспастической реконструкции возникает вопрос, где находятся отложения нижних горизонтов чехла и фундамента площадью более 3000 км2, на которых лежали ныне надвинутые на 12—18 км толщи среднего-верхнего палеозоя. Аналогичное строение в виде выходов на поверхность послойных срывов имеют и крупные валы Варандей-Адзьвинской структурной зоны (валы Сорокина, Гамбурцева, Сарембойский).

Т аким образом, поднятие Чернова интерпретируется нами как принадвиговая бескорневая структура, частично осложненная ретронадвигом и сформированная в результате выхода на поверхность послойного срыва в чехле Коротаихинской впадины, приуроченного к некомпетентной толще верхнего ордовика. В восточной половине в результате наложения на аналогичную, но более древнюю зону послойного срыва Западно-Чернышевского надвига поднятие Чернова в разрезе имеет клиновидную форму, ограниченную этим и Вашуткинско-Талотинским надвигами.

4.1.5. СОЧЛЕНЕНИ Е СТРУКТУР ПАЙ-ХО Я И ПО ЛЯРНО ГО УРАЛА Проблема взаимоотношений структур Северо-Уральской и Пайхойской складчато-надвиговых областей имеет многолетнюю историю. В полемике по этому вопросу в разные годы участвовали И. П. Атласов, Л. Н. Беляков, Л. Т.

Белякова, К. Г. Войновский-Кригер, С. Н. Волков, П. С. Воронов, В. А. Дедеев, Б. Я. Дембовский, А. М. Иванова, Г. Ф.

Марков, Б. Я. Осадчев, В. Н. Пучков, В. И. Устрицкий, А. В. Хабаков, Н. С. Шатский, О. Л. Эйнор и др. (см. главу 1).

Основной предмет спора заключается в том, является ли Пай-Хой самостоятельной структурой или же представляет собой продолжение или виргацию уральских структур.

В результате анализа работ предшествующих исследователей и личных наблюдений мы считаем, что на доорогенном этапе территория Урала и Пай-Хоя представляла собой единую пассивную окраину Евроамериканского континента, где формировались аналогичные формационные зоны: шельф, континентальный склон и континентальное подножье с характерными для этих зон типами осадков. Однако заключительный колли зионный этап вдоль пассивной окраины этого континента проходил не одновременно, а с существенным запозданием в пайхойской части (Юдин, 1991д, 1992, 1994;

Пучков, 1996;

Тимонин, 1998).

Зона сочленения структур Пай-Хоя и Полярного Урала охватывает широкую полосу, занятую субмеридиональным отрезком р. Кары, где наблюдается настоящая "борьба" ориентировки структурных планов — пайхойского и уральского (см. рис. 1.2). С юга на север в этой полосе выде ляется ряд брахиформных структур:

Сизимъюнкошорская, Нижнелядгейская, Среднекарская и др. (Т имонин, 2001). Первые две из них в южной части ориентированы в полярно-уральском направлении, а в северной — принимают пайхойскую ориентировку.

Среднекарская брахискладка и расположенные к северу от нее структуры полностью "повернуты" в пайхойском направлении.

4.1.6. ЗАПАДНАЯ СТРУКТУРНАЯ ЗО НА ПО ЛЯРНО ГО УРАЛА Отложения, развитые в этой зоне, традиционно разделяются на два структурных этажа, известных как доуралиды (докембрийские структуры в протерозойско-раннекембрийском основании) и уралиды (дислокации в позднекембрийско-триасовых комплексах). Западная структурная зона неоднородна в структурном отношении. В ее пределах выделяются элементы неуральского простирания, именуемые поперечными поднятиями и опусканиями, границы между которыми в полярно-уральской части имеют субширотные простирания (Структура..., 1982).

-154 С севера на юг выделяются следующие элементы: Байдарацкое опускание, Оченырдское поднятие, Верхнеусинское опускание, Собское (Харбейское) поднятие.

Байдарацкое опускание является определяющей структурой рассматриваемого района зоны сочленения Пай Хоя и Полярного Урала. Сложено интенсивно дислоцированными вулканогенно-осадочными образованиями раннепалеозойского возраста. В его составе выделяются две СФЗ: Оюяхинско-Т алотинская (шельфово-батиальная) и Нундерминская (батиально-абиссальная) (Гитев, 1988) (рис. 4.67).

Рассматриваемая структура размером 40x120 км, вытянутая в северо-западном направлении — результат длительной эволюции от рифтогенеза и спрединга до коллизионного орогенеза. На этой территории разными авторами выде лялись: Байдарацкий периклинальный прогиб (Охотников, 1975), Т алота-Пайпудынский синклинорий (грабен синклинорий) (Грязнов и др., 1986) и др. При более детальных исследованиях ни антиклинорная, ни синклинорная структура здесь не подтвердились, более корректными представляются тектонические построения Л. Н. Белякова с коллегами (1987 г.), уточненные после проведения детальной геологической съемки А. С. Микляевым с коллегами в 1988 г., по результатам которых на территории Байдарацкого опускания выделяется одноименный аллохтон со сложной складчато-надвиговой структурой. На западе и юго-западе батиальные формации, слагающие аллохтон, ограничены разломом субпайхойского простирания, названного А. В. Хабаковым (1945) Осовейским. В сместителе надвига развит тектонический меланж (перешеек озер Кыка-Т ы), а в аллохтоне — сильно сжатые до изоклина льных скла дки, опрокинутые на запад и юго-запад (Т имонин, 1992).

Восточная граница с Харбейским выступом фундамента скрыта под чехлом мезозойско-кайнозойских отложений. Северо-восточное ограничение опускания расположено в акватории Байдарацкой губы и проходит вдоль выде ляемой по геофизическим данным Байдарацкой коллизионной сутурой, известной ранее как Байдарацкий глубинный разлом.

Полярноуральско-Талотинским надвигом Байдарацкий аллохтон разделяется на Западный и Восточный покровы, в которых выделяется серия пластин, состоящих из чешуи. Амплитуды надвигов, ограничивающих пластины и покровы, оцениваются от первых до 20 км, а Фронтального надвига, исходя из положения Карско-Нерусовейского полуокна — не менее 50—60 км.

Западный покров (40x60 км) у поверхности сложен отложениями батиального комплекса от позднекембрийско ордовикского до каменноугольного возраста, которые перекрыты нижнепермским орогенным флишем. А. С.

Микляевым в покрове выде лены Западно-Осовейская и Осовейско-Талотинская тектонические пластины, разделенные Осовейским надвигом. Последний перебурен скв. КС-52 глубиной 108 м, в которой под среднедевонско нижнекаменноугольными отложениями аллохтона после 50-метровой зоны милонитизации с глыбами-кластолитами ненарушенных пород (меланжа) вскрыты более молодые нижнепермские орогенные формации (кечьпельская свита).

Исходя из положения Карско-Нерусовейского тектонического полуокна и учитывая данные интерпретации гравитационного поля (в частности несовпадение северо-западного простирания структур аллохтона и простирания аномалий, отражающих структуры параавтохтона), можно полагать, что шельфовый комплекс формаций подстилает Байдарацкий аллохтон до сутурной зоны. Вдоль Байдарацкой сутуры у побережья Байдарацкой губы известны выходы коллизионных магматических пород позднепермско-триасового (раннеюрского?) возраста. Это диориты, монцониты и граносиениты Т орасовейского комплекса, выходящие на поверхность и вскрытые скважинами в районе островов Торасовей и Левдиев, известные в восточной части Карской впадины (Пономарев, Романова, 1983;

Государственная..., 2000). По данным магнитометрических работ, аналогичные породы развиты и в восточной части Байдарацкой губы, в районе устья р. Байдараты. Близкие по составу породы в 1909 г. обнаружены у северо-восточного замыкания Едунейского купола, где они позже были описаны М. В. Фишманом и Н. П. Юшкиным (1976).

-155 -156 Восточный покров (40x80 км) у поверхности сложен нижнепалеозойскими эффузивно-кремнисто-сланцево терригенными отложениями батиального комплекса. В западной части породы прорваны Левдиевско-Хуутинским (Т алотинским) поясом даек габбро-диабазов, падающим к востоку под углом около 45° (описание талотинского комплекса приведено в главе "Магматизм" работы "Государственная геологическая карта Российской Федерации" (2000)). Субвулканические тела комплекса (силлы и штоки) пространственно располагаются в ареалах проявления вулканизма, максимально распространены в нижнем течении рек Ююяхи, Харапэшор, Осовейяхи;

субинтрузивные (согласные и секущие дайки размерами (10—75)х(250—500) м) контролируются линейными зонами разломов северозападного простирания в междуречье Оюяхи и Мянгынголаваяхи.

Среди вмещающих отложений, с которыми породы талотинского комплекса активно контактируют, наиболее поздний возраст (по конодонтам) — основание среднего ордовика.

Среди гипабиссальных образований Елецкой СФЗ выделяются габброиды неустановленной принадлежности и ограниченного распространения вдоль северо-восточного склона гор Константинов Камень и Мал. Минисей. Они картируются среди пород малопайпудынской свиты в виде серии линейных тел ((25 —125 м)х(0.4—1.0 км)).

Единичные интрузии габбро-диабазов известны среди терригенно-карбонатных образований к северо-востоку от оз.

Емынлор.

О че нырдское поднятие размером 70x80 км расположено на юго-восточном продолжении Пайхойского поднятия. Границей Оченырдского поднятия на западе является Главный Западно-Уральский надвиг (см. рис. 1.2), горизонтальная амплитуда которого составляет 15 км (Юдин, 1994;

Т имонин, 2001).

У поверхности структуры Оченырдского поднятия сложены формациями шельфового комплекса и расположенными в аллохтонах батиального комплекса. Аналогом Западной структурной подзоны Верхнеусинского опускания и его северным приподнятым продолжением является Верхнекарский (Приоченырдский или Парусщельяшорский) аллохтон, сложенный батиальным комплексом (Т имонин, 2001). В Приоченырдском аллохтоне развиты сложные чешуи, дизпли каты и интенсивно смятые складки, имеющие как уральское, так и пайхойское простирание.

Оченырдский выступ — крупная (25x60 км) антиформная структура с сорванным по надвигу западным крылом.

У поверхности сложена рифейско-вендскими породами фундамента и лишь местами сохранившимися в узких сжатых синклиналях несогласно залегающими нижнеордовикскими отложениями. На севере выступ ограничен Себета-Хуутинским разрывом пайхойского простирания. Еще севернее развита серия интенсивных складок и дизпликатов в основном северо-западного простирания (к примеру, антиклиналь Константинова Камня с крыльями, падающими на северо-восток под углом 30—40°).

К востоку от Оченырдского выступа фундамента расположена Саурейская синклиналь, сложенная шельфовыми комплексами ордовика. Ее западное слабодислоцирован-ное крыло полого погружается к востоку. Восточное крыло, наоборот, крутое (до опрокинутого), частично перекрыто сланцевым Пайпудынским аллохтоном и осложнено разрывом вдоль Лекынтальбейского выступа (антиклинали). Последняя представляет собой крупную (10x30 км) брахиструктуру уральского простирания. В ее своде на поверхность выведены интенсивно дислоцированные породы фундамента, которые перекрыты эрозионно-тектоническими выступами, останцами и другими фрагментами Пайпудынского сланцевого аллохтона. Последний непрерывной полосой протягивается вдоль восточного края Оченырдского поднятия и на севере сочленяется с более обширным Байдарацким аллохтоном.

Брахиформность структур, сложенных щельфовым комплексом на Оченырдском поднятии, объясняется ундуляцией шарниров вследствие интерференции. Степень переработки уралид пайхоидами нарастает в северном направлении, достигая максимума за Себета-Хуутинским разломом. Сложная конфигурация Фронтального надвига, -157 подстилающего сланцевые аллохтоны и их останцы, свидетельствует о том, что почти вся территория Оче нырдского поднятия была перекрыта пластиной, сложенной батиальными и орогенными комплексами, которые впоследствии были почти полностью размыты. Это подтверждается и преимущественно силицитовым составом орогенных псефитов, образованных вследствие размыва этих аллохтонов.

Ве рхне усинское попе ре чное опускание расположено на юго-восточной периклинали Коротаихинской впадины и имеет форму вытянутого ромба размером 50x100 км. Структура представляет собой относительно погруженный под влиянием пайхойских дислокаций фрагмент Уральской складчато-надвиговой области (см. рис.

1.2, 4.68).

- В пределах рассматриваемого опускания выделяются следующие структурные единицы: Хасырейская зона линейных складок и Бадьяшорская седловина.

Хасырейская зона у поверхности сложена не только шельфовыми ордовикско-каменноугольными, но и орогенными нижнепермскими формациями. Выделяется ряд субмеридиональных узких линейных принадвиговых складок, от опрокинутых на запад до лежачих. Приповерхностные структуры аллохтонные, под ними, по данным сейсморазведки, прослеживаются средне-поздепалеозойские, возможно и орогенные, раннепермские формации. Амплитуда Главного Западно-Уральского надвига, по Л. Н. Белякову, составляет здесь 15 км. Аллохтонные складки и дизп ликаты принадвиговые. Они расположены в чешуях шириной 2 км. По данным сейсморазведки, под сложными аллохтонными складками, например Илейшорской, в аллохтоне известны крупные пологие структуры, такие как Подилейшорская. В целом морфология дислокаций Западной подзоны весьма сходна с таковой в западных структурных подзонах других поперечных опусканий Урала. Можно полагать, что и здесь основной срыв подстилающего надвига приурочен к некомпетентной толще нижнего карбона, так как во фронтальных дислокациях более древние породы не встречаются.

Бадьяшорская седловина отделена от Хасырейской зоны надвигом, который прослеживается более чем на 50 км и на севере совпадает с Карским надвигом. На поверхность в Бадьяшорской седловине выведены более древние, преимущественно ордовикские, отложения рифтогенной формации шельфового комплекса. В целом они относительно слабо дислоцированы (Дембовский и др., 1981). Исключение составляют мелкие и зоклинальные "скла дки с ложенного слоя", описанные в работах Б. Я. Дембовского на участке р. Кары при выходе из гор. Это небольшие (ширина складок — первые метры) изоклинальные остроугольные опрокинутые на восток складки с субгоризонтальной поверхностью зеркала складчатости (Т имонин, 2001). Коэффициент сжатия их весьма значителен — до 2.5, тогда как в макроструктурах он не выше 1.5. Более мелкие дискордантные интенсивные складки такого типа проявлены в некомпетентых алевролитах, которые перекрываются и подстилаются компетентными пологозалегающими конгломератами и кварцитопесчаниками ордовикского возраста. Эти структуры свидетельствуют о наличии в ордовикских отложениях широкомасштабных послойных срывов. На наличие крупных надвигов указывают мелкие дискордантные принадвиговые скла дки, выявленные в каменноугольных известняках на р. Мал. Усе (рис. 4.68).

Собское попе ре чное поднятие ((40—60)х60 км) — одна из самых маленьких поперечных структур в Западной структурной зоне Урала. Его структура представлена двумя крупными брахиантиклиналями: Енганэпэйской и Манитанырдской, в ядрах которых выходят отложения фундамента, отделенные от чехла угловым и азимутальным несогласиями. В разделяющей их Нияюской синклинали и на востоке Собского поднятия сохранились фрагменты аллохтона, сложенного батиальным комплексом (Нияюский тектонический выступ и Пайпудынский аллохтон). Эти структуры детально описаны в работах Л. Н. Белякова, К. Г. Войновского-Кригера, Б. Я. Дембовского, А. С. Перфильева, В.

Н. Пучкова, М. А. Шишкина и других, отражены на всех существующих геологических картах.

На западе поднятие ограничено зоной Главного Западно-Уральского надвига, на востоке — региональным разрывом, по которому породы фундамента частично надвинуты на Пайпудынский аллохтон. Северное и южное ограничения, как и в других поперечных поднятиях, нерезкие и условно проводятся по зоне погружения указанных брахиантиклиналей. К северо-западу от поднятия, в Предуральском краевом прогибе, расположены положительные структуры Воркутинской ступени и поднятия Чернова (см. рис. 1.2, 2.4). Это наводит на мысль о генетическом единстве всех этих структур, имеющих в целом северо-западное пайхойское простирание. Брахиформность и куполообразность крупных структур в их пределах можно рассматривать как результат интерференции (наложения) на северо-восточные полярноуральские деформации северо-западных пайхойских.

Енганэпэйская антиклиналь — крупная (20x50 км) брахиструктура, в ядре которой выходят породы байкальского фундамента, а в крыльях — шельфовые комплексы ордовикско-девонского (а на западном и каменноугольного) возраста. Западное крыло складки наклонено под углами 40—60°, восточное, более пологое, — под углами 20—40°. Вследствие асимметрии осевая плоскость структуры падает к востоку под углом 70°. Крылья осложнены взбросами и крутыми приразрывными складками.

Нияюская синклиналь (10x50 км) расположена восточнее. Она сложена у поверхности шельфовым комплексом, перекрытым по Фронтальному надвигу батиальными формациями. Последние образуют здесь длинный одноименный тектонический выступ-клипп, связанный с Лемвинским аллохтоном. Структура синклинали более сжатая. Восточное крыло запрокинуто на запад и осложнено крутопадающими к востоку (70— 80°) более мелкими дислокациями.

- 159 Манитанырдская антиклиналь сходна с Енганэпэйской, но более сложная. Ее размеры 20x40 км. В ядре также обнажены докембрийские образования фундамента, а на крыльях — несогласно залегающие ордовикско-девонские отложения. Западное крыло антиклинали надвинуто на Нияюскую синклиналь. Оно крутое до опрокинутого залегания, осложнено надвигами и изоклинальными складками. Восточное крыло также осложнено серией взбросов, структурных террас, дизпликатов, но имеет в целом более спокойное падение к востоку под углами 30—50°. Особо сложные линейные до изоклинальных складки с пологими осевыми плоскостями развиты на южной периклинали, которая в целом погружается под углами 20—40°. В своде породы фундамента дислоцированы в пологие складки, т. е. Манитанырдская антиклиналь — сложная антиформная структура с почти повсеместным падением пород к востоку. Восточное крыло структуры частично перекрыто южной частью Пайпудынско-го аллохтона, который, как и Лемвинский, сложен батиальным и орогенным комплексами формаций. Поскольку Манитанырдская антиклиналь с запада, юга и востока ограничена аллохтонами, а на севере — клиппом, сложенным батиальными формациями, эту структуру можно интерпретировать как эрозионно тектоническое полуокно единого батиального аллохтона, в котором можно наблюдать дислокац ии шельфового параавтохтона (Дембовский, Беляков, 1978). Кроме обычных складок, дизпликатов и взбросо-надвигов в структуре антиклинали описаны межпластовые лежачие складки (в некомпетентных сланцах среди песчаников ордовика), а также кливаж, послойное рассланцевание пород и другие признаки (Перфильев, 1968), свидетельствующие о развитии послойных срывов. Масштабы их распространения и амплитуды из-за плохой обнаженнности достоверно оценить пока не удается.

-160 ГЛАВ А ВО ЗРАСТ ФО РМИРОВАНИЯ ДИСЛОКАЦИЙ Возраст пайхойских дислокаций разными исследователями трактовался по-разному. Он рассматривался как уральский (варисцийский) — со среднего карбона (Хабаков, 1945а;

Дедеев, 1958;

Ушаков, 1966), как киммерийский — триас-раннеюрский (Погребицкий, 1971;

Беляков и др., 1985), как альпийский, в том числе послепозднеме ловой (Хабаков, 1941;

Эйнор, 1946;

Беляков, Белякова, 1961;

Волков, 1963) и т. д.

Время складчатости определялось по наличию углового несогласия между дислоцированными совместно палеозойско-триасовыми и недислоцированными юрско-меловыми отложениями в прилегающих к Пайхойскому поднятию районах Карской и Коротаихинской впадин. Позже было выяснено, что альпийские складчатые движе ния на Пай-Хое отсутствуют. Угловое несогласие в основании нижнепермской части орогенного комплекса, отмеченное в указанной работе В. И. Устрицкого, оказалось тектоническим по Карскому надвигу.

Непосредственно на Пайхойском поднятии из-за глубокого эрозионного среза геологическими методами время складчатости определялось в слишком большом диапазоне, так как на дислоцированных толщах от протерозоя до карбона здесь несогласно залегают лишь четвертичные отложения. В юго-западной части Коротаихинской впадины в автохтоне Вашуткинско-Т алотинского надвига и оперяющих надвигов бурением были вскрыты меловые отложения, свидетельствующие об их участии в структурообразовании. Возраст основания синскладчатого орогенного комплекса формаций омолаживается с северо-востока Карской впадины на юго-запад до Варандей-Адзьвинской структурной зоны с позднего карбона до конца артинского яруса ранней перми.

В Карской впадине, как отмечалось в разделе 3.4, были известны развалы глыб позднего мела (Эйнор, 1946) и апт альба (Журкин, 1941). Впоследствии, в 1987 г., В. В. Юдиным на р. Талотаяхе-Карской обнаружены коренные выходы недислоцированных нижнемеловых пород, которые с угловым несогласием залегают на нижнепермских. Возраст недислоцированных пород определен как апт-альбский (Юдин, Лодкина, 1992). Выявленное угловое несогласие позволило датировать завершение складчатости на северо-востоке Пай-Хоя ранним мелом и рассматривать эти дислокации как ранние пайхоиды (Юдин, 1991б, в).

В юго-западной части Коротаихинской впадины наиболее древние ненарушенные отложения — кайнозойские, а меловые породы дислоцированы в поднадвиге, т. е. анализ возраста дислокаций Пай-Хоя геологическими методами позволил выде лить в пайхоидах миграцию складчатости к юго-западу от внутренней зоны к внешней (Юдин, 1991а, 1992а).

Т акая миграция известна в большинстве скла дчато-надвиговых областей, в том числе на Урале. В соответствии с палеогеодинамической моделью она связана с длительным и безостановочным поддвигом пассивной окраины палеоконтинента по Байдарацкой сутуре под одноименную островную дугу.

Период структурообразования пайхоид существенно уточнен изотопными датировками динамометаморфических минералов из зон сместителей разрывов К-Аг методом (Юдин, 1982, 1992а). Определения по 38 объектам (табл. 5.1) показали, что дислокации Пайхойского поднятия и прилегающих впадин в основном формировались в пермско позднеюрское время. Более древние раннепермские датировки получены в крайней юго-восточной части Карского аллохтона. Они связаны со структурами субмеридионального простирания и не относятся к пайхоидам, отражая уральскую складчатость, которая предшествовала пайхойской (табл. 5.2).

-167 Т а б л и ц а 5. Изотопное датирование динамометаморф ических и синскладчатых минералов из зон разрывов № образца Место взятия образца Примечание № Изотопный Стратиграфичес- Объект п.п. возраст кий возраст анализа р. Талота-Яха, 2.8 км Жила отрыва, пад. 70° 90°;

1 8-3-86 270-11 Р 1аr (Р 1s—Р 1к) Хлорит ниже устья р. Эбеты Карская впадина серицит J2 bt (J2 b-J2 bt) 9-2-86 173±3 То же р. Талота-Яха, 4.5 км Сбросо-сдвиг, пад. 90°75°;

ниже устья р. Эбеты Карская впадина р. Талота-Яха, 7 км Р етронадвиг, пад. 230°15°;

3 10-3-86 253±4 Р 2кz (Р 2u-t) Хлорит серицит ниже устья р. Эбеты Карская впадина частично с вмещ. Поро дой 4 10-За-86 226+11 Т3к ( Т2а-Т3r) Хлорит- То же То же серицит Взброс, пад. 70°70°;

Карская 5 10-4-86 238±1 Т2а То же впадина -"- р. Талота-Яха, 9 км Взброс, пад. 50°50°;

Карская 6 11-1-86 232±2 Т2b ниже устья р. Эбеты впадина — " 7 16-1-86 230+3 Т3к ( Т2l-Т3k) р. Талота-Яха, 900 м Секущий правый сдвиг, пад.

ниже устья р. Лакеръ- 140° /. 80°;

Карская впадина яхи р. Талота-Яха, 1500 м Сброс, пад. 260°80°;

Карская 8 18-1-86 187+ J1t выше устья р. Халь- впадина меръяхи —"- р. Талота-Яха, 500 м Надвиг, пад. 40° 40°;

Карская 9 20-4-86 191+ J1p(J1s-t) ниже устья р. Халь- впадина меръяхи — "— 10 46-2-86 247±10 Р 2t (Р 2u-Т2а) р. Еръяха, 5 км выше Послойный срыв, пад.

240°70°;

Карская впадина устья по прямой —"— J1 s( J1 s-p) р. Надвиг, пад. 20°45°;

Карская 11 53-3-86 195±3 Правый приток Талота-Яхи, 2 км ниже впадина р. Лакеръяхи р. Пэкучеяха, 4 км Сдвиг, пад. 260°80°;

Карская — "— 12 55-7-86 211+3 Т3l выше устья впадина 250°80°) - "— 13 57-1-86 275±7 Р 1s(Р 1s-ar) р. Пэкучеяха, 5,5 км Взброс, (пад.

выше устья Уральского простирания;

Карская впадина —"— 14 57-2-86 244±13 Т1s (Р 2u-Т2l) То же Послойный ретронадвиг, пад.


240° / 30°;

Карская впадина 270°30°) - "— 15 81-1-86 273±13 Р 1s(Р 1a-k) р. Кара, 1700 м ниже Надвиг (пад.

устья р. Тогорейяхи Уральского простирания -"— р. Кара, 2 км выше Левый сдвиг, пад. 310°60° 16 89-3-86 268 Р 1 аr устья р. Мал. Серью - "— 17 90-2-86 241+12 Т1o(Р 2k-Т3k) р. Кара, 3 км выше Послойный Северо устья р. Мал. Серью Пайхойский надвиг, пад. 0° 45° — "— 18 90-4-86 230±2 Т3k (Т2l-Т3k) То же Послойный Северо-Пайхой ский надвиг, пад. 0°30° — "— 19 91-3-86 211+3 р. Кара, 3,5 км выше Наложенный секущий сброс, Т3n (Т2i-J1 g) 210°40°;

устья р. Мал. Серью пад. Карская впадина р. Хейяха, 2,1 км выше Надвиг, пад. 50°35° 20 2-1-85 205±10 Серицит устья р. Бол.

J1 g(Т3 r-J1 p) Пестаншор 70°70°;

21 2-2-85 190+11 То же р. Хейяха, 2.2 км выше Сброс, пад.

J1 p(J1 s-J2 а) устья р. Бол. Припайхойская зона Коротаи Пестаншор хинской впадины Окончан ие табл.

№ образца Объект анализа Место взятия образца Примечание № Изотопный Стратиграфичес п.п. возраст кий возраст 70° 10°;

22 2-5-85 189±9 J1t (J1s-J2а) Леонгардит, р. Хейяха, 3.5 км ниже Надвиг, пад.

ломонтит устья руч. Угольного Припайхойская зона Коротаихинской впадины р. Хейяха, 1.3 км выше Р етронадвиг, пад. 220°30°;

23 5-1-85 206±8 Серицит J1 g(Т3 r-J1 s) устья Осовея Карский аллохтон 24 5-2-85 230±9 Т3k (Т2а-Т3n) То же То же Послойный срыв, пад. 35°70;

Карский аллохтон 25 59-4-85 229±11 Т3k (Т2а-Т3r) р. Бол. Талота, 13 км Субгоризонтальный фрагмент выше устья р. Мал. Южно-Пайхойского надвига Талоты Бассейн р. Сырьяхи, Надвиг, пад. 70°30°, При 26 2-1-84 230+11 Т3k (Т2а-Т3r) Хлорит серицит руч. Боковой, 1200 м по пайхойская зона Коротаи прямой выше устья хинской впадины Т3k (Т2r-J1 p) р. Сырьяха, 1 км выше Надвиг, пад. 20°30°;

При 27 6-1-84 200±10 То же руч. Многоводного пайхойская зона Коротаи хинской впадины —"— р. Сырьяха, 2300 м Флэт в ядре принадвиговой 28 8-1-84 145±6 J3tt (J3km-J3tt) выше руч. Многовод- складки с пад. шарнира 20°25° ного —"— р. Сырьяха, 2200 м по Надвиг, пад. 80°25°;

При 29 9-1-84 204±9 J1 g(Т3 r-J1 s) аз. 80° от устья руч. пайхойская зона Коротаи Многоводного хинской впадины 30 49/336А 250±17 Монофракци Бассейн р. Кары, р. Карский сланцевый аллохтон, Т1 i (Р2 u-Т2 1) я амфибола Мал. Серью 600 м восточная часть (кроссит, выше устья рибекит) 31 44/264 255±9 Р 2k (Р 1k-Р 2t) Хлорит- р. Мал. Серью, 2.5 км Послойный срыв в восточной серицит из выше устья части Карского аллохтона туфоаргил лита 32 204/ 1343а 210±9 Т3r (Т3n-J1s) Хлорит- р. Песчаная (Северный Зона Северо-Пайхойского серицит надвига Пай-Хой) 33 204/ 13436 168+8 J2bt (J2b-J3o) То же То же То же 34 104/416а 264±18 Р 1k (Р 1a-Т1i) Моно- р. Силова-Яха Юго-восточная (приуральская) фракция часть Карского аллохтона амфибола (рибекит, кроссит) 35 110/481 342±24 С1v (D 3f- C1s) То же То же То же 36 211/1187 212+15 Т3r (Т3k-J1s) р. Сибирчата-Яха -"- Главный Пайхойский надвиг, фронт Карского аллохтона 37 209/1468 215+7 Т3rг(Т3n-J1g) Серицит р. Сибирчата-Яха Линза в зоне Главного Пай хойского надвига 38 58/1286 188±8 J1t (J1p-J2n) Омоложен- р. Кара, руч. Марей- Послойный срыв в Карском ный дина- Шор сланцевом аллохтоне, пад.

340°20° мометамор физмом кварцевый плагиопор фирит Таблица 5. Изотопное датирование хлорит-серицита из зон разрывов уралид на Пай-Хое (по: В. В. Юдин, 1991г № образца Место взятия образца Примечание № Абсолютный Стратиграфичес п.п. возраст кий возраст р. Пэкучеяха, 5,5 км выше Взброс, пад. 250°80°;

внутренняя зона 1 57-1-86 275±7 P 1s (P 1a-ar ) устья;

Пай-Хой Предуральского краевого прогиба р. Кара, 1700 м ниже Надвиг, пад. 270°30°;

Внутренняя зона 2 61-1-86 273+13 P 1s (P 1s-kg ) устья Тогорейяхи Предуральского Краевого прогиба, Карская впадина 3 2-1-84 230+11 Т3k (Т3а-Т3n) р. Сырьяха, руч. Боковой, Надвиг внутренней зоны 1200 м выше устья Коротаихинской впадины р. Сырьяха, 2.2 км по аз. Надвиг 80°25°;

внутренняя зона 4 9-1-84 204±9 J1g (T3r- J1s) устья руч. Многоводного Коротаихинской впадины Пермский возраст, по данным А. А. Беляева, имеют также монофракции высокобарических динамометаморфических амфиболов: кроссита, рибекита (Беляев и др., 1989;

см. табл. 5.2). Как и на Урале, эти минералы связываются с зоной субдукции на начальном этапе складчатости, поскольку они приурочены к основанию Карского сланцевого аллохтона. Наличие здесь динамометаморфизма доказано различными методами (Беляев и др., 1989а, б), т. е.

изотопное датирование свидетельствует о начале формирования пайхоид с пермского периода. Это же подтверждается возрастом осадочных формаций синорогенного комплекса (см. раздел 3.3).

Дополнительно возраст дислокаций на северо-востоке Карской впадины можно уточнить по датировкам синскладчатого Торасовейского грано-сиенит-диоритового комплекса (см. раздел 3.5.4). Калий-аргоновым методом он определяется как позднепермско-триасовый (Енцова, 1981;

Корреляция..., 1988). Наиболее реальная датировка, определенная здесь по изохронам (238 млн лет), соответствует среднему триасу (Андреичев, Охотников, 1982). Почти такой же возраст имеют гранитные массивы на Северном острове Новой Земли (Романович, 1970;

Кораго, Чухонин, 1988).

Самые молодые, позднеюрские, разрывы фиксируются в Коротаихинской впадине. Т ам же известны и наиболее молодые толщи позднего триаса и мела (Унифицированные..., 1980), которые дислоцированы согласно с палеозойскими. Других угловых несогласий, кроме отмеченных выше, на Пай-Хое нет. Все это позволило нам доказать непрерывность миграции основной фазы пайхойской складчатости к юго-западу на палеоконтинент с начала поздней перми до мела включительно (Юдин, 1992а,1994).

Полученные результаты не противоречат надежным определениям возраста складчатости по геологическим данным. Ни одна из изотопных датировок не оказалась древнее пород, в разрывах которых отбирались пробы, и моложе не дислоцированных пород в этом районе (рис. 5.1). По комплексному изотопному датированию разрывов возраст пайхоид непосредственно определен как пермско-позднеюрский. Т аким образом, формирование пайхоид происходило с перми до раннего мела включительно. Полоса основного структурообразования мигрировала к юго-западу. В Карской впадине складчатость имеет преимущественно раннепермско-среднеюрский, на Пайхойском поднятии — позднепермско позднеюрский и в Коротаихинской впадине — позднетриасово-меловой возраст (см. рис. 5.1).

Учитывая определения фауны и состав обломков в низах орогенного комплекса Карского аллохтона, можно предполагать и позднекаменноугольное время начала пайхойского тектогенеза. Однако проявления субдукции и коллизии этого возраста могут быть расположены северо-восточнее, в аллохтонной части Байдарацкой коллизионной сутуры в акватории Байдарацкой губы. _170 -171 О соотноше нии пайхоид с глобаль ными эпохами и фазами те ктоге не за. Важно отметить, что пайхойские дислокации по возрасту не укладываются не только в глобальные фазы, но и в глобальные эпохи тектогенеза (Юдин,1994).

Пайхоиды не соответствуют киммерийскому тектогенезу, который разными авторами противоречиво датируется в разных диапазонах: триас-юра или ранняя-поздняя юра, или поздняя пермь—ранний мел (Справочник..., 1970;

и др.). Начало структурообразования пайхоид (С3 —Р1 ) и его завершение (К1- 2 ) перекрывают границы киммерийской эпохи, а обоснованные фазы складчатости в них отсутствуют совсем (см. рис. 5.1). Длительное проявление и непрерывная миграция складчатости подтверждают актуалистическую плитотектоническую модель тектогенеза и соответствуют региональным и глобальным геодинамическим реконструкциям фанерозоя. Поэтому термин "пайхоиды" более правильный по сравнению с многочисленными и противоречивыми выделениями на Пай-Хое гипотетических эпох и фаз тектогенеза, обоснованных в совсем других регионах мира. То же можно отметить для структурного комплекса уралид. Каледонская складчатость на севере Урала отсутствует, как и каледонский структурный этаж (Юдин, 1994). С этим этажом не связаны ни угловые несогласия, ни образование складчатых структур, ни формирование молассы. Отнесение к молассе фалаховой формации среднего девона некорректно. Эта толща западного сноса мономиктового и олигомиктового состава образована за счет эпейрогенических движений кратона и ничего общего с молассой не имеет. Отдельные местные стратиграфические несогласия в толще нижнего палеозоя не могут являться основанием для выде ления кале донской складчатости. По этой же причине неправомерно выделение каледоно-герцинского структурного этажа.

Североуральские структуры нельзя связывать с герцинской (варисцийской) эпохой складчатости, появившейся, как известно, в конце палеозоя (с конца девона до конца перми — начала карбона). Т ермин "варисциды" для уралид некорректен еще и потому, что их структурообразование с раннего девона без тектонопаузы происходило и в позднетриасово-среднеюрское время, относимое уже к "киммерийскому тектогенезу".

Данные, полученные за последние годы, подтверждают ин дивидуальность возраста тектогенеза в разных складчато-надвиговых областях. Для этого достаточно проанализировать современные геодинамические режимы на Земле в соответствии с основополагающим в геологии принципом актуализма. Ныне на планете в разных регионах одновременно существуют процессы всех известных этапов эволюции земной коры: это рифтогенез Восточной Африки и Байкала, спрединг в срединноокеанических хребтах, субдукция по периферии Т ихого и востока Индийского океанов, коллизия в Альпийско-Гималайском поясе, проявление "горячих точек" мантийных плюмов на Гаваях и в Исландии;

при этом существуют совершенно стабильные регионы кратонов (Кеннет, 1987;

Хаин, Ломизе, 1995;

Хаин, 2001;

и др.). Более того, в палеоаналоге Урала — Индонезийской зоне в разных участках одновременно происходят все стадии конвергенции: от субдукции до полной коллизии (Юдин, 1994).


Т аким образом, Пай-Хой, Урал и другие складчато-надвиговые области имеют свою индивидуальную "биографию" тектонической эволюции. Их следует изучать и понимать исходя из реальных и доказуемых фактических данных. Искусственное ограничение пайхоид возрастными рамками, принятыми для других регионов мира, и использование гипотетических эпох и фаз глобального тектогенеза лишь запутывают объективную картину строения и развития рассматриваемого региона.

-172 ГЛАВ А ОБЩИЕ ЗАКОНО МЕРНОСТИ СТРО ЕНИЯ На Пай-Хое литодинамические комплексы дислоцированы в два этапа структурообразования, которые частично наложены друг на друга. Это структуры уральского субмеридионального простирания (уралиды) и пайхоиды северо-западного простирания. И те и другие сформированы мощным тангенциальным сжатием и совпадают с субдукцией пассивной окраины Лавразии с островными дугами и микроконтинентами: Т агило-Магнитогорской на севере Полярного Урала и Байдарацкой на Пай-Хое.

Уралиды в целом представляют собой набор разнопорядковых чешуи и пластин, ограниченных пятью крупнейшими Главными надвигами: Приуральским, Западно-Уральским, Фронтальным, Осевым и Уральским. Они разделяют надвинутые друг на друга структурные зоны, сложенные разными литодинамическими комплексами со специфическими, но генетически едиными сруктурами. Представления о наличии в уралидах антиклинориев, синклинориев, глубинных разломов, высокоамплитудных сбросов, а также крупных разрывов, разделяющих поперечные поднятия и опускания, не подтверждаются. Определяющую роль в тектоническом строении играют разрывные нарушения (Юдин, 1977, 1983а, б). К наиболее крупным из них приурочены высокоамплитудные, сильно сжатые и удлиненные складки или чешуи-моноклинали того же субмеридионального простирания. Разрывы представлены надвиг ами, взбросами, сдвигами, их комбинациями и реже сбросами.

У поверхности сместители нарушений наклонены к востоку и юго-востоку под углами от 5 до 60° (обычно 30—40°), и, выполаживаясь с глубиной, они нередко совпадают с напластованием пород в крыльях складок. В плане надвиги разветвляются, имеют дугообразную (выпуклостью на запад), а чаще сложную извилистую форму. В приразрывных участках формируются мелкие складки или густая сеть трещин, кливажа и мелких сколов. Простирание шарниров приразрывных складок соответствует простиранию самих нарушений. Зеркала скольжения в зонах надвигов имеют субширотную ориентировку штриховок, обусловленную общим перемещением надвигаемых масс с востока на запад и северо-запад. Мелкие складки в принадвиговых зонах чаще распространены в некомпетентных породах. В аллохтоне эти складки обычно сложнее, чем в автохтоне. Независимо от компетентности пород встречаются надвиги, совершенно лишенные ме лких складок. Обычно это происходит тогда, когда наклон сместителя надвига близок к падению пород и образуются послойные срывы - флэты. Принадвиговые складки отсутствуют и в том случае, когда срыв проходил по "смазке" — толще некомпетентных пород (соли, гипсы, угли, глины).

Мощные зоны брекчий и милонитизации наблюдаются редко, что характерно для надвигов, в которых создаются благоприятные условия движения: низкая вязкость пород, их высокая водонасыщенность, избыточное давление поровых вод и др. (Буртман, 1973).

Складчатые структуры уралид имеют принадвиговый характер. Аномально высокие морфологические характеристики складок связаны с близостью наиболее крупных высокоамплитудных разрывов. В отличие от Предуральского краевого прогиба, где антиклинали развиты локально вдоль взбросо-надвигов, на Урале фиксируется равенство размеров антиклиналей и синклиналей. Строение складок в этих структурных подразделениях сходное, они различаются лишь по степени сжатия. Как отмечал М. А. Камалетдинов (1974), для районов Южного и Среднего Урала интенсивность складчатых деформаций зависит от толщины -173 тектонической пластины. Чем тоньше пластина, ограниченная надвигом, тем сложнее структуры, развитые в ее аллохтоне. Эта закономерность справедлива и для северных уралид и структур Пай-Хоя.

Осевые поверхности складок имеют субмеридиональное уральское простирание и в основном наклонены к востоку, вследствие чего своды складок с глубиной смещаются в том же направлении на расстояние от первых сотен метров до первых километров и выполаживаются. Закономерное изменение углов наклона осевых поверхностей с запада на восток нашими исследованиями не установлено. Локально вблизи ретронадвигов местами встречаются складки с обратной асимметрией. Шарниры складок ундулируют незначительно: их наклон обычно равен 5 — 10°, реже 20—30°. Более крутые положения шарниров как результат интерференции уралид и пайхоид отмечаются в зоне стыка Урала и Пай-Хоя, в поперечных поднятиях Урала и зонах сдвиговых смещений.

Пайхоиды — комплекс структур Пайхойско-Новоземельской складчато-надвиговой области и прилегающих районов от Байдарацкой сутуры на северо-западе до Вашуткинско-Т алотинского надвига на юго-западе (Юдин, 1991, 1992а;

Т имонин, Юдин, 2002). Есть основания полагать, что к ним относятся и валы Печорской плиты северо-западного простирания, например Гамбурцева, Сорокина. Кроме простирания, основное отличие пайхоид от уралид — возраст дислокаций. Время формирования мигрирующей на запад складчатости уралид нами определено как девонско-раннеюрское (Юдин, 1983а, 1994). Пайхоиды же образованы при миграции складчатости к юго-западу в позднепермско-меловое, преимущественно позднетриасово-меловое время (Юдин, 1991а, б, в).

Кроме более молодого возраста и перпендикулярного к уралидам простирания, пайхоиды имеют и другие отличия от уралид. В зоне их наложения выявляются структуры интерференции: резкая ундуляция шарниров складок, пересечение и срывание северо-восточных структур уралид северо-западными пайхойскими и т. д. (Т имонин, 2001).

Различие заключается и в том, что в присутурной зоне пайхоид отсутствует поднятие, аналогичное Осевой структурной зоне. У фронта Байдарацкой сутуры, наоборот, развито наиболее глубокое погружение (Карская впадина). В тыловой части этой сутуры, в Карском море, известны фрагменты океанической коры (Устрицкий, 1988;

Аплонов, Устрицкий, 1991), отсутствующие в уралидах Т агильской зоны. Сама сутурная зона пайхоид располагается в погруженной части (акватории), имеет геофизические поля, не позволяющие предполагать столь же широкое распространение в ней офиолитовых и островодужных комплексов, как в Уральской сутуре.

Отличие уралид от пайхоид проявляется и в строении разнопорядковых структур. В пайхоидах шире развиты ретронадвиги, послойные срывы, кливаж (особенно доскладчатый в Карской впадине), сдвиги и как следствие большая ундуляция шарниров мелких складок. Надвиг, подстилающий сланцевый Карский аллохтон, менее дислоцирован, чем его аналог, подстилающий Лемвинский аллохтон. Как отличие от уралид можно отметить и запаздыван ие на Пай-Хое дейтероорогенеза, который с олигоцена уже сформировал на Урале горный рельеф. Т аким образом, структурные комплексы Пай-Хоя и Урала различаются не только по возрасту, но и по морфологии.

Общими чертами в строении пайхоид и уралид являются следующие:

1) четкая аналогия в наборе и внутренней структуре тектонических пластин, ограниченных крупнейшими надвигами (Байдарацкая сутура — Главным Уральским надвигом, Главный Пайхойский — Фронтальным, Южно Пайхойский — Главным Западно-Уральским;

Нядейтин-ский — Главным Приуральским;

Вашуткинско-Т алотинский — Западно-Чернышевским);

2) в целом однонаправленная вергентность структур в сторону Печорской плиты;

3) однотипное строение структур второго порядка и более мелких (дизпликаты, складки, надвиги, левые сдвиги, дуплексы, тектонические окна и клиппы, чешуи, послойные срывы, упрощение структур на глубине, дугообразность, извилистость и ветвление в плане и выполаживание с глубиной надвигов, притертость их контактов и др.);

-174 брахиформные и куполообразные структуры в зоне стыка уралид и пайхоид являются следствием их интерференции.

Складчатые структуры пайхоид, как и структуры уралид, имеют в основном принадвиговый характер.

Аномально высокие морфологические характеристики складок связаны с близостью наиболее крупных высокоамплитудных разрывов. Чем тоньше пластина, ограниченная надвигом, тем сложнее структуры, развитые в ее аллохтоне. Действительно, самые сложные структуры приурочены к аллохтонам, тектоническим останцам сланцевой зоны и фронтальным частям крупных надвигов карбонатной зоны, где в целом характерны брахиформные и линейные, параллельные, обычно сильносжатые, асимметричные, запрокинутые на запад складки (см. рис. главы 4, рис. 6.1—6.4).

Т аким образом, как отмечено выше, пайхоиды составляют моновергентный шарьяж-антиклинорий, состоящий из серии тектонических пластин, сложенных орогенными, батиальными и шельфовыми комплексами. Нес мотря на многие общие черты с уралидами, они достаточно специфичны, что позволяет выделить их в особый комплекс.

Те ктониче ская расслое нность. Российскими учеными под руководством А. В. Пейве разработана концепция тектонической расслоенности литосферы, основанная на представлениях о дифференциальном перемещении и дисгармоничном строении горизонтально отслоенных литопластин, движение которых приводит к глобальному структурообразованию с формированием складчатых поясов (Пейве, 1977;

Бархатов, Максимов, 1979;

Т ектоническая расслоенность..., 1990;

Пейве и др., 1983;

Иванов, 1990;

и др.). Доказательствами тектонической расслоенности литосферы в основном являются наличие тектонических покровов, сорванных по определенным толщам, и выявленные в осадочном чехле бескорневые навешенные структуры, отражающие дисгармонию перемещений разноглубинных слоев.

Прямое доказательство тектонической расслоенности складчатых областей современных континентов — существование сорванных покровов, образование которых происходило путем структурного отслоения и смещения тех или иных объемов горных пород со своего основания. Наличие сорванных тектонических покровов установлено в большинстве складчатых областей, в некоторых из них даже конкретные уровни отслоения. Выявлены "пакетные" системы крупных протяженных тонкопластинчатых надвигов, которые в США известны как teen-sceener-thrusting. Cамо название указывает на сходство американской теории их образования с концепцией тектонической расслоенности литосферы (Зондирование структуры..., 1984). Косвенным доказательством такой расслоенности считаются подобная расслоенность и дифференцированные перемещения слоев во внешних оболочках Земли — атмосфере и гидросфере, а также доказанная макрорасслоенность внутренних оболочек коры и мантии (так называемая реологическая расслоенность литосферы) (Добрецов, Кидряшкин, 1994;

Хаин, Ломизе, 1995).

С возникновением новой концепции появились данные о наличии послойных зон срывов во многих районах складчатых областей и платформ. Например, в Волго-Уральской области по материалам глубокого бурения выде лено горизонтов, по которым происходило латеральное перемещение толщ (Камалетдинов и др., 1981). Сходные послойные срывы обнаружены во многих районах Урала и Приуралья (Юдин, 1985, 1991а, 1992а,в). Вероятно, наличием такого послойного срыва следует объяснять и срыв с основания и смещение к юго-востоку на расстояние около 100 км полосы средне-верхнедевонских силлов, внедрявшихся в ордовикско-силурийские сланцево-карбонатные толщи в зоне развития автономного рифта в Байдарацкой губе, где, по данным аэромагнитных исследований, можно предполагать наличие корней этих излияний. Аэромагнитные исследования свидетельствуют о бескорневом залегании этих силлов (Богацкий, Ласкин, 1999).

Как показано в настоящей работе, складки пайхоид имеют принадвиговое происхождение и не прослеживаются на глубине. К доказательствам их бескорневого характера относятся данные сейсморазведки, непосредственные наблюдения структур аллохтона и автохтона, малые величины поперечных радиусов кривизны -175 -176 -179 концентрических складок и др. В многочисленных работах описаны бескорневые структуры в сходных по строению складчато-надвиговых областях Карпат, Южного и Среднего Урала, Памира, Альп, Аппалачей и т. д. (Кинг, 1961;

Камалетдинов, 1974;

Камалетдинов и др., 1979,1980,1981;

Шубин, Т араканов, 1980;

Беляков, Дембовский, 1982;

Пейве и др., 1983;

Тектоническая расслоенность..., 1990;

и др.). Образование бескорневых складок не только на территории складчатой области, но и на платформе объясняется горизонтальным скольжением пачек жестких толстослоистых пород по подстилающим пластичным и тонкослоистым отложениям (Камалетдинов и др., 1981;

Юдин, 1985,1992а). Выявленные надвиги интерпретируются как выведенные на поверхность секущие искривления межпластового смещения.

Палинспастиче ские ре конструкции. Детальными тектоническими построениями доказано широкое развитие на Пай-Хое высокоамплитудных надвигов, шарьяжей и приуроченных к ним сильно сжатых складок (см. разделы 2.2 и 4.1). Для успешного поиска в таких сложных структурах месторождений полезных ископаемых и их прогнозной оценки необходимы существенно иные представления о палеогеографической обстановке территории, которые невозможны без палинспастической реконструкции.

Впервые палинспастические карты были составлены Л. Кобером. Позже М. Кэем (Kay, 1945) при реконструкции Аппалачей был введен термин "палинспастический" (от греческих слов со значениями "обратно" и "тяну") и дана основа методики структурных реконструкций. Впоследствии подобные построения широко применялись за рубежом и в нашей стране (Борукаев, 1970;

Руженцев, Белов, 1973;

Зоненшайн и др., 1987;

Юдин, 1990;

и др.).

Структурная палинспастическая реконструкция подразумевает восстановление тектонической и палеогеографической обстановок, предшествующих складчатости. Ее приводят к определенному возрастному промежутку (для нашей территории за такой промежуток принят живетский век, время, когда сформировалась Т агило-Магнитогорская островная дуга с зоной субдукции, в которой впоследствии была уничтожена значительная часть Уральского палеоокеана, скучены в аккреционной призме породы первого его слоя, а затем смяты толщи подо двигаемой под дугу пассивной окраины Евроамериканского континента).

Полностью учесть все перемещения при структурных реконструкциях, конечно, невозможно. Разворачивая пакет чешуи и складок, мы вынуждены реконструировать лишь видимую их часть без учета размеров фронтальных частей покровов, уничтоженных, как правило, денудацией. Невозможно полностью учесть структуру и размеры перемещения по послойным надвигам, особенно расположенных в зонах однородных фаций.

Палинспастическая развертка структур в районах с покровной тектоникой всегда начинается с выявлен ия общей схемы строения и последовательности расположения в плане и разрезе надвинутых пластин (Руженцев, Белов, 1973).

На первом этапе структурной реконструкции Пай-Хоя учитывались амплитуды крупнейших надвигов и шарьяжей. За условно неподвижную, стабильную границу отсчета были приняты приразрывные части автохтонов, наиболее западных в Предуральском краевом прогибе. Неподвижность этой границы вполне условна, поскольку в девоне Евроамериканский континент фактически пододвигался под относительно стабильную Т агило-Магнитогорскую островную дугу. Подробно процесс проведения палинспастических реконструкций приведен в работе В. В. Юдина (1990).

На втором этапе структурных палинспастических реконструкций учитывалось сокращение палеозоны осадконакопления за счет складок с мелкими и средними надвигами (до 1 км), разделение которых в общей структуре аллохтона весьма сложно. На этом этапе использовались детальные геологические разрезы, по которым курвиметром измерялась длина линии пересечения разреза с одновозрастной поверхностью напластования и вычислялась степень сжатия структур. Полученная кратность сжатия умножалась на ширину зоны. Т ак вычислялась ширина сокращения -180 палеозойского древнего осадконакопления за счет складок и надвигов. Величина этого сокращения показана на рис. 6.5-А.

Построение окончательной палинспастической карты с учетом шарьяжей и складок с надвигами проводилось методом "сдвижек". Для этого на карту первого этапа реконструкции накладывалась чистая калька, на которой отмечалась условно стабильная граница отсчета и пунктиром первая от нее граница (палеозоны мелкого шельфа). Затем к ней в масштабе карты достраивались сокращения палеозоны, вычисленные по отдельным разрезам. Полученные точки соединялись, и таким образом вырисовывалась граница, отражающая полностью реконструированную палеозону. Потом калька сдвигалась так, чтобы к востоку от полученной границы отрисовалась ширина следующей палеофациальной подзоны с учетом амплитуд крупных надвигов. Граница этой зоны наносилась пунктиром, и от нее по тектонотипическим разрезам достраивалась ширина сокращения зоны "среднего" шельфа за счет складок и мелких надвигов. Т очки, полученные по распрямленным разрезам, соединялись и получалась полностью реконструированная зона "среднего" шельфа. Аналогичная операция проводилась для реставрации зоны глубокого шельфа, континентального склона и подножия, а также видимой части островной дуги и сопредельных бассейнов (см. рис. 6.5-Б).

Суммарное минимальное сокращение палеозой шельфа, континентального склона и подножия структурными методами оценивается нами для Пай-Хоя и прилегающих районов в 245 км (65 км за счет шарьяжей и 180 км за счет складок с мелкими надвигами). Суммарная степень сжатия шельфовых и батиальных зон в районе Пайхойского поднятия с прилегающими к нему Карской и Коротаихинской впадинами оценивается нами в 2.32 раза.

Геодинамические реконструкции дают полные, но более обобщенные и "огрубленные" данные. В частности, палеомагнитным методом можно оценить взаимное расположение ныне совмещенных фрагментов земной коры, которые ранее были расположены на расстоянии сотен и тысяч километров. Точность этого метода для Урала на периоды среднего позднего палеозоя составляет ±200—300 км. Согласно палеомагнитным данным, в начале живетского века фрагмент окраины Евроамериканского континента (превращенный впоследствии в северную половину Урала с Пай-Хоем) был ориентирован субширотно и располагался в тропической зоне северного полушария (Зоненшайн и др., 1984). Ширина Уральского палеоокеана, по тем же данным, составляла в это время 1800 км, а ширина океанского бассейна между краем Евроамериканского континента и Тагило-Магнитогорской островной дугой (судя по палеогеографической реконструкции на рис. 15 указанной работы) — 300—500 км. После уточнения, в более поздних публикациях, ширина Уральского палеоокеана у нынешнего севера Урала на рисунке, отражающем положение континентов 370 млн лет назад, оценена в 2500 км (Зоненшайн и др., 1987,1990). Анализ реконструкции положения континентов в фанерозое позволяет выявить достаточно высокую и стабильную скорость их движения, составляющую в среднем 4 см/год (Зоненшайн и др., 1987). При такой скорости за период 23 млн лет, отражающей активность Т агило-Магнитогорской островной дуги в живетско фаменское время, можно допустить субдукцию палеоокеана шириной 400— 920 км. Необходимо отметить, что скорость субдукции в современных океанах в разных районах достигает 2—12 см/год (Кукал, 1987), что вполне соответствует скоростям субдукции в фанерозое.

Ширину субдуцированной части Уральского палеоокеана можно оценить и другим способом. Нашими исследованиями показано, что обломки псефитов орогенного комплекса карбона—триаса севера Урала и Пай-Хоя на 70 % состоят из осадочных силицитов, отлагавшихся в условиях абиссали и батиали (Юдин и др., 1989). Суммарный объем орогенного комплекса севера Урала и Приуралья, по нашим оценкам, составляет 280 тыс. км 3. Предполагается, что 196 тыс.



Pages:     | 1 || 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.