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 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 17 |

«Федеральное агентство по образованию Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования Ухтинский государственный технический университет ...»

-- [ Страница 10 ] --

9 – закрытые локальные антиклинальные структуры, подтвержденные бурением;

10 – закрытые локальные антиклинальные структуры, намеченные по геофизическим иссле дованиям;

11 – зона предполагаемого ограничения гранитогнейсового и сланцевого комплек сов складчатого фундамента. Римскими цифрами обозначены крупные структурные элементы по следующим районам: внутренние районы Русской платформы: I – Кулой Пинежский выступ, II – Сысольско (а) – Верхнекамский (б) выступ, III – Яренская впадина;

Тимано-Печорская область: IV – Тиман, Vа-б – Западно-Тиманская краевая впадина (Vа – Вымско-Вычегодский прогиб, Vб – Верхнемезенско-Вычегодская впадина), VI – Боль шепорожская-Джежимпармская погребенная гряда, Vа – Ксенофонтово-Колвинский вал, VII – Печорская впадина, VIII – Усть-Ижемское поднятие, IX – Малоземельский выступ, Х – Печорская гряда (зона предполагаемых глубинных разломов), XI – Припечорский уступ (зона предполагаемых глубинных разломов), XII – Илычско-Печорский проедгорный прогиб;

Большеземельская тундра, Печорский угленосный бассейн и Урал: XIII – Пай-Хой, XIV – Полярный Урал, XV – Северный Урал, XVI – гряда Чернышева, XVII – поднятие Чер нова, XVIII – Усинская впадина, XIX – Каратаихинская впадина, ХХ – Карская впадина, XXI – Колвинский свод, XXII – Адзьвинский свод, XXIII – Мореюсская впадина, Тектоническое строение XXIV – Лайская впадина, XXV – Усть-Усинская впадина Рис. 73. Схема тектоники северо-востока Русской платформы (В.С. Журавлев, Р.А. Гафаров, 1959 г.) Условные обозначения:

1 – платформа с архейским и карельским складчатым фундаментом;

2 – выходы рифейского складчатого фундамента на Тимане и п-ове Канин: I – Ксенофонтово, II – Джежимпарма, III – Очьпарма, IV – Вымская гряда, V – Четласский Камень, VI – Цильменская гряда, VII – Ти манский Камень, VIII – Канин камень и мысы Лудоватые;

3 – платформа с рифейским склад чатым фундаментом: а – зона развития миогеосинклинальных формаций рифея, б – зона развития эвгеосинклинальных формаций рифея, в – граница между ними;

4 – зона развития миогеосинклинальных формаций рифея на Урале;

5 – зона развития эвгеосинклинальных формаций рифея на Урале;

6 – зона развития среднего и верхнего структурных ярусов гер цинской складчатости на Урале (отложения ордовика, силура, девона и карбона);

7 – Преду ральский краевой прогиб: 1 – Соликамская впадина, 2 – поперечное поднятие Полюдова кряжа, 3 – Верхнепечорская впадина, 4 – Тиманское поперечное поднятие, 5 – Большесынин ская впадина, 6 – поперечное поднятие южной части гряды Чернышева, 7 – Интинская впа дина, 8 – поперечное поднятие восточной части гряды Чернова, 9 – Коротаихинская впадина, 10 – Карская впадина;

8 – граница внешней и внутренней зон Предуральского краевого про гиба;

9 – мезо-кайнозойский чехол на эпигерцинской платформе;

10 – интрузии в составе рифейского складчатого фундамента на Тимане и Канине;

11 – девонские базальты Тимана;

12 – габбро-перидотитовые интрузии Урала;

13 – изогипсы по кровле складчатого фундамен та: а – архейского и карельского, б – рифейского;

14 – скважины: а – вскрывшие складчатый фундамент, б – не достигшие его;

15 – основные простирания на Урале;

16 – оси магнитных максимумов и минимумов;

17 – разломы: а – установленные, б – перекрытые отложениями, развитыми на поверхности и предполагаемые;

18 – платформенные складки;

19 – антикли нальные складки Предуральского краевого прогиба;

20 – контуры впадин во внутренней его Тектоническое строение зоне;

21 – области развития соляной тектоники;

22 – соляные купола Рис. 74. Фрагмент “Схемы докембрийского фундамента Русской платформы” (Р.А. Гафаров, 1961 г.) Условные обозначения:

1 – изогипсы поверхности докембрийского фундамента по данным расчетов глубины залега ния магнитных пород фундамента и бурения;

2 – буровые скважины, достигшие складчатого основания (цифры – отметки фундамента);

3 – скважины, не достигшие складчатого основа ния (цифры – глубина скважины);

4 – выходы рифейского фундамента на Тимане и п-ове Канин;

5 – выходы докембрия на Урале (нижний структурный ярус герцинской складчато сти);

6 – средний структурный ярус герцинской складчатости на Урале (отложения ордовика, девона и карбона);

7 – основные, ультраосновные интрузии на Урале;

8 – область герцин ской складчатости под осадочным чехлом;

9 – Предуральский краевой прогиб;

10 – граница между внешней и внутренней его зонами;

11 – контуры впадин во внутренней зоне Преду ральского краевого прогиба;

12 – платформенные складки;

13 – сбросы, взбросы и крутые надвиги: а – установленные, б – перекрытые платформенным чехлом и предполагаемые;

14 – тектонические швы (глубинные разломы, региональные флексуры и т.д.);

Тектоническое строение 15 – антиклинали Предуральского краевого прогиба Рис. 75. Схема строения докембрийского фундамента Тимано-Печорской области (З.И. Цзю, 1964 г.) Условные обозначения:

1 – дорифейская плита с гранито-гнейсовым основанием;

2 – дорифейская плита с гранито гнейсовым основанием, перекрытая рифейским платформенным чехлом;

3 – выходы сланце вого рифейского складчатого фундамента на Тимане, Полюдовом кряже и п-ове Канин;

4 – граница между гранито-гнейсовым и сланцевым фундаментами: 5 – платформа с ри фейским складчатым фундаментом: а – зона развития нижнего (четласского) структурного яруса, перекрытая платформенной формацией джежимпарминской серии (новая зона), б – зона развития верхнего (очпарминского) структурного яруса с возможными отдельными вы ходами отложений структурных ярусов, в – граница между ними (фактическая и предполага емая), г – зона развития флишеподобных отложений в пределах верхнего структурного яруса байкалид Тимана, д – юго-западная современная граница (фактическая и предполагаемая);

– предполагаемый северо-восточный борт рифейской внутриконтинентальной геосинклина ли: а – внутренняя, б – внешняя зона, в – границы борта;

7 – зона развития молассоподобных отложений рифея (чурочной свиты): а – фактическая, б – предполагаемая;

8 – зона выходов миогеосинклинальных формаций рифея на Урале (Уралтауский антиклинорий);

9 – зона раз вития эвгеосинклинальных формаций рифея на Урале;

10 – граниты;

11 – сиениты и кварце вые монациты;

12 – габбро-диабазы, габбро, диориты;

13 – карбонатиты;

14 – стратоизогипсы кровли фундамента по геофизическим данным : а – Р.А. Гафарова, б – И.И. Бирюкова;

15 – контур современного Тиманского поднятия;

16 – опорные и одиночные скважины Тектоническое строение Рис. 76. Схема тектонического районирования Тимано-Уральской провинции (П.А. Туманов, 1967 г.) Условные обозначения:

1 – Мезенско-Вычегодская впадина: II – Тиман;

IIа – выступы метаморфических пород на Тимане и Канине;

III – Печорская впадина;

IIIа – Велью-Тэбукское поднятие;

IIIб – Нибель Омринское поднятие;

IV – Колво-Усинская впадина: IVа – Денисовская депрессия;

IVб – Большеземельская депрессия;

IVв - Морейюсская депрессия;

IVг – Колвинское подня тие;

IVд – поднятие Сорокина;

IVе – Сандивейское;

IVж - Яргеяхинское;

V – Печорская гря да;

VI – Илычско-Чикшинское поднятие: VIа – поднятие Гамбурцева;

VII –синеклиза Баренцева моря: VIIа – свод Колгуева;

VIII – гряда Чернышева;

IX – гряда Чернова;

Х – Предуральский мегапрогиб: Ха – Верхне-Печорский прогиб;

Хб – Большесынинский про гиб;

Хв – Воркутинский прогиб;

Хг – Каратаихинский прогиб;

XI – Северный и Полярный Урал с Пай-Хоем. 1.1 – месторождения нефти;

2 – месторождения газа;

3 – локальные струк туры. Месторождения нефти и газа (цифры на карте): 1 – Ярегское, 2 – Нямедское, 3 – Кушкоджское, 4 – Седьиольское, 5 – Войвожское, 6 – Нибельское, 7 – Верхнеомринское, 8 – Нижнеомринское, 9 – Щукатеняиольское, 10 – Западно-Тэбукское, 11 – Джьерское, 12 – Исаковское, 13 – Лемьюское, 14 – Мичаюское, 15 – Савиноборское, 16 – Пашнинское, 17 – Когельское, 18 – Мутноматериковое, 19 – Кожвинское, 20 – Каменское, 21 – Кыртаиоль ское, 22 – Югидское, 23 – Печоро-Кожвинское, 24 – Печорогородское, 25 – Аранецкое, 26 – Переборское, 27 – Усинское, 28 – Вуктыльское Тектоническое строение Рис. 77. Тектоническая схема Печорской экзогональной впадины и ее обрамления (В.С. Журавлев, 1972 г.) Тектоническое строение Условные обозначения к рис. 77:

1,2 – эпикарельский остов Европейской платформы: 1 – область с архейским складчатым фундаментом;

2 – область с карельским складчатым фундаментом;

3 – область распростра нения рифейского складчатого фундамента (а – область развития миогеосинклинальных формаций рифея, б – область развития эвгеосинклинальных формаций рифея, в – граница между ними);

4 – граница между западной (краевой) и восточной полосами разрезов миогео синклинальных формаций рифея;

5 – выход рифейского складчатого фундамента на Тиман ском кряже и п-ове Канин;

6-7 – дуоралиды в составе Уральской складчатой системы:

6 – миогеосинклинальные формации рифея, 7 – эвгеосинклинальные формации рифея;

8 – уралиды (отложения ордовика-карбона) в составе Уральской складчатой системы;

9 – Предуральский краевой прогиб (А – Соликамская ванна, Г – Тимаизское поперечное под нятие, Д – Большесынинская ванна);

10 – северный периклинальный прогиб Уральской складчатой системы ( Е – поперечное поднятие южной части гряды Чернышева, Ж – Косью Роговская ванна, З – поперечное поднятие восточной части гряды Чернова, И – Коротаихинская ванна, К – Пай-Хойское поперечное поднятие, Л – Карская ванна);

11 – Западно-Сибирская эпипалеозойская плита;

12 – интрузии в составе рифейского складчатого фундамента на Тиманском кряже, п-ове Ка нин и под платформенным чехлом Печорской впадины;

13 – габбро-перидотитовые интрузии в Уральской складчатой системе;

14 – стратоизогипсы по кровле складчатого фундамента северо-восточного внешнего угла Европейской платфор мы (дорифейского – на юго-западе, рифейского - на северо-востоке);

15-16 – оси магнитных минимумов и максимумов: 15 – в пределах эпикарельского остова Европейской платформы, 16 – в пределах области распространения рифейского складчатого фундамента на северо восточном внешнем углу Европейской платформы;

17 – основные простирания в Уральской складчатой системе;

18 – краевые швы эпикарельского остова Европейской платформы и ее северо-восточного внешнего угла;

19 – главнейшие разломы (а – перекрытые отложениям, развитыми на поверхности и предполагаемые, б – установленные);

20 – брахиантиклинали и купола, выявленные в платформенном чехле Тиманского кряжа, 21 – антиклинали Урала, в Предуральском краевом прогибе и в Северном периклинальном прогибе Уральской складча той системы;

22 – синклинали в пределах гряды Чернышева, 23 – контуры ванн Северного периклинального прогиба Уральской складчатой системы;

24 – контуры районов с проявле нием соляной тектоники и развитые в их пределах соляные купола Тектоническое строение Рис. 78. Карта рельефа поверхности фундамента (Б.Г. Должанский, Г.Ф. Буданов, В.И. Богацкий и др., 1980 г.) Условные обозначения:

1 – изогипсы рельефа поверхности фундамента (в км): а – архейско-протерозойского, б – ри фейского;

2 – тектонические нарушения;

3 – предполагаемые тектонические нарушения;

4 – шовная зона сочленения архейско-протерозойского и рифейского фундамента;

5 – выхо ды на поверхность пород рифейского метаморфического фундамента;

6 – скважины, вскрывшие фундамент: 7 – скважины, не вскрывшие фундамент. А – Мезенская синеклиза:

А1 – Сафоновский прогиб, А2 – Кайнасский вал, А1 – Волго-Уральская антеклиза. Своды:

А13 –Сысольский, А14 – Коми-Пермяцкий. Прогибы: А5 – Вычегодский, А6 – Кировско Кожимский. Б – Тиманская гряда (авлакоген). Горсты: Б1 – Северо-Тиманский, Б2 – Четлас ский, Б3 – Вымско-Вольский, Б4 – Ухто-Ижемский вал. В – Печорская синеклиза: В1 – Ижма Печорская впадина, В2 – Печоро-Кожвинский авлакоген, В3 – Малоземельско-Колгуевская моноклиналь, В4 – Денисовский прогиб, В5 – Большеземельский свод, В6 – Варандей Адзьвинская структурная зона. Г – Предуральский прогиб. Впадины: Г1 – Коротаихинская, Г2 – Косью-Роговская, Г3 – Большесынинская, Г4 – Верхнепечорская Тектоническое строение Рис. 79. Блоковая структура земной коры Европейского Северо-Востока СССР (В.А. Дедеев, И.В. Запорожцева, 1984 г.) Условные обозначения:

1-3 – границы блоковых структур: 1 – геоблоков (краевые швы);

2 – мегаблоков (крупнейшие и крупные глубинные разломы);

4 – 5 – внешние границы складчатых систем (зоны регио нальных взбросов, взбросо-надвигов и фронтальных надвигов): 4 – Тиманской, 5 – Уральской и Новоземельско-Пайхойской;

6 – усредненные геофизические параметры блоковых структур: над чертой – средняя плотность блоков (в г/см3), под чертой – средний геотермический градиент осадочного чехла (в Со на 100 м);

7 – мегаблоки земной коры (циф ры в кружках): 1 – Центрально-Северо-Тиманский, 2 – Ухтинский, 3 – Южно-Тиманский, 4 – Ижма-Печорский, 5 – Оксинский, 6 – Малоземельский, 7 – Денисовский, 8 – Колвинский, 9 – Хорейверский, 10 – Варандей-Адзьвинский, 11 – Коротаихинский, 12 – Пайхойский, 13 – Карский, 14 – Оченьярдский, 15 – Косью-Роговский, 16 – Верхне Печорский, 17 – Кожим-Щугорский;

8-12 – подтипы и классы континентальной земной ко ры: 8 – плитный подтип, впадинный класс, 9-10 – диагенный подтип (9 – авлакогенный, 10 - рахигенный классы), 11-12 – перикратонный подтип (11 – интраперикратонный, 12 – эперикратонный классы) Тектоническое строение Рис. 80. Структурная карта Печорской плиты – поверхность фундамента (В.Г. Гецен, И.В. Запорожцева и др., 1984 г.) Условные обозначения:

1 – выходы докембрийского фундамента на дневную поверхность;

2 – изогипсы по верхности (в км): а – позднедокембрийского (эпибайкальского) фундамента, б – сейсмиче ского горизонта VII (кровля фундамента - подошва ордовикских отложений) и условного горизонта, рассчитанного на основе корреляционных связей между гравиметрическими и сейсмическими данными;

3 – разломы;

4 – локальные структуры: а – положительные, б – отрицательные Тектоническое строение 3.2. Основные черты строения верхней (фанерозойской) части земной коры (осадочный чехол) С начала фанерозоя началось формирование эпирифейской Тимано-Печорской плиты.

По общему характеру дислокаций, формационным особенностям осадочного чехла, с учетом внутреннего строения и морфологии поверхности фундамента Тимано-Печорская плита раз деляется на крупные тектонические образования: Тиманский кряж, Ижма-Печорскую впади ну (депрессию), Малоземельско-Колгуевскую моноклиналь, Печоро-Кожвинский мегавал, Колвинский мегавал, Хорейверскую впадину, Варандей-Адзьвинскую структурную зону, Коротаихинскую впадину (Предпайхойский краевой прогиб), Предуральский краевой прогиб в составе Верхнепечорской, Большесынинской и Косью-Роговской впадин. Последняя с се веро-запада ограничена поднятием Чернышева.

Все перечисленные тектонические элементы (кроме Тиманского кряжа) по мезо кайнозойскому структурному подэтажу объединяются в наложенную надпорядковую струк туру – Печорскую синеклизу. Синеклиза с северо-востока ограничена Новоземельским и Пайхойским, с востока – Уральским горно-складчатыми сооружениями. На севере Печорская синеклиза уходит в пределы акватории Печорского моря, ограничиваясь широтой Северо Печорской моноклинали (Богацкий В.И., Костюченко С.Л. и др., 1996 и др.). Границей меж ду Мезенской впадиной Русской плиты и Печорской синеклизы является Тиманский кряж.

На протяжении фанерозоя в истории формирования Тимано-Печорской плиты наибо лее отчетливо проявляются три основных цикла интенсификации тектонической активности:

каледонский, ограниченный начальной стадией, завершенный герцинский и незавершенный, продолжающийся ныне мезозойско-киммерийско-кайнозойский. Собственно, указанные циклы являются основополагающими для Уральской геосинклинальной области, они и при вели к образованию Уральской горно-складчатой страны.

В разрезе осадочного чехла верхнего этажа Печорской плиты эти циклы отразились формированием структурных подэтажей, ярусов и подъярусов, разделенных угловыми или стратиграфическими и географическими несогласиями.

Каледонский цикл представлен одним структурным ярусом, сложенным базальной терригенной формацией нижнего-среднего ордовика, сменяемой карбонатами верхнего си лура и нижнего девона. Терригенные породы нижнего девона развиты только на Тиманском кряже, что является определенным свидетельством его приподнятого положения с начала формирования плиты.

Формации герцинского цикла образуют наиболее завершенный подэтаж, позволяю щий выделить три стадии геотектонического развития, соответствующие структурным яру сам. Нижний ярус включает преимущественно терригенные отложения среднего девона – нижнего франа и терригенно-карбонатные среднего франа – турне с рифовыми фациями.

Следующий ярус начинается угленосно-терригенными породами нижнего и среднего визе и выше до верхнего карбона включительно представлен карбонатными породами. Верхний ярус включает верхнепермские и, отчасти, триасовые отложения и имеет весьма значитель ную формационную изменчивость. В Приуральской части плиты он состоит из орогенных формаций, представленных флишем, сероцветной молассой, каменной и калийно магниевыми солями, угленосными толщами и красноцветной континентальной молассой. В пределах восточного Притиманья и Тимана флишоидная и сероцветная моласса уступает ме сто карбонатам, соленосные породы – ангидритам, угленосные-красноцветам.

Терригенные толщи мезо-кайнозойского подэтажа залегают со стратиграфическим перерывом или угловым несогласием на различных структурно-формационных образованиях и разделяются на среднеюрско-меловой и неоген-четвертичный структурный ярусы. Отло жения подэтажа в целом отражают период спокойного эпейрогенического развития Тимано Печорской плиты и, в частности, Тимана. В это время происходят в основном дифференци рованные вертикальные перемещения отдельных блоков литосферы, что наиболее отчетливо проявилось в пределах Тиманского кряжа.

Тектоническое строение Рис. 81. Фрагмент временного разреза вкрест простирания Восточно-Крохальской структуры Мингалеева И.Х., 2001 г.

Тектоническое строение Таким образом, тектонические структуры – образования многоактные. Современный их структурный план сформирован в результате длительного, многоэтапного геологического процесса. В этом процессе функционально возникали многообразные наложенные явления, в разной мере преобразующие и маскирующие основной план тектоники.

В условиях довольно скромной обнаженности на Тимане соседствуют весьма разно образные фации горных пород. Здесь сочетаются крайне простые и очень сложные тектони ческие структуры, а на глубине скважинами установлено чередование спокойно и полого залегающих рифейских горизонтов и сильно дислоцированных и метаморфизованных про межутков. В это же время при совершенно очевидном и установленном в целом по Тиману стратиграфическом и тектоническом несогласии между фундаментом и осадочным чехлом имеются некоторые данные об их общем согласном залегании. Так, по сейсмогеологическо му профилю I-I (рис. 82) можно проследить повторение складок осадочного чехла в припо верхностной части разреза фундамента.

Тиманский кряж (гряда) по подошве осадочного чехла представляет собой гипсомет рически наиболее приподнятую структуру Тимано-Печорской плиты и по своей таксономи ческой принадлежности соответствует Печорской синеклизе. В строении гряды принимают участие почти все структурные ярусы плиты, но с ограниченным распространением и объе мами. Силурийско-нижнедевонские отложения каледонского структурного яруса известны лишь на севере гряды. Шире развиты средне-верхнедевонские толщи, которые резко сокра щаются до полного исчезновения в сводовых частях крупных положительных структур гря ды. Визейско-нижнепермские отложения обычно с размывом перекрывают разные горизонты верхнего девона. Верхнепермские осадки заполняют впадины. В целом на Тиман ской гряде наблюдается соответствие структурных планов поверхности фундамента и оса дочного чехла. Подавляющее большинство исследователей (за исключением П.Э. Оффмана, отчасти, В.А. Разницына) априори считало, что имеет место соответствие и внутреннего строения рифейских толщ структурному плану осадочного чехла.

Несмотря на длительную историю изучения Тимана, на накопленный довольно значи тельный геологический и геофизический материал, составить достаточно детальную текто ническую модель Тиманского кряжа до сих пор не удается. Для осуществления этой цели необходим современный фундаментальный подход к изучению столь тектонически сложного района и, прежде всего, резкое увеличение региональных и детальных сейсморазведочных работ. Тиманская гряда в современном структурном плане представляет собой ряд кулисооб разно расположенных, сильно эродированных крупных валообразных поднятий северо западного простирания, осложненных дизъюнктивными нарушениями и флексурами, не имеющих соответственных отрицательных структур того же порядка. Впадины более высо кого порядка присущи только Южному Тиману.

В пределах западной структурно-формационной зоны фундамента выделяется Четласско-Цилемский мегавал (80 х 325 км) северо-западного простирания. Мегавал сильно эродирован и с запада ограничен глубинным разломом, по которому значительно опущено его северо-западное периклинальное замыкание. Последнее многие исследователи относят к Мезенской впадине под названием Верхнепезской ступени (Гецен, 1987 и др.). Центральная часть мегавала сложена рифейскими породами, а крылья - средне- и верхнедевонскими, в ос новном, пашийско-кыновскими мощностью до 650 м. Мегавал резко асимметричен: с запада он ограничен взбросо-надвигами западно-тиманского глубинного разлома, а на востоке ха рактеризуется достаточно пологим погружением смятых в складки пород чехла. Четласско Цилемский мегавал отделен от находящегося с северо-востока Канинско-Северо-Тиманского мегавала так называемой Косминской перемычкой, в современном структурном плане не представляющей обособленной впадины. В ее строении основную роль играют нижнефран ские породы, по которым при палеотектонических реконструкциях описываемая перемычка представляется внутренней наложенной впадиной (Гецен, 1987). Эту же перемычку можно трактовать как структуру, сформировавшуюся в зоне глубинного разлома древнего заложе ния, разделяющего крупные блоки рифейского фундамента.

Тектоническое строение Рис. 82. Сейсмогеологический профиль вкрест простирания Ухта-Ижемского вала Масштабы: гор. 1:212500, верт. 1: Тектоническое строение Четласско-Цилемский мегавал состоит из трех кулисообразно расположенных подчи ненных структур: Цилемского вала, Четласского горста и Обдырского вала. Все они (особен но две первых) сильно эродированы и в сущности образованы отдельными приподнятыми по разломам блоками рифейского фундамента.

Цилемский вал (25 х 100 км), вытянутый в северо-северо-западном направлении, включает выступы фундамента в верховьях рр. Печорской Пижмы и Цильмы. Его сводовая часть сложена живетскими-нижнефранскими отложениями, нарушена разрывными дислока циями северо-западного и субмеридионального простираний. Девонские осадки здесь сохра нились лишь в грабенообразных впадинах, на остальной территории они эродированы и на поверхность выходят рифейские толщи фундамента. Западное крыло вала более крутое. В его строении принимают участие девонские, каменноугольные и нижнепермские отложения.

Углы падения пород палеозоя достигают 30о-40о. Восточное крыло с углами падения 15о-20о образовано породами живета и нижнего франа. Прямого соответствия структур фундамента и осадочного чехла не наблюдается, но дизъюнктивные нарушения чехла, как правило, уна следованы от разрывов фундамента. На северо-западной периклинали вала обособляются Котвисское локальное поднятие, отделенное Лиственничным опусканием.

Четласское поднятие (горст-антиклиналь) размерами 50 х125 км имеет угловатую форму, несколько вытянутую в северо-западном направлении. Складка настолько эродиро вана, что по существу представляет собой высоко приподнятый блок фундамента. Платфор менный чехол сохранился лишь на склонах поднятия и в наложенных на байкальскую структуру раннефранских грабенообразных впадинах субмеридионального простирания.

Склоны поднятия крутые, осложнены разрывами. Последние в осадочном чехле нередко вы ражены флексурами, в строении которых принимают участие породы от живета до верхней перми включительно.

Обдырский (Обдырско-Синдорский) вал (20 х 70 км) образован каменноугольными и нижнепермскими отложениями. В сводовой его части местами на поверхность выходят по роды фундамента. В южной периклинали вала фундамент вскрыт скважинами на глубинах 779 м (скв. №1 Синдор) и 1050 м (скв. №1 Б. Пороги). По породам чехла Обдырский вал имеет вид крупной пологой брахиморфной антиклинали с несколько более крутым юго западным склоном. Расположен вал кулисообразно к Четласскому поднятию, примыкая к нему с юго-запада. С северо-востока вдоль Обдырского вала на расстоянии свыше 100 км при ширине 40 км прослеживается Верхневымская депрессия, северо-западная сравнительно узкая центриклиналь которой разделяет Обдырский и Четласский валы. Эта центриклиналь также тесно связана с глубоким разрывным нарушением. Верхневымская впадина, выпол ненная, в основном, пермскими образованиями, на юго-востоке плавно через некоторую пе ремычку переходит в Нившерскую впадину того же простирания, несколько меньших размеров, более округлых очертаний и также выполненную пермскими породами.

Юго-восточнее Обдырского вала вдоль глубинного разлома – западного ограничения Тиманской гряды находится горстообразное поднятие Джежимпарма (11 х 25 км) амплиту дой не менее 1000 м. В ядре поднятия на поверхность выведены породы фундамента. В оса дочном чехле Джежимпарма вырисовывается в виде брахиантиклинали, оконтуривающейся по выходам каменноугольных и нижнепермских отложений. Северо-восточное крыло склад ки сравнительно пологое (10о - 12о), юго-западное обрезано глубинным разломом, амплитуда которого здесь превышает 1 км. Северо-западнее и юго-восточнее Джежим-Парма переходит во флексурообразную складку значительно меньшей амплитуды. В пределах Джежим-Пармы установлено также, что простирание толщ осадочного чехла не зависит от простираний по род рифейского фундамента (Разницын, 1964 и др.). В данном случае следует полагать, что структура платформенного чехла существенно иная, чем структура байкалид фундамента.

Юго-восточнее и кулисообразно к Джежимпарме располагается Ксенофонтовский вал (15 х 100 км), в ядре которого на поверхность выходят местами породы фундамента и сред него карбона, а крылья сложены нижнепермскими отложениями. По последним данным Ксе нофонтовский вал причленяется к Полюдовскому поперечному поднятию, образуя Тектоническое строение Ксенофонтовский структурный мыс (Гецен, 1987). Ксенофонтовский вал вместе с Полюдов ским поперечным поднятием разделяют Верхнепечорскую и Соликамскую впадины Преду ральского краевого прогиба.

Полюдовское поперечное поднятие расположено на юго-восточном продолжении за падных дислокаций Тиманского кряжа в районе стыка Урала и Тимана. Структурная принад лежность Полюдовского поднятия до сих пор трактуется неоднозначно. На большинстве тектонических (структурных) карт оно относится к складчатой зоне Западного склона Урала (Чочиа, 1955;

Сафроницкий, 1969 и др.). Вместе с тем высказано достаточно обоснованное мнение (Гецен, 1984, 1987) о более тесной связи геологического развития Полюдовского поднятия с Русской плитой и Тиманом, нежели с Уралом.

В современном структурном плане Полюдовское поднятие состоит из куполовидных и брахиморфных асимметричных антиклиналей, разделенных плоскодонными синклиналя ми. По материалам Н.Г. Чочиа (1955) и других исследователей В.Г. Гецен (1987), в пределах Полюдовского поднятия выделил четыре типа структур: 1) асимметричные брахиантиклина ли с рифейскими породами в ядре;

складки сильно эродированы, обладают резко асиммет ричной формой с крутым до опрокинутого падением западных крыльев и более пологим восточных, часто также осложненных сбросами. 2) Структуры второго типа характеризуются значительным превышением длины над шириной (от 4х до 8), сравнительно крутыми углами падения крыльев и значительной нарушенностью форм. Некоторые антиклинали этого типа (Березовская, Говорухинская, Кременская, Пустовская) представлены лишь своими восточ ными крыльями, а их западные крылья полностью сорваны надвигами. Антиклинали этого типа формировались вдоль зон разломов субмеридионального (уральского) простирания. 3) Третий тип структур Полюдовского поперечного поднятия представлен синклинальными формами – коробчатыми синклиналями с плоским замком и крутыми, до запрокинутых, крыльями. 4) Структуры четвертого типа представлены асимметричными субпараллельными брахиантиклиналями с почти одинаковым наклоном их на запад и юго-запад. Все это позво лило В.Г. Гецену (1987) отнести их к разряду автохтонных структур, образовавшихся в срав нительно короткий промежуток времени движения надвиговых чешуй и в дальнейшем срезанных и перекрытых последними. Приведенная характеристика строения Полюдовского поднятия свидетельствует, что его структуры отличаются от линейных шарьированных скла док западного склона Урала и они гораздо более сходны со структурами Южного Тимана.

Все охарактеризованные выше тектонические элементы Тиманской гряды тяготеют к западной структурно-формационной подзоне рифейского фундамента и ограничены с запада -юго-запада Западно-Тиманским, а с востока и северо-востока Центрально-Тиманским глу бинными разломами.

В северной части территории Восточной структурно-формационной зоны рифейского фундамента выделяется Канино-Северотиманский мегавал (90 х 400 км). Эта структура включает Северный Тиман и северо-восточную часть п-ова Канина. Мегавал сильно эроди рован, в сводовой его части выступают рифейские породы.

Северо-западная периклиналь ме гавала располагается в пределах акватории Баренцева моря, где, по данным сейсморазведки, прослеживается на десятки километров. В строении мегавала принимают участие осадки от лландовери до антропогена включительно. В отличие от других районов Тиманской гряды здесь развита значительная по мощности (до 400 м) толща силурийского и нижнедевонского возрастов. Средняя амплитуда мегавала по отложениям чехла не менее 1000 м. В северной части мегавала обособляются Канинский и Северо-Тиманский валы, разделенные крупным глубинным разломом и сопряженной с ним седловиной осадочного чехла западного прости рания. Канинский вал (30 х 200 км) вытянут в северо-западном направлении, асимметричен и сильно эродирован. Свод его занимают породы фундамента. Юго-западное крыло крутое до запрокинутого, осложнено разломами и сложено в обнаженной части породами франского яруса. Северо-восточное крыло сложено силурийскими, девонскими и каменноугольными отложениями и осложнено складками подчиненного порядка, а также дизъюнктивами севе ро-западного простирания.

Тектоническое строение Рис. 83. Выступы фундамента и аномалии сейсмической записи в разрезе III пласта Мингалеева И.Х., 2001 г.

Тектоническое строение Рис. 84.Тектонические нарушения и складки в девонских породах Цильменского камня.

Зарисовки Ф.Л. Юманова, 1982 г.

Морфология Канинского вала в общих чертах отражает морфологию поверхности фундамента. Северо-Тиманский вал (90х150 км) имеет также северо-северо-западное про стирание и отчетливую сундучную форму. В осевой части вала эрозией вскрыты рифейские толщи, местами прорванные интрузиями кислого и основного состава. Плоский свод образо ван силурийскими, нижне- и среднедевонскими отложениями. В строении крутых, ослож ненных флексурами крыльев принимают участие породы верхнего девона, карбона и перми.

Вдоль разломов распространены покровы раннефранских базальтов. Вал асимметричен, его западное крыло значительно круче восточного. В центральной части вала по поверхности фундамента выделяется Травянское (Гецен, 1987) опускание, представляющее собой нало женную впадину, выполненную силурийскими и девонскими образованиями. Территория п ова Канина в течение всей фанерозойской истории геологической эволюции была относи тельно приподнята. Поэтому геологический разрез платформенного чехла характеризуется неполнотой стратиграфических подразделений и сокращенной их мощностью. Осевая часть вала, напротив, была областью частичного погружения в силурийское, нижне- и среднеде вонское время.

Далее на юго-восток располагается Восточно-Тиманский мегавал (80 х 460 км), огра ниченный с северо-запада Центрально-Тиманским и юго-востока Восточно-Тиманским глу бинными разломами. Мегавал резко асимметричен и имеет сильно расчлененный фундамент.

К его юго-западному склону приурочены два поднятых по взбросам выступа фундамента, образующих ядра сильно эродированных платформенных валов Вымского и Очпарминского.

Некоторые исследователи объединяют эти структуры под названием Вымско-Вольской гря ды (вала) (Разницын, 1964;

Черный и др., 1968 и др.). Вымско-Вольский эродированный вал (10-20 х 300 км) является дислокацией осадочного чехла, возникшей под давлением блоков фундамента, и является по существу привзбросовой дислокацией. Западное его крыло слага ют интенсивно смятые породы девона, карбона и перми, а восточное крыло чаще всего по лого (5о – 150) падает к северо-востоку. Как правило, его слагают породы девона и карбона.

Юго-восточную часть Вымско-Вольского вала составляет структура (15 х 80 км), представляющая собой горстообразное поднятие со взбросо-надвиговым сместителем на юго-западе и двумя кулисообразно расположенными сбросами на северо-востоке.

Тектоническое строение Далее к северо-западу в пределах вала выделены Вымское и Кедвинское поднятия, представляющие собой два чешуйчато надвинутых друг на друга линейно вытянутых блока земной коры (7-12 х 100 км). Между этими блоками зажат участок девонских пород, на кото рый надвинут Кедвинский блок, а Вымский надвинут на пермские и каменноугольные отло жения Верхневымской депрессии.

К северо-востоку от Вымского и Очпарминского валов расположена полоса (50 - км) сравнительно неглубокого залегания рифейского фундамента. В этой полосе параллель но указанным структурам протягивается Ухто-Ижемский (Ухтинский) вал (20-40 х 300 км) амплитудой не менее 800 м. В основании вала находится блок фундамента, осложненный многочисленными тектоническими нарушениями, часто прослеживающимися и в осадочном чехле. Ухто-Ижемский вал в отличие от большинства других крупных структур Тимана об ладает в общем симметричным строением, в котором участвуют блоки фундамента, отложе ния среднего и верхнего девона, карбона и перми. Среднедевонские отложения залегают широкой полосой на северо-восточном склоне вала, распространяясь в его присводовую часть лишь заливами. Ухта-Ижемский вал осложнен крупными и мелкими локальными по ложительными и отрицательными складками платформенного блока. Последние иногда представляют собой грабены, заполненные среднедевонскими и нижнефранскими терриген ными породами с долеритами и базальтами. Наглядно иллюстрирует характер внутренней структуры вала поперечный сейсмогеологический профиль I-I, выполненный по материалам детальной сейсморазведки и бурения (рис. 82).

Одной из наиболее изученных сейсморазведкой и бурением структур вала является самая крупная и приподнятая Ухтинская антиклиналь. Эта складка, в свою очередь, ослож нена локальными пликативными дислокациями и разрывными нарушениями. В присводовой части Ухтинской складки поверхность фундамента, по данным сейсморазведки, выглядит как типичный эрозионный срез – наклонные отражения от пластов в толще фундамента сме няются выше эрозионного среза более упорядоченными и пологими отражениями, просле живающимися в осадочном чехле. Несколько иной сейсмический рисунок имеет кровля в зоне развития вулканогенно-осадочных образований.

Здесь динамическая выразительность отражающего горизонта, скорее всего, связана с вторичными изменениями в кровле фундамента в связи с вулканической деятельностью в предтиманское время. На временных разрезах выделяются аномалии сейсмической записи, которые в плане выстраиваются в узкие линейные зоны. Преимущественное расположение этих зон по восточному склону Ухтинской антиклинали, где наиболее широко развиты вул каногенные образования, позволяет связать их с каналами извержения вулканогенов, либо с наличием в фундаменте интрузивных образований.

Осадочный чехол в осевой части Ухтинской складки имеет мощность 100-160 м (Вод ненская и Верхнечутинская структуры, скв. №2053, 25/1 – lm), а в районе Крохальской структуры 273-306 м (скв. 3-Крохаль, 1-Крохаль). В пределах грабенов (напр., Западно Крохальского) мощность осадочного чехла увеличивается до 470 м и более (скв. 25-Т – м, скв. 27-Т – 467 м).

Детальными сейсморазведочными исследованиями установлено, что западный склон антиклинали осложнен Тобысским разломом, восточный – Чибью-Крохальским (рис. 85).

Тобысский разлом отделяет Ухтинскую складку от расположенного юго-западнее Тобысь ского локального прогиба. На временных разрезах нарушение отображается зоной отсут ствия сейсмической записи шириной 500-600 м. Амплитуда смещения по поверхности фундамента достигает 300 и более метров. Южнее амплитуда уменьшается и разрыв по оса дочному чехлу постепенно переходит во флексуру. Вдоль разлома закартированы локальные структуры. На северо-западе участка детальных работ оконтурена Турунвожская локальная складка сложных очертаний. Складка вытянута по северо-восточному приподнятому крылу вдоль разлома размерами 2,5 х 20-21 км, амплитуда по подошве осадочного чехла свыше 30 м.

Чибью-Крохальский разлом является северо-западным продолжением установленного бурением Чибьюского, с которым связана ловушка одноименного нефтяного месторождения.

Тектоническое строение Рис. 85. Структурная карта по кровле метаморфического фундамента центральной и северо-западной части Ухтинской антиклинали Тектоническое строение Рис. 86. Карта изопахит ОГ III f1-2(D3f1-2) и VI (PR2) центральной и северо-западной части Ухтинской антиклинали Тектоническое строение Максимальная амплитуда Чибью-Крохальского разлома, установленная сейсмораз ведкой и бурением в районе скв. 13-Т и 4-Крохаль, составляет свыше 50 м. Амплитуда нару шения заметно уменьшается вверх по разрезу, что, по мнению сейсморазведчиков, говорит о древнем заложении нарушения и последующем его оживлении (Мингалеева, Школьник, 2000 г.). В полосе нарушения выявлены максимальные мощности песчано-алевритового пла ста II нижнетиманского подгоризонта (скв. 13-Т, 4-Крохаль, 11-Верхн. Чуть). В тектониче ской полосе нарушения находится Восточно-Крохальская сложная складка, осложняющая опущенное крыло разлома и имеющая размеры 1,5 х 10 км и амплитуду 35 м по девонским слоям. К северо-западу вдоль разлома также на опущенном крыле сейсморазведкой закарти рована Изъельская структура (4 х 12 км) амплитудой до 80 м по отложениям девона и по верхности фундамента. Юго-восточнее оконтурена Крохальская брахиантиклиналь, осложняющая, в отличие от вышеописанных, приподнятое крыло разлома. Размеры поднятия по изогипсе –200 м 2 х 10 км, амплитуда по поверхности фундамента свыше 40 м. Анализи руя строение участка детальных сейсморазведочных работ, можно заметить, что все структу ры, осложняющие Ухтинскую складку, генетически связаны с формированием разрывных нарушений фундамента и осадочного чехла, т.е. движениями блоков фундамента в течение, по крайне мере, фанерозойского эона. Блоковый характер строения Ухтинской складки от четливо отображается на карте изопахит между отражающими горизонтами IIIf1-2 (D3f1-2) и IV (PR2) (рис. 86). За пределами участка детальных сейсморазведочных работ, по данным бу рения, можно считать установленным, что с нарушениями в фундаменте и чехле связано формирование других локальных структур с рифами.

На северном окончании Ухта-Ижемского вала закартированы геолсъемкой и бурени ем Эшмесская, Южно-Эшмесская, Максарская и Верховская структуры. Все они находятся на одной линии с Ухтинской складкой и причиной их появления, по-видимому, явились движения по одному сложно построенному разлому. Эшмесское и Максарское поднятия яв ляются частью своеобразных структурных террас, смыкающие крылья которых наклонены в сторону восстания пластов. По существу там имеет место взбросо-надвиг в фундаменте, ко торому в чехле соответствует пологое асимметричное поднятие с более крупным западным крылом. Южное окончание Восточно-Тиманского вала представляет собой выделенную с определенной долей условности Немскую структурную террасу, предположительно анало гичную выше описанным северным.

Северо-восточный склон Восточно-Тиманского вала ступенеобразно и постепенно переходит в юго-западный борт Ижма-Печорской впадины и границей между ними, как уже указывалось, принято считать Восточно-Тиманский граничный разлом. По юго-западному борту Ижма-Печорской впадины отчетливо выделено Омра-Сойвинское поднятие (ступень), отделенное от Тимана упомянутым граничным разломом. Ступень в плане имеет вид трапе ции с большим основанием, протягивающимся вдоль разлома на расстояние 120-130 км и малым основанием длиной 50-60 км, расположенным в 55-60 км северо-восточнее.

Поднятие над склоном впадины по кровле карбонатов (С) имеет амплитуду 400-500 м.

По этой же поверхности поднятие представляет единое целое с юго-восточным окончанием Ухто-Ижемского вала. Большинство исследователей (Журавлев, 1972;

Дедеев, Запо рожцева, 1984;

Гецен, Дедеев, 1984 и др.) относят Омра-Сойвинское поднятие к Ижма Печорской впадине, другие (Калинина, 1955;

Цзю, 1964 и др.) считают его частью Тимана.

Если представить современную структуру Тиманского кряжа сформированной благодаря по движкам блоков фундамента, в связи с развитием и становлением в фанерозое Печорской и Мезенской синеклиз, то Омра-Сойвинское поднятие генетически связано с блоком ри фейского фундамента и является частью Тимана.

В заключение еще раз подчеркнем, что современный структурный план Тимана фор мировался на протяжении фанерозойского времени благодаря подвижкам разновысоких бло ков фундамента и определенному влиянию со стороны Уральской герцинской геосинклинали. Ни по одной из крупных структур Тимана, как и кряжу в целом, не имеется достоверных данных об их унаследованности от структур байкальской складчатости. Ис Тектоническое строение ключение составляют глубинные разломы, разделяющие различные структурно формационные зоны байкалид и, следовательно, существовавшие и развивавшиеся в ри фейское время.

3.3. Системы глубинных разломов и другие разрывные нарушения 3.3.1. Методика выявления и трассирования разломов Принципы выявления и трассирования разломов, разработанные на основе опыта геофизических исследований, сводятся к следующим основным положениям.

По аномалиям геомагнитного и гравитационного полей Анализ физических свойств пород, распределения и природы геофизических анома лий свидетельствует о том, что гравитационные и магнитные исследования в большей степе ни дополняют друг друга при изучении разломов. Данные гравиметрии и магнитометрии используются при изучении взаимосвязи внутренней структуры фундамента с рельефом его поверхности и тектоникой осадочных отложений. Их материалы способствуют выделению дислокаций осадочного чехла и изучению внутренней структуры фундамента, сформиро вавшейся в результате перемещения блоков земной коры по глубинным разломам.

Исследованиями Р.А. Гафарова (1959, 1961, 1963), А.Я. Яроша (1959, 1966), И.М. Уразаева (1964, 1966, 1970) и других установлено, что аномальные геомагнитные поля обычно отражают зоны развития магнитных разностей метаморфических и интрузивных по род фундамента и внутренней структуры земной коры. Различие уровней регионального фо на геомагнитных полей в ряде случаев обусловливается дифференциацией пород "базальтового" слоя или различной глубиной залегания уровня, на котором температура до стигает точки Кюри (Булмасов, 1962). При этом более повышенные значения регионального фона связываются с магнитными разностями пород "базальтового" слоя или большей глуби ной изотермы Кюри.

Осадочные породы обычно слабо магнитны и в большинстве случаев могут создавать слабоинтенсивные магнитные аномалии. Слабоинтенсивными, но резко дифференцирован ными аномалиями могут сопровождаться в геомагнитном поле эффузивные образования, спорадически встречающиеся в осадочных отложениях.

С учетом этих аномалиеобразующих факторов геомагнитного поля линейно вытянутые зоны повышенных горизонтальных градиентов Та, характеризующиеся сопря женными максимумами и минимумами, можно считать свидетельствами об уступообразной форме магнитовозмущающих масс. По результатам количественных расчетов аномалий это го типа поверхность магнитоактивных масс располагается на глубинах 20-25 км (Кузнецов и др., 1973, 1977) и сопоставляется, по материалам сейсмических исследований МОВЗ, с поро дами "базальтового" слоя (Кремс, Шихмуратов, Кузнецов и др., 1974).

Полосовые аномалии Та представляются обусловленными разломами, сопровож давшимися внедрениями интрузий магнитоактивных пород, а также изменениями рельефа магнитовозмущающих масс по плоскости сбросов (взбросов). Сложные магнитные анома лии, представляющие собой сочетание линейно-вытянутых аномальных зон и полосовых аномалий Та, характеризуют участки интенсивной интрузивной деятельности в зонах дроб ления и в оперяющих их трещинах. Эти аномалии отмечаются над магнитовозмущающими массами всевозможной формы. Изометричные аномалии Та, размещающиеся в местах пере сечения, стыка и сопряжения линейно-вытянутых аномальных зон, обусловлены в ряде слу чаев штокообразными магнитными телами в зоне пересечения и сопряжения разломов.

Интенсивные изометричные аномалии геомагнитного поля часто связываются с массивами ультраосновных пород и трассируют крупные глубинные разломы земной коры.

Эти морфогенетические типы магнитных аномалий положены в основу выявления и Тектоническое строение трассирования разломов земной коры по аномалиям геомагнитного поля. При этом выделе ние и прослеживание разрывных нарушений в поле Та проводилось по зонам высоких гра диентов магнитных аномалий, крутым и резким их ограничениям, торцевому сочленению неодинаково ориентированных аномалий, по зонам пересечения аномалий различных про стираний, цепочкам узких линейных положительных или отрицательных аномалий, смеще нию линейно-вытянутых аномалий в плане, по изгибам изолиний, секущим основные простирания поля Та, и вдоль границ участков со специфической характеристикой магнит ных аномалий.

Дизъюнктивные нарушения сдвигового характера выделяются обычно по резкому смещению простирания и стыку зон различной ориентировки аномалий геомагнитного поля.

Крупные тектонические нарушения глубокого заложения выделяются по смещению осей корреляции аномалий, резкой смене горизонтальных градиентов и по зонам изогнутых изо линий вдоль границы изменения характера полей. По резкому смещению осей магнитных аномалий, контрастному обрыву характера геомагнитного поля, резкому сгущению изолиний Та выделяются и прослеживаются часто трансформные разломы субширотного и, частично, северо-восточного простирания. При этом субширотные разломы выявлялись и трассирова лись по субширотной границе резкого изменения интенсивности геомагнитного поля;

по смещению магнитных аномалий, связанных с изометричными или линейно-вытянутыми из верженными породами и складчатыми структурами карелид или рифеид;

по зонам беспоря дочно ориентированных локальных слабоинтенсивных магнитных аномалий, отражающих, вероятно, участки дробления и катаклаза горных пород в зонах разломов;

по субщиротным полям развития базальтов и другим признакам.

Участки сложнопеременного геомагнитного поля связывались с полями развития ба зальтов верхнедевонской трапповой формации. Линейные, часто дугообразные магнитные аномалии различного простирания предполагались обусловленными флексурами или линей ными зонами структурных осложнений слабомагнитных пород, связанных с разрывными нарушениями. Более четко нарушения осадочного чехла отражаются в локальном магнитном поле в виде слабоинтенсивных положительных магнитных аномалий (до 10 ), часто совпа дающих с неотектоническими нарушениями при дешифрировании аэрофотоснимков.

При выявлении и прослеживании нарушений фундамента и чехла использованы так же карты локальных магнитных аномалий, первой и второй производных поля Та, постро енных различными исследователями. Выделение разломов по этим картам проведено на основе использования тех же особенностей и признаков полей, что и по картам Та. При этом повышается достоверность выделения нарушений, особенно на площадях высокоточ ных аэромагнитных съемок.

Изучение геологической природы локальных аномалий силы тяжести методами мате матической статистики (Кузнецов, 1970) позволило классифицировать локальные аномалии и выделить отдельные их типы. В результате установлено, что локальные аномалии силы тя жести в отличие от магнитных отражают особенности строения верхних горизонтов чехла, петрографическую (плотностную) неоднородность верхней части фундамента и рельеф по следнего. Различными сочетаниями и размещением этих аномалиеобразующих факторов в разрезе истолковывается геологическая природа выделенных по материалам статистической обработки четырех групп наиболее вероятных, типичных локальных аномалий силы тяжести.


На основании установленной природы аномалий силы тяжести зоны повышенных го ризонтальных градиентов поля в зависимости от принадлежности выделенных локальных аномалий к определенной группе связывались либо с крыльями сводовых поднятий, валооб разных структур, флексурообразных перегибов верхних горизонтов, фациальными замеще ниями его комплексов, либо с неоднородностью состава и складчатым строением фундамента, разделенного разломами на блоки разного гипсометрического положения. Дви жение блоков фундамента по разломам получило отражение в распределении различных структур чехла, строение верхних горизонтов которого зафиксировано в локальных анома лиях силы тяжести различных групп. Эти критерии были положены в основу выявления и Тектоническое строение трассирования особенностей строения верхних горизонтов, отражающих разломы фундамента.

Сопоставление элементов геомагнитного поля (контуров и осей магнитных аномалий, зон повышенных горизонтальных градиентов Та и т.д.) с элементами и аномалиями силы тяжести региона показывает, что между этими геофизическими полями в редких случаях наблюдается прямое соответствие. Обычно контуры аномальных зон этих полей оказывают ся смещенными друг относительно друга. Иногда магнитные аномалии располагаются в зо нах горизонтальных градиентов силы тяжести и в краевых частях широких гравитационных максимумов, отнесенных к аномалиям первой и второй групп. Наиболее четкое совпадение локальных гравитационных и магнитных аномалий наблюдается, в основном, вдоль глубин ных разломов земной коры и на стыках этих разломов в зонах с различной ориентировкой простираний аномальных геофизических полей.

Анализ типов соотношений гравитационных и магнитных аномалий представляет несомненный интерес при оценке преобладающего влияния тех или иных аномалиеобразу ющих факторов, обусловливающих распределение локального поля силы тяжести. В частно сти, на основании этих данных можно высказать представления о преобладающем влиянии либо гравиактивных масс фундамента, либо строения верхних горизонтов комплекса осадоч ных отложений. Совпадение в плане аномалий гравитационного и магнитного полей свиде тельствует об их геологической причине, заключенной во внутреннем строении фундамента.

Основываясь на результатах сопоставления и изучения гравитационных и магнитных аномалий путем их совместного анализа с геологическим строением, а также на материалах по изучению природы аномальных полей, представляется возможным по данным этих съе мок решение следующих геологических задач при изучении разломов и структуры комплек сов пород.

1.Определение направления смещения блоков земной коры по плоскости сбросов (взбросов) и угла наклона плоскости разлома.

2.Прогнозирование структурно-тектонических зон осадочного чехла и участков раз вития локальных поднятий.

Отличительной особенностью трассирования зон глубинных разломов, по материалам гравимагнитных исследований, является то, что по данным этих съемок представляется воз можным проследить и изучить характер разломов от горизонтов, расположенных на глуби нах порядка 18-25 км и иногда 40-50 км до приповерхностного их проявления на глубинах 1,5-2,0 км и даже 200-500 м. При этом относительные перемещения блоков земной коры оце ниваются, исходя из анализа материалов гравиметрических исследований в сопоставлении с аномальным геомагнитным полем. Отражение этих движений в структурном плане верхних горизонтов часто устанавливается своеобразным распределением поля силы тяжести (зоны горизонтальных градиентов, изгибы изоаномал и др.). Поэтому выделение разломов по гра виметрическим материалам может быть обусловлено в ряде случаев проявлением блоковых движений фундамента при формировании дислокаций осадочного покрова.

Следовательно, результаты совместного истолкования материалов гравимагнитных съемок могут быть использованы при изучении взаимосвязи внутреннего строения фунда мента с рельефом его поверхности и тектоникой осадочных отложений, так как разломы, прослеженные по данным магнитометрии, проявляются не только в "базальтовом" слое, но и в толще "гранитного" слоя, относительные перемещения блоков которого находят прямое или косвенное отражение в аномальном гравитационном поле в виде зон повышенных гори зонтальных градиентов силы тяжести. Поэтому на основании анализа геофизических полей представляется возможным выделение глубинных разломов, уходящих корнями в верхнюю ман тию;

разломов, затухающих в "базальтовом" слое, и разломов, затухающих в "гранитном" слое.

Глубинные разломы, уходящие корнями в верхнюю мантию (коровые разломы), про слеживаются часто в рельефе поверхности фундамента, так как являются обычно длительно живущими. Они нередко проявляются в виде складок, ступеней и других форм разрывных дислокаций, характеризующих платформенную складчатость. При этом ступени характерны как для поверхности фундамента, так и для поверхности Конрада и, возможно, Мохоровичича.

Тектоническое строение В покрывающем чехле, ввиду пластичности осадочных пород, эти разломы выража ются чаще флексурами. Однако и в платформенном чехле нередко устанавливаются призна ки разрывных нарушений (зеркала скольжения, метаморфизованные глинистые породы и др.), приуроченные к зонам разломов фундамента, выделенным по геофизическим данным.

Флексуры гравиактивных границ раздела создают в гравитационном поле аномалии в виде линейно-вытянутых зон повышенных горизонтальных градиентов силы тяжести (типа "гра витационной ступени").

Разломы, затухающие в "базальтовом" слое, характеризуются меньшей продолжи тельностью развития во времени. Возобновление движений по ним происходило, по видимому, этапами и на отдельных участках. В рельефе фундамента эти нарушения могли и не получить выражения ввиду уменьшения по направлению к поверхности земли интенсив ности проявления глубинных процессов в вертикальных тектонических движениях (Борисов, 1964), а также длительного этапа континентального перерыва, в результате которого текто нические элементы фундамента были подвергнуты эрозии и снивелированы.

Разрывные нарушения этого типа (внутрикоровые разломы), видимо, менее интенсив но проявлялись, чем глубинные разломы, рассекающие толщу земной коры. Поэтому отно сительные перемещения по ним гравиактивных границ разделов в фундаменте и осложнения в осадочном чехле получили более слабое выражение. В гравитационном поле эти разломы прослеживаются обычно аномалиями второй группы и зонами повышенных горизонтальных градиентов силы тяжести меньшей интенсивности в сравнении с коровыми разломами. Они сопровождаются также вытянутыми локальными максимумами силы тяжести, контролиру ющими приразломные дислокации осадочного чехла и фундамента.

Разломы, затухающие в "гранитном" слое, устанавливаются на основании анализа гравиметрических материалов в сопоставлении с магнитным полем. Отражение относитель ных перемещений блоков фундамента по ним в горизонтах чехла часто фиксируется своеоб разным распределением локального поля силы тяжести. Выделение этих разломов осуществляется по зонам горизонтальных градиентов локальных аномалий высшего порядка, обусловленных проявлением блоковых движений фундамента. В рельефе фундамента эти мелкие блоки могут даже не отражаться. Поэтому гравитационные аномалии, расположен ные в области нормального, слабо положительного или отрицательного геомагнитного поля и не совпадающие с локальными магнитными аномалиями, часто обусловлены влиянием структурных элементов верхних горизонтов.

Практический интерес при интерпретации материалов гравимагнитных съемок пред ставляет определение направления и характера смещения горизонтов земной коры по плос кости сбросов (взбросов). Определение характера разломов по плоскости сбросов (взбросов) может быть осуществлено по распределению аномалий силы тяжести и геомагнитного поля на основе анализа несовпадений в плане разрывных нарушений по различным горизонтам земной коры, разломов фундамента с внедрением магматических пород и зон повышенных горизонтальных градиентов силы тяжести, контролирующих флексурообразные перегибы и участки резкой фациальной изменчивости комплекса осадочных пород. Более того, по отно сительному расположению линий смещения горизонтов земной коры и внедрения интрузий основных пород по разлому можно приближенно оценить угол наклона плоскости разрыва.

Для этого используются данные по распределению нижних кромок магнитоактивных тел, характеризующие глубину залегания границ раздела земной коры, верхних кромок магнит ных масс в фундаменте и осадочном комплексе пород, а также положение горизонтальных градиентов локального поля силы тяжести.

Для тектонических нарушений без внедрения интрузий основных пород определение направления, характера и осредненного угла падения разломов проводится на основе ком плексного анализа материалов гравимагнитных съемок. При этом отражение разлома в от ложениях верхних горизонтов устанавливается по распределению аномалий силы тяжести. В частности, субпараллельное размещение и несовпадение в плане разломов по поверхностям разделов земной коры и их проявления в строении верхних горизонтов, а также характера Тектоническое строение соотношений гравитационных и магнитных аномалий будет свидетельствовать о направле нии и характере смещения блоков земной коры по плоскости сбросов (взбросов) и о вели чине осредненного угла ее падения.


Следовательно, по распределению аномалий геомагнитного и гравитационного полей представляется возможным определение направления смещения поверхностей раздела зем ной коры по разлому и осредненного угла наклона плоскости сбрасывателя, определение ха рактера перемещений отдельных блоков фундамента (сброс или взброс), формирующих структурный план вышележащих горизонтов осадочного чехла. С этой целью используются следующие параметры разломов:

- положение их по поверхностям раздела земной коры;

- положение и глубина залегания верхних кромок интрудированных тел;

- отражение разломов фундамента в горизонтах осадочного чехла, сопровождающееся повышенными горизонтальными градиентами локального поля силы тяжести.

Рис. 87. Картирование тектонического нарушения между Омра-Сойвинской и Тэбук-Савиноборской террасами по данным аэромагнитной съемки (по Б.П. Травникову и др.,1977) Условные обозначения:

а – изолинии поля Та, б – изолинии горизонтального градиента Та/ х, в – изолинии аномалий Wzzz (Элкинс, S=2,2 км), г – изогипсы кровли карбонатных отложений сакмарского яруса нижней перми Гравитационные аномалии, расположенные в области нормального геомагнитного Тектоническое строение поля и не совпадающие с распределением магнитных аномалий, могут быть истолкованы строением осадочного комплекса пород. При этом линейные зоны повышенных горизон тальных градиентов локального поля силы тяжести характеризуют крутые крылья флексуро образных перегибов верхних горизонтов. Локальные же аномалии силы тяжести более высоких порядков часто обусловлены структурными особенностями и осложнениями текто нических зон чехла. В частности, положительными аномалиями силы тяжести на картах де тальных гравиметрических съемок достаточно надежно отмечаются структуры третьего порядка по поверхности верхнего сульфатно-карбонатного комплекса. Поэтому с повышени ем точности полевых исследований появляется возможность детального изучения геострук турных элементов горизонтов осадочных отложений, обусловленных движением мелких блоков фундамента по разломам.

Таким образом, комплексный анализ материалов гравимагнитных съемок раскрывает перспективы их использования при изучении характера глубинных разломов, степени их влияния в создании структурно-тектонических зон осадочного комплекса пород и выяснении вопросов соотношения структурных планов горизонтов земной коры.

По аномалиям магнитотеллурического поля Трассирование разломов в осадочном комплексе пород по данным метода ТТ осу ществляется путем прослеживания линейных элементов на картах изолиний Еср, Еmin, Е, Еmax, Е, М крупномасштабных съемок. При этом разрывные нарушения выделялись по зо нам повышенных горизонтальных градиентов, торцевому сочленению аномалий поля ТТ, изменению морфологии поля и простирания осей аномалий (рис. (3.4.1.2) 1).

Однако не все линейные элементы поля ТТ могут отвечать тектоническим разрывам.

В их числе могут быть линейные контакты пород, резко различающихся по физическим свойствам;

крутые флексуры;

зоны фациального изменения, выклинивания или вклинивания комплексов пород различного электрического сопротивления. Эти особенности строения, отражающие блоковые движения фундамента по разломам, сходны с электрической характе ристикой разрыва и прослеживаются линейными элементами поля ТТ. Особенности строе ния чехла и отвечающие им линейные элементы теллурического поля могут свидетельствовать о влиянии разломов на формирование структурного плана, изменение мощностей и фаций пород.

По материалам сейсмологии и сейсморазведки Сейсмологические и сейсморазведочные материалы обычно используются для оценки достоверности разломов, выделенных и прослеженных при анализе потенциальных геофизи ческих полей. Исследования МОВЗ и КМПВ выполнены в регионе по ряду профилей в раз личных геоструктурных зонах.

По данным КМПВ и МОВ многими исследователями намечены зоны разрывных нарушений фундамента и осадочных отложений. Их выделение проводилось по совокупно сти таких признаков, как наличие на сейсмограммах дифрагированных волн, изломов осей синфазности, резкого изменения формы записи и по различию граничных скоростей.

По материалам МОВЗ (В.Н. Пензина и др., 1970;

Н.К. Булин и др., 1973) выделяются вертикальные и наклонные разломы двух категорий. К первой категории относятся предпо ложительно глубинные разломы, а ко второй – пограничные зоны разрывных нарушений на границах разнородных блоков земной коры и верхней мантии. Разрывные нарушения второй категории в зависимости от масштабов проявления условно подразделяются на тектонически активные зоны значительной вертикальной протяженности, отвечающие в отдельных случа ях глубинным разломам, и более локальные зоны тектонических нарушений. Это подразде ление отражает, вероятно, различный генезис вертикальных и наклонных зон разломов.

Зоны глубинных разломов первой категории характеризуются большей достоверно Тектоническое строение стью выделения, чем пограничные зоны разрывных нарушений. Вместе с тем классификация зон разломов по МОВЗ в значительной мере условна и не всегда может быть осуществлена с необходимой надежностью.

Глубинные разломы первой категории выделяются по МОВЗ, исходя из следующих основных критериев:

- существенного изменения глубин залегания границ раздела земной коры и верхней мантии;

- резкого изменения структуры земной коры или верхней мантии в латеральном направлении (изменение степени дифференциации слоев по упругим свойствам, изменение толщины отдельных слоев земной коры и т.д.);

- резкого изменения динамических признаков обменных и иногда продольных упру гих волн от большинства границ раздела, фиксируемых в непосредственной близости от зо ны глубинного разлома (относительно высокочастотный состав волн PS;

иногда появление аномалии в поляризации волн PS и т.д.).

Эти критерии не всегда проявляются совместно и выделение разлома может быть осуществлено лишь по двум признакам. При этом предпочтение, как правило, отдается двум первым признакам, характеризующим особенности строения земной коры или верхней ман тии в разделенных глубинными разломами блоках.

При выделении зон разломов второй категории в качестве основного признака их наличия в разрезе являлось наиболее резкое изменение характера расслоенности земной ко ры или верхней мантии в различных блоках. Учитывались также особенности распределения в разрезе глубин залегания границ раздела по волнам PS аномальной полярности. При этом выделение вертикальных зон разломов осуществлялось с большей достоверностью, чем наклонных зон разрывных нарушений земной коры.

3.3.2. Основные черты разрывной тектоники По своему характеру разлом представляет собой зону нарушения сплошности горных пород, по которой происходят относительные перемещения блоков земной коры, разделен ных этим разломом. Инфраструктура разломов Тиманского кряжа имеет обычно различной сложности строение, являясь часто зоной переплетения отдельных разрывов, насыщенную нередко магматическими породами. Зона разлома или разлом имеет три параметра измере ния: длину, ширину значительно меньшую длины и глубину проникновения, соизмеримую с размерами блоков, которые он разделяет. Зону глубокого или глубинного разлома можно представить как систему отдельных частных дизъюнктивных нарушений, вытянутых в од ном, основном тиманском направлении и сопровождаемых отдельными нарушениями иного, иногда поперечного направления. Таким разломам свойственно длительное развитие, значи тельное различие в строении геоструктур, которые он разделяет, и значительная глубина за ложения. Принято считать, что последнее свойство, т.е. глубина заложения, является главным свойством глубинных разломов, отличающих их от прочих разрывов. Считается до казанным, что максимальная глубина заложения разломов отвечает глубине глубокофокус ных землетрясений (И. Чедвик, 1962;

Х. Беньофф, 1962;

В.Е. Хаин, 1963 и др.). На глубинах в десятки и сотни километров зона разлома – это, прежде всего, зона ослабленного давления;

по-видимому, зона «активизации» вещества земных недр с существенными отличиями физи ко-химических свойств. Нарушение сплошности пород в зоне разлома обуславливает его по вышенную проницаемость для флюидов в виде расплавов, растворов и газов. Зоны разломов – это как бы узкие линейные участки дренажа недр с дифференциацией вещества по ликва ционному признаку.

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

Тектоническое строение Рис. 88. Системы глубинных разломов Тиманского кряжа и сопредельных территорий Составил Л.П. Шилов (1977) С конвективным переносом тепла связано увеличение кондуктивного теплопотока в Тектоническое строение зоне разлома вследствие накопления его в магматических очагах сравнительно неглубоко от поверхности.

Наиболее глубинным разломам Тимана принадлежит основополагающая роль в фор мировании его геоструктурных особенностей. Эти разломы самым тесным образом были связаны с эпейрогенетическими движениями Русской плиты в целом. Как только территория Тимана подвергалась поднятиям или опусканиям и связанным с ними регрессиям и транс грессиям моря, отдельные блоки, отвечающие современным крупным структурам чехла, в силу своей разобщенности разломами отставали или опережали другие. Эти отставания или опережения отчетливо фиксируются на Тимане в мощностях осадочных пород и их форма ционных и фациальных характеристиках. Анализ фациального и формационного состава по род на крыльях нарушений и анализ мощностей позволяет проследить характер развития разлома, выделить периоды его относительного покоя и моменты активизации движений по разлому.

Глубинные разломы Тимана закладывались на разных этапах геологической истории и длительность их развития различна даже для этой сравнительно небольшой территории, хотя общепринятой методики определения возраста глубинных нарушений пока не суще ствует. Это связано, прежде всего, с тем, что основную информацию для изучения строения и глубины заложения разломов, особенно в закрытых и полузакрытых областях, дают геофи зические материалы, которые, как известно, не всегда можно интерпретировать однозначно.

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

В.А. Дедеев и др., 1966, 1977, 1978;

А.И. Запорожцева, 1971;

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

Л.П. Шилов и др., 1974;

Н.В. Шаблинская, 1980,1991;

Н.А. Малышев, 1980, 1986;

В.И. Башилов, 1981, 1990;

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

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

Аналогично составлена схема разломов Г.Е. Кузнецовым и В.А. Белитченко (1979). У этих авторов северо-западные дислокации трактуются как наиболее древние допалеозойские, наложенные на них меридиональные и субмеридиональные связываются с герцинским оро генезом Урала. Широтные и субширотные Г.Е. Кузнецов и В.А. Белитченко относят к наибо лее древним дорифейским, а нарушения северо-восточного простирания также к «древним»

без указания определенного возраста.

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

Как уже было сказано ранее, глубинные разломы обычно располагаются на границах структурных областей с различными тектоническими режимами и палеорельефом и контро лируют накопление фаций и формаций, обуславливают мощность осадков. Для выявления зон глубинных и глубоких разломов, определения особенностей их строения и возраста необходимо изучить состав и мощности осадочных и магматических формаций, их распре деление во времени и пространстве, форму залегания слоев и пространственное распределе ние тектонических элементов. Еще в 1956 г. А.В. Пейве, обобщая накопленные к тому времени данные, пришел к выводу, что все линейные структуры континентов – горно складчатые пояса, геосинклинали и геоантиклинали, краевые прогибы, синеклизы и антекли зы, грабены и горсты и т.д. генетически связаны с глубинными и глубоко заложенными раз ломами. Сами же разломы чрезвычайно разнообразны и могут быть выражены широкими и Тектоническое строение узкими, протяженными и короткими зонами рассланцевания, полосами повышенной трещи новатости, угловатыми контурами поверхностных структур, крупными «рубцовыми» и шов ными складками, интенсивной складчатостью в узких полосах, большими и малыми полосами и цепочками основных и ультраосновных (порой и кислых) интрузий, вулканиче скими поясами, зонами окварцевания и т.д. А.В. Пейве отмечал, что разломы, с направлени ем которых связаны простирания всех других тектонических элементов, являются консервативными, наследуемыми от одного периода развития к другому. Вместе с тем раз ломы одного простирания непременно сочетаются с поперечными и тангенциальными нару шениями. Таким образом, разделять разломы по возрасту, основываясь только на характере их простирания, явно неправомерно. Для определения возраста разломов необходим анализ его строения и оценка палеотектонической обстановки на каждый определенный период гео логического времени.

Так, на палеотектонической схеме для позднего рифея (Атлас литолого палеогеографических карт СССР под редакцией А.П. Виноградова, 1966) в пределах плат формы юго-западнее Тиманского кряжа выделены узкие грабенообразные прогибы северо восточного и субмеридионального простирания, ограниченные дизъюнктивными нарушени ями. Сопоставление этих дислокаций с глубинными разломами, выделяющимися сегодня на Тимане, показало, что первые, скорее всего, продолжались от платформы в пределы областей Тимано-Печорской плиты. К раннему кембрию началось формирование Мезенской синекли зы и проявление Тимана как краевой части молодой эпибайкальской платформы. Вся об ласть молодой платформы, прилегающая к Тиману с северо-востока, как и сам Тиман, разделена глубинными разломами северо-западного и субмеридионального простирания на отдельные глыбы, имевшие в рифейский период развития отличающиеся тектоно динамические режимы. О последнем свидетельствуют значительные различия рифейских пород, слагающих глыбы, по формационному составу, степени метаморфизма и магматизма, установленные как по геофизическим, так и, отчасти, по геологическим данным.

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

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

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

Предтиманский глубинный разлом (система разломов) отображается сменой Тиман ского регионального минимума Та на полосовые положительные аномалии и сопровожда ется местами отчетливыми горизонтальными градиентами гравитационного поля. Эти особенности физических полей в общем виде фиксируют полосу сочленения карельского и рифейского фундаментов Русской плиты. Именно от этой полосы начинается ступенчатое погружение карелид на северо-восток и наращивание мощностей рифейского структурного комплекса, что достаточно уверенно отражается по материалам одиночных сейсморазведоч ных профилей.

Вдоль западной границы современного Тимана прослеживается Западно-Тиманская система разломов. В полосе системы известен, по геологическим данным, сброс, ограничи вающий с юго-запада поднятие Джежим-Парма, амплитудой до 2 км по рифейскому фунда менту, переходящий далее на северо-запад в установленную бурением Елва-Веслянскую флексуру и сброс, ограничивающие с запада Обдырское поднятие. В районе Четласского горста байкальский фундамент приподнят по сравнению с прилегающей с запада территори ей на 2-2,5 км, а на участке р. Шечмас, где рифейские породы непосредственно соприкаса ются с зоной разлома, амплитуда составляет 3-3,5 км. Далее на северо-запад в междуречье рр. Пеши и Омы, по данным сейсморазведочных работ Западного геофизического треста (г.

Ленинград, 1970), амплитуда нарушения составляет 2,5-2,7 км. В северной части Тимана плановое положение дизъюнктивов обосновано фактическим материалом наименее полно, что позволило разным авторам проводить направление глубинного разлома по-разному (Шилов, 1974;

Малышев, 1986;

Богацкий и др., 1996 и др.).

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



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 17 |
 





 
© 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.