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 |   ...   | 9 | 10 || 12 | 13 |   ...   | 17 |

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

-- [ Страница 11 ] --

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

Наибольшие глубины заложения разломов отмечаются на Южном и Среднем Тимане. Так, Ропчинский разлом имеет глубину заложения не менее 80 км, Мыльско-Рассохинский – по рядка 38-40 км. В пределах Северного Тимана глубины заложения разломов Центрально Тиманской системы (по данным расчетов до верхних и нижних кромок магнитовозмущаю щих тел) не превышают 10 км (Шилов, 1974) и отдельные частные дизъюнктивы имеют не которую разнонаправленность и небольшую протяженность. К Северному Тиману сходятся все три системы разломов Тимана: Западно-, Центрально, и Восточно-Тиманские. В связи с этим весь Северный Тиман можно рассматривать как структуру, сформировавшуюся к Тектоническое строение настоящему времени в зоне глубинных разломов. Возможно, этим объясняется в целом по вышенный метаморфизм и дислоцированность рифейских толщ Северного Тимана, а также множество сравнительно мелких приповерхностных интрузивов основных пород. Понятно, что расчеты глубин по аномалиям поля Та, связанным с этими мелкими интрузиями, не бу дут отражать глубины заложения всей системы разломов в целом. Однако и здесь имеются отдельные точки расчетов глубин, превышающие мощность земной коры (Шилов и др., 1974;

Кузнецов, 2001).

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

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

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

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

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

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

Печорская система глубинных разломов протягивается с северо-запада вдоль р. Печо ры шириной до 40 км, пересекает р. Печору в районе устья р. Щугор, далее полосой до 40- км прослеживается к среднему течению р. Щугор и горе Хореиз и, по-видимому, в том рай оне соединяется с Главным Уральским глубинным разломом на северо-западе, перед Тима ном. Печорская система разделяется на Седуяхинскую и Шапкина-Юрьяхинскую системы глубинных разломов, обтекающие соответственно с юго-запада и северо-востока так называ емый Малоземельский блок. Последний большинством исследователей рассматривается как глыба дорифейского фундамента на границе, разделяющей различные структурно формационные зоны.

Печорской системе глубинных разломов соответствует региональная линейная зона интенсивных максимумов силы тяжести, ограниченная довольно резкими горизонтальными градиентами g. Эта линейная зона совпадает с резкой сменой знака и характера магнитного поля от слабоотрицательного, изометричного в районе Ижма-Печорской впадины к полосо вому, с резкими обособленными максимумами северо-западного простирания в северо восточных районах Тимано-Печорской плиты. В трансформированных магнитных полях Тектоническое строение (трансформации поля Та в верхнее полупространство с Н = 10 км, 15 км, проведенные в 1964 г. О.Н Полиным и Л.П. Шиловым) по юго-западным и северо-восточным граничным нарушениям Печорской гряды выделяются отдельные максимумы, локализующие массивы основных магматических пород, внедрившихся по разломам. Неоднократные проявления магматизма в полосе Печорской системы разломов устанавливаются по наличию эффузивно го магматизма в платформенный период развития в раннем и среднем палеозое.

Вдоль юго-западных границ Печорской системы протягивается Припечорский (по Н.Д. Матвиевской и В.С. Журавлеву, 1965) разлом на расстояние до 1000 км. По геофизиче ским материалам этот разлом не представляется как единое нарушение, а состоит, как и вся система, из отдельных достаточно протяженных нарушений с глубинами заложения более км (Асьвожский, Андроновский, Дзеля-Терехевейский и др., Кузнецов, Шилов и др., 1974). В полосе системы выделяются аналогичные дизъюнктивы, параллельные Припечорскому нарушению. Именно все эти нарушения и составляют систему разломов, заложение и разви тие которой предопределило различие структурно-формационных зон рифейского фунда мента.

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

Изучение строения глубоких горизонтов земной коры Тимана и прилегающих терри торий проводилось в течение десятков лет кафедрой геофизики УГТУ (Г.Е. Кузнецов, Л.П.

Шилов, В.А. Зыков и др.) и сотрудниками института геологии КНЦ УрО РАН (В.А. Дедеев, И.В. Запорожцева, И.В. Кононова и др.) на основе комплексного анализа материалов геофи зических исследований и бурения. В результате работ в разное время (70-90 гг. ХХ века) бы ли составлены карты поверхностей основных разделов консолидированной коры, спрогнозирован ее вещественный состав. Основой исследований послужили, вместе с еди ничными скважинами, материалы сейсмологических, сейсморазведочных (МОВЗ, КМПВ, ГСЗ, МОВ) и электроразведочных (МТП, МТЗ, КМТП, ТТ) работ, выполненных в разные го ды геофизическими организациями. В большом объеме проводилась качественная и количе ственная интерпретация потенциальных полей. В результате работ выделен ряд слоев и горизонтов консолидированной коры, определена, по возможности, их вещественная и стра тиграфическая принадлежность.

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

На породах структурного комплекса с угловым несогласием лежат отложения девона (скв. №1 – Аныб, № 184 – Нившера и др.) и каменноугольного возраста (скв. №1-Имола, №1 Ярега, №1-Кажим и др.). Столь длительный (180-250 млн. лет) перерыв в осадконакоплении обусловил глубокий размыв венд-кембрийских (?) образований и значительные колебания их мощностей по площади развития. Северо-восточной границей распространения венд кембрийского (?) структурного комплекса являются дизъюнктивные нарушения, ограничи вающие поднятия Тимана. По этим разрывам породы комплекса непосредственно контакти руют с породами метаморфического рифейского фундамента, что установлено бурением на Южном Тимане. Так, скв. №183-Нившера, находящаяся на верхнем крыле Елва-Веслянской Тектоническое строение флексуры (юго-западное ограничение Южного Тимана), на глубине –1274 м под фаунисти чески охарактеризованным верхним девоном вскрыла специфические известняки и доломи тизированные известняки быстринской (R3bs) серии (вскрытая мощность 199 м).

Расположенная в 4 км юго-западнее скв. №184-Нившера также под верхнедевонскими обра зованиями практически на той же глубине (-1227 м) вскрыла коричневые и темно-серые алевритистые аргиллиты венд-кембрийского (?) возраста (Галкин, Никонов, 1982 г.). Не сколько иной характер сочленения венд-кембрийского (?) и рифейского структурных ком плексов прослежен по сейсморазведочному профилю №826 (ЗГТ) на Южном Тимане. На западном конце профиля (Притиманский прогиб) мощность венд-кембрийских (?) образова ний определена в 3,5 км. На северо-восток по профилю наблюдается ступенеобразное подня тие рифейского фундамента и мощность венд-кембрийских (?) отложений сокращается до 1,5 км;

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

Так, по профилю 34-РС, соединяющему скважины №№ 1-Серегово и 1-Синдор, уве ренно выделяются два сейсмостратиграфических комплекса, разделенные отражающим го ризонтом VII. Привязкой сейсмических материалов к скважинам установлено, что этот отражающий горизонт приурочен к разделу рифейских и венд-кембрийских (?) отложений.

Последние с угловым и стратиграфическим несогласием перекрывают разные уровни рифея, смятого в пологие складки. Угол несогласия по линии профиля насчитывает значения от первых до первых десятков градусов. По временному разрезу профиля 34-РС наглядно про слеживается по западному граничному разлому Тимана стыковка венд-кембрийского струк турного комплекса, пройденного скв. 1-Серегово, с породами рифейского фундамента, вскрытого скв. 1-Синдор. Аналогичная картина наблюдается и по профилю 22-РС. Вся из вестная к настоящему времени площадь распространения венд-кембрийского (?) комплекса в Притиманье может быть представлена мозаикой мелких и крупных блоков, разделенных мелкими, глубокими и глубинными разрывными нарушениями.

Следует однако оговориться, что подавляющее большинство этих нарушений выделе но на основании интерпретации материалов физических полей, при которой не всегда можно провести качественное разделение аномалий от венд-кембрийского (?) комплекса и подсти лающего фундамента. Это означает, что в количественные расчеты по венд-кембрийскому (?) комплексу могут попадать аномалии, связанные с более глубокими горизонтами. Глуби ны залегания поверхности определялись, в основном, по количественным расчетам до верх них и нижних кромок аномалий с опорой на единичные сейсмические профили и скважины.

В общем глубины находятся в пределах в среднем 1,0-3,5 км. По этим глубинам Притиман ский (рифейский) прогиб и Мезенская (палеозойская) впадина в современном структурном плане практически не различаются (Шилов, 1975). Граница между указанными структурами по поверхности венд-кембрийского комплекса выделяется весьма условно по ломаному в плане уступу поверхности общего северо-западного (тиманского) простирания амплитудой 0,3-0,5 км с погруженными блоками в пределах прогиба. Только в северной части Среднего Тимана нарушение типа сброса имеет висячее крыло с запада и поверхность комплекса в этой части Притиманского прогиба представляется несколько приподнятой по отношению к территории Мезенской синеклизы. В районах западнее Притиманского прогиба поверхность венд-кембрийского (?) структурного комплекса более неровная, со сравнительно небольши ми (10х15 км, 15х30 км) округлыми или вытянутыми блоками разной гипсометрии. Припод нятое залегание венд-кембрийского комплекса устанавливается в районах Сысольского и Верхне-Камского поднятий карельского фундамента (-1,31,5 км) и пониженное в пределах Кожимской и Яренской впадин (-2,02,8 км). Очень слабо изученным к настоящему времени остается строение венд-кембрийского (?) структурного комплекса вдоль юго-западных гра ниц Северного Тимана.

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

Сейсморазведка: 1 – отражающий горизонт – поверхность Мохоровичича;

2 – отражающие площадки в консолидированной коре;

3 – отражающие горизонты осадочного чехла;

4 – преломляющий горизонт – поврехность байкальского структурного комплекса;

5 – отражающие горизонты внутри байкальского комплекса;

6 – преломляющие горизонты внутри байкальского комплекса;

7 – отражающий горизонт – подошва байкальского ком плекса;

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

10 – поверхность карельского (?) структурного комплекса;

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

12 – поврехность «базальтового» слоя;

13 – поверхность Мохоровичича;

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

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

16 – точки расчетных кривых МТЗ;

17 – поврехность низкоомного горизонта в толще фунда мента;

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

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

21 – карельский (?) структурный комплекс пород;

22 – «базальтовый» слой.

Тектоническое строение Рис. 90. Геолого-геофизический разрез вдоль профиля Тиман-Кослан (КМПВ) и профиля 102-МОВ по Л.П. Шилову, Г.Е. Кузнецову и др., условные обозначения на рис. Рис. 91. Геолого-геофизический разрез по профилю 826 (КМПВ) – Ухта по Л.П. Шилову, Г.Е. Кузнецову и др., условные обозначения на рис. Тектоническое строение 3.4.2. Рифейский структурный комплекс (рифейский метаморфический фундамент) Рифейский структурный комплекс распространен на большой площади, начиная с Притиманского прогиба и восточнее в пределах Тимана, Печорской синеклизы и Урала. Вы деление комплекса в пределах Притиманского прогиба в какой-то степени условно, т.к. там нет скважин, вскрывших его толщи, и выделяется он лишь по материалам немногочисленных сейсморазведочных профилей. В пределах Тиманского кряжа и прилегающих северо восточных платформенных районов рифейский комплекс образует фундамент и входит в со став консолидированной коры Урала. Этот комплекс выходит на поверхность на Тимане и Урале и вскрыт довольно большим количеством скважин на территории Печорской синекли зы. Тем не менее, изученность рифейских толщ остается во многом недостаточной. Характер строения поверхности комплекса показан на рис. 92.

Притиманский прогиб Предположение о существовании прогиба перед Тиманским кряжем по рифейскому структурному комплексу впервые высказано Э.Э. Фотиади (1956) на основании интерпрета ции гравиметрических материалов и подтверждено позднее Р.А. Гафаровым (1959) по дан ным интерпретации магнитного и гравитационного полей. Р.А. Гафаров рассматривал Притиманский прогиб как перикратонное опускание Русской плиты, возникшее в заключи тельную фазу байкальского тектогенеза. Граница Тиманского магнитного минимума и поло совых магнитных аномалий юго-западного Притиманья, совпадающая в плане с горизонтальным градиентом гравитационного поля, в общем виде фиксирует юго-западную краевую границу распространения рифейских образований и перехода к более древнему ар хей-протерозойскому комплексу. Другими словами, указанные особенности потенциальных полей определились переходом от рифейского метаморфического к карельскому кристалли ческому фундаменту. По материалам интерпретации полей, этот переход намечается неодно значно в довольно широкой полосе (около 20 км для Южного и Среднего Тимана), которая дает возможность произвольно передвигать границу перехода ближе или дальше от Тиман ского кряжа. Наиболее отчетливо граница сочленения разных фундаментов (юго-западная граница Притиманского прогиба) прослеживается по геофизическим материалам и ее более подробное описание мы приведем ниже в разделе 3.5.3. Наиболее точно юго-западный борт прогиба на широте Цилемского Камня определяется скважиной в селе Иб, где на карельском фундаменте залегают отложения девона (Р.А. Гафаров, 1963). По рифейскому структурному комплексу трассируются те же глубинные и глубокие разломы, что и по венд-кембрийскому комплексу. Уступы, разделяющие отдельные блоки рифейской толщи, представляются более сложными. По поверхности рифейского фундамента Притиманский прогиб вырисовывается желобом, «треснувшим» по северо-западному и широтному направлениям. Длина прогиба свыше 1000 км, ширина от 50 до 110 км в пределах Южного и Среднего Тимана (рис. 3.5.2).

Вдоль Северного Тимана и п-ова Канина положение прогиба достаточно неопределенно. Де ло в том, что Северо-Тиманский блок (включая выступы Канинский и мысов Лудоватых) имеет почти строго северо-западное простирание, тогда как Четласский и Цилемский высту пы и соответственно блоки рифейского структурного комплекса простираются на северо северо-запад и разница в их простирании достигает 40о. В углу между отмеченными блоками располагается Пешская впадина (100х100 км) с глубинами залегания рифейского фундамента свыше 4 км – наибольшей глубиной, характерной для всего прогиба. Пешская впадина (опу щенный блок) может рассматриваться либо как часть Притиманского прогиба, либо как глу боко опущенный блок Тиманской гряды. Это двоякое толкование возникает из-за отсутствия каких-либо данных о формационно-литологическом составе пород рифейского комплекса. В первом случае ширина Притиманского прогиба увеличивается более чем в два раза и конту ры его приобретают расплывчатые очертания. В Притиманском прогибе имеются и другие участки неоднозначного толкования.

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

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

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

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

Структурно-тектонические элементы: А – Притиманский прогиб: А1 – Вычегодская впадина, А2 – Турьинский выступ, А3 – Вашкинский выступ, А4 – Сафоновская впадина, А5 – Рочугинский выступ, А6 – Лузский выступ, А7 – Пешская впадина. Б – Тиманский выступ: Б – Южно-Тиманский выступ, Б2 – Помоздинская впадина, Б3 – Шомвуквенская впадина, Б4 – Вымско-Вольский выступ, Б5 – Тобысская впадина, Б6 – Ухтинский выступ, Б7 – Четласский выступ, Б8 – Северо-Тиманский выступ. В – Печорская впадина: В1 – Ижма-Печорская впа дина (В11 – Омра-Сойвинская ступень, В12 – Тэбукская ступень, В13 – Сэбысская ступень, В – Тобыш-Сульская ступень) Например, Лузский выступ (А6) предположительно с глубинами залегания поверхно сти рифея – 2 км и менее, Рочугский выступ (А5) с такими же глубинами до поверхности при отсутствии дополнительных данных могут рассматриваться как погруженные блоки Тиман ского поднятия, тем более, что они находятся на одном (северо-западном) простирании с Пешской впадиной.

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

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

С.Л. Костюченко, 1985, 1996;

В.Г. Оловя нишников (Гецен), 1987, 1990;

Г.Е. Кузнецов, 2000 и др.).

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

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

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

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

Юго-западная граница Тиманского кряжа определяется глубинным разломом, охарактеризо ванным выше. Северо-восточный граничный разлом достаточно хорошо изучен бурением в пределах Южного Тимана, пересечен там же сейсмо- и электроразведочными профилями.

Так, в Омра-Сойвинском районе известен Верхнеижемский сброс, прослеженный вдоль Ти мана на расстояние до 100 км с наибольшей амплитудой 800 м. На северо-западе это нару шение прослеживается в осадочном чехле в виде флексуры (Щепиногорская), установленной бурением в бассейне рр. Нерицы и Печорской Пижмы (В.П. Пономарев, 1968). По материа лам сейсморазведки, Щепиногорская флексура отвечает сбросу по рифейскому фундаменту амплитудой от 1,5 до 2 км (А.Л. Кокошко, 1970). По данным материалов магнито- и грави разведки (Л.П. Шилов, 1975), Восточно-Тиманский разлом в консолидированной коре пред ставлен сравнительно узкими линейно-вытянутыми в северо-западном направлении блоками шириной от 2 до 10 км, расположенными параллельно, а чаще кулисообразно и ступенчато погружающихся в Ижма-Печорскую впадину. Восточно-Тиманский разлом, как, впрочем, и другие аналогичные нарушения Тимана и Тимано-Печорской плиты – это достаточно широ кая полоса дислокаций с глубинами, достигающими, по крайней мере, мантии. Этой полосе дислокаций на сейсмических профилях соответствует, как правило, участок отсутствия от ражений шириной 5-6 км (А.Л. Кокошко, 1970). По данным КМТП, разлому отвечает широ кий (10-15 км) максимум электрической составляющей магнитотеллурического поля (Е, Еmax, Emin, Е, Е) и минимум магнитной ее составляющей (Н, Hmax, Hmin, Е.С. Подловилин, 1972).

Полосе разлома соответствуют значительные горизонтальные границы поля g и цепочки небольших максимумов поля Та. Прослеживается Восточно-Тиманский разлом на расстоя ние свыше 900 км до Канина выступа на северо-западе и Полюдовского поднятия на юго востоке. По состоянию метаморфизма пород рифейского комплекса, их дислоцированности и литолого-формационным особенностям, характеру и особенностям магматических образова ний, наконец, по характеру физических полей, отображающих геологическую характеристи ку рифейских толщ, Тиманский кряж разделяется на две структурно-формационные зоны – Западную и Восточную (Ф.Б. Волочаев и др., 1967;

В.А. Разницын, 1964, 1968;

А.М. Плякин, 1972;

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

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

Тектоническое строение Узкая линейная складка на р. Коренной (обн. 12001-12003) масштаб 1: 1.

Разрывное смещение на р. Коренной (обн. 12003) масштаб 1: 2.

Мелкая синклинальная складка в бассейне р. Коренной 3.

Масштаб 1: Приразломная складчатость на р. Коренной (обн. 12006) Масштаб 1: 4.

Ступенчатое строение Чиркинского разлома 5.

г оризонтальный1 : масштабы вертикальный1 : Тектоническое строение Ступенчатое строение Ашугской флексуры 6.

г оризонтальный1 : масштабы вертикальн ый1 : Строение Сенкинской антиклинальной складки (обн. 12271) 7.

г оризонтальный1 : масштабы вертикальный1 : Приразломная складка на р. В. Сенке (обн. 12277) 8.

г оризонтальный1 : масштабы вертикальный1 : Рис. 93. Складчатость в рифейских породах Северо-Тиманского мегавала Зарисовки Ф.Л. Юманова (1982 г.) Тектоническое строение По совокупности имеющихся геолого-геофизических данных, это нарушение пред ставляется серией линейных, иногда кулисообразных взбросов субмеридионального направ ления, определяющих строение всей полосы дислокаций. Вертикальная амплитуда нарушения, по геофизическим данным, достигает 2 км, горизонтальная – до 4 км, угол наклона сместителя – порядка 35о-36о (Вымско-Вольская гряда). Ширина разлома не менее 4 5 км и сложена эта полоса тонко переслаивающимися серицито-кварцевыми и серицито хлорит-кварцевыми сланцами, содержащими редкие прослои доломитов. В отличие от лито логических разностей западной и восточной структурно-формационных зон породы в полосе разлома интенсивно кливажированы и имеют дефицит плотности (до 0,1-0,2 г/см3). По тре щинам кливажа широко развиты буфинированные кварцевые жилы до 20-30 см (А.М. Пля кин, И.Г. Плякина, 1972).

Западная структурно-формационная зона включает Четласское поднятие, Обдырское поднятие, Вишерскую и Вымскую впадины, Джежимпарминское и Полюдовское поднятия.

Крупное поднятие рифейского фундамента Четласский Камень располагается в районе вер ховий рек Мезени и Мезенской Пижмы. В пределах поднятия рифейские сланцы залегают на абсолютной отметке 471 м – самой высокой на Тимане. Четласское поднятие представляет собой антиклиналь с широким юго-западным и узким северо-восточным крыльями. Падение слоев на юго-западном крыле колеблется от 4-10о до 14-20о ближе к своду. Породы, слагаю щие восточное крыло, падают под углами 40-55о вблизи и 10-20о поодаль от свода. Складка ориентирована в северо-северо-западном направлении, длина ее до 100 км при ширине от до 70 км. В северо-западной части небольшой перемычкой отделен Шегмасский блок ри фейских пород меридионального простирания. На фоне полого падающего юго-западного крыла в рифейских толщах выделяются Гнильская, Визингская и Верхнечетласская (2-3х4- км) структуры, выполненные терригенными образованиями верхнего рифея (В.Г. Гецен, 1987). Северо-восточное крыло Четласского антиклинала дислоцировано значительно интен сивнее. Здесь породы четласской серии смяты в сравнительно небольшие складки северо западного простирания. Углы падения крыльев складок достигают 40-50о. Северо-восточное крыло Четласского антиклинала обрезано охарактеризованным выше глубинным разломом, называемым иногда «магматической осью» Тимана. Можно полагать, что указанная высокая дислоцированность пород связана с движениями по глубинному разлому. В целом же, по свидетельству многих геологов (В.А. Разницын, 1968;

А.М. Плякин, 1972;

В.Г. Гецен, 1987 и др.), рифейский комплекс пород Четласского Камня характеризуется брахиформным, близ ким к платформенному, характером пликативных дислокаций. В это же время породы рифея (выходящие на поверхность и близко к поверхности) широко кливажированы, отчасти тре щиноваты, с размывом и угловым несогласием перекрываются платформенным чехлом. С северо-запада Четласский антиклинал также срезан глубинным нарушением. Последний ограничивает с запада узкий блок Цильменского Камня, ориентированный в субмеридио нальном направлении, длиной до 70 км, шириной 12-15 км. Восточный склон Цильменского Камня также нарушен разломами и кулисообразно примыкает к северо-восточному склону Четласского антиклинала.

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

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

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

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

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

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

Юго-западнее Канинского Камня и параллельно ему протягивается выступ рифейских пород мысов Лудоватых, рассматриваемый большинством геологов как горст-антиклиналь, располагающаяся в полосе Западно-Тиманского «краевого шва». Между Канинским Камнем и горстом мысов Лудоватых располагается крупный (~ 100х150 км) Канинский грабен (Е..М.

Мошкевич, 1953), где сланцевый фундамент погружен на 1,5-2 км, а сам он выполнен палео зойско-мезозойскими образованиями.

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

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

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

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

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

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

Тектоническое строение скв. №38-Переволок –479 м;

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

Однако следует отметить интересную особенность: в близповерхностной части поро ды рифейского структурного комплекса до глубин 150-200 м смяты совершенно идентично с породами осадочного чехла (рис. (3.5.2) 2). Делать какие-либо далеко идущие выводы из это го факта пока преждевременно из-за небольшой глубины исследований. Тем не менее, под меченная особенность может в какой-то степени свидетельствовать о времени смятия в складки пород как чехла, так и фундамента.

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

Литвиненко, Филиппова, 1972;

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

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

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

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

Черный, 1977) связывают формирование Тиманского кряжа с концом герцинской или нача лом альпийской складчатости, отрицая тем самым его байкальский возраст.

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

Тектоническое строение 3.4.3. Архей-протерозойский структурный комплекс (карельский кристаллический фундамент) С поверхностью гранулит-амфиболитового (условно «гранитного») слоя отождеств ляется архейско-нижнепротерозойское (карельское) кристаллическое основание. К его кров ле приурочена сейсмическая граница обмена А, выделенная МОВЗ (Булин и др., 1976), и преломляющий горизонт Ф, прослеживающийся фрагментарно по профилям с Vг = 6,7-7, км/с. В пределах Среднего Тимана, по сейсмопрофилю XII КМПВ на расстояние 20 км про слежен отражающий горизонт Ф2 на временах 6-10 секунд, что отвечает глубинам 11-13 км.

С учетом суммарной мощности рифейских образований и сейсмической характеристикой разреза горизонт Ф2 скорее всего является подошвой рифейского комплекса (Кокошко и др., 1970 г.);

Шилов и др., 1974). Точечные наблюдения МТЗ на Тимане (1970-1973 гг.) устано вили высокоомный горизонт, который уверенно сопоставляется с горизонтом Ф2 и отож дествляется с поверхностью карельского фундамента (подошвой рифея). Выделяется карельский фундамент и по количественным расчетам аномалий магнитного и гравитацион ного полей.

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

Архейско-нижнепротерозойский фундамент вскрыт глубокими скважинами в преде лах Вятско-Камского выступа и Мезенской впадины. В Мезенской впадине он залегает на глубинах 2,5-4,5 км. Мощность гранулит-амфиболитового слоя в Мезенской впадине в сред нем составляет 12-17 км. Представления о структуре карельского основания северной части Восточно-Европейской платформы изложены в работах Р.А. Гафарова (1963, 1970, 1976, 1977), В.Н. Зандера и др. (1967), В.А. Дедеева (1969, 1972, 1974, 1976) и др. Основываясь на сравнительном анализе геофизических материалов с обнаженными районами Балтийского щита, здесь выделяются Вычегодская, Мезенско-Камская разновозрастные складчатые си стемы и Норвего-Кольская зона переработки, характеризующиеся северо-западным прости ранием. Вычегодская позднеархейская складчатая система, представленная своей восточной частью, имеет в целом пониженные магнитное и гравитационное поля мозаичного характера, сопоставимые с полями Мурманского массива Балтийского щита. Аналогично этому массиву вещественный состав эпикарельского основания Вычегодской системы также предполагает ся представленным гранито-гнейсами мурманского типа (гнейсами, гранитоидами, плагио микроклиновыми гранитами, мигматитами). Намагниченность пород Вычегодской системы достигает 100010-3 А/м и, вероятно, обусловлена процессами метаморфизма, в основном, мигматизацией и гранитизацией (Дедеев, 1972). Породы эпикарельского основания, вскры тые скважинами Уфтюга, Сысола, Грива, представлены гнейсами различного состава и био титовыми гранито-гнейсами (Сысола). Простирание складчатых комплексов и их магнитных пород, в целом, отвечает направлению складчатой системы, ограниченной глубинными раз ломами. Норвего-Кольская позднеархейская складчатая система тектонически переработана в раннем протерозое и представлена своей юго-восточной периферией (междуречье Мезени и Пинеги). Норвего-Кольская зона переработки характеризуется повышенными гравитаци онным полем и слабой насыщенностью магнитными телами. Распределение полей в этой зоне свидетельствует о вероятном антиклинальном ее характере. Кристаллическое основание зоны переработки предполагается сложенным преимущественно архейскими супракрусталь Тектоническое строение ными породами и гранито-гнейсами.


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

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

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

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

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

10 – сейсмические геотраверсы.

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

Мезенско-Камская нижнепротерозойская складчатая система расположена восточнее Норвего-Кольской зоны переработки и прослеживается своим юго-восточным окончанием до верховьев р. Камы. В магнитном и гравитационном полях эта система отражается линей ными аномалиями северо-западного простирания. Интенсивная насыщенность системы маг нитными телами линейной формы, выдержанного простирания и большой намагниченности (до 250010-3 А/м и более) позволяет выделить для большей ее площади синклинорную зону карелид. Пезо-Цильменским (по В.И. Башилову) или Сафоновским (по Р.А. Гафарову) суб широтными разломами складчатая система разделена на северную и южную части. В южной части магнитные аномалии северо-западного простирания согласуются с границами складча той системы. В северной части их ориентировка сменяется на западную, что, вероятно, свя зано с резкой сменой простирания складок и разломов карелид. М.В. Муратов (1973) выделил здесь архейский гранито-гнейсовый массив, соединив его на северо-западе с Мур манским массивом Балтийского щита. Позднее Р.А. Гафаров (1977) отнес этот участок к ар хейскому массиву, переработанному нижне-среднепротерозойской складчатостью.

Нижнепротерозойские породы Мезенско-Камской системы карелид в южной и юго восточной частях представлены различными кристаллическими сланцами, кварцитами, па рагнейсами (Варданянц, 1966), а в северной части (скв. №1-Щугор) – гнейсами. На юго востоке системы выделяются Камский и Черно-Холушицкий архейские массивы, сложенные биотитовыми, биотитороговообманковыми, высокоглиноземистыми гнейсами, микроклини зированными и окварцованными в период протерозойского (добайкальского) тектогенеза.

Разломы Мезенско-Камской системы широко развиты и мобильны, а их долгоживущий ха рактер проявляется в рельефе карельского структурного комплекса и в структурах вышеле жащих комплексов. Региональным Предтиманским глубинным разломом рифейский структурный комплекс отделяется от карельского. К востоку и северо-востоку от Мезенско Камской нижнепротерозойской складчатой системы в платформенной области с рифейским фундаментом поверхность гранулито-амфиболитового резко погружается и образует обшир ную впадину, включающую в том числе Тиман и южную часть Печорской синеклизы. В со ставе этой впадины выделяется достаточно узкая (от 30-50 до 80-100 км) зона относительно приподнятого (7-9 км) залегания карельского основания, отвечающая в целом Тиманскому кряжу с его Канинским продолжением. Эта зона, в свою очередь, разделена на ряд выступов (~5-6 км) и впадин (10-12 км), в какой-то степени соответствующих поднятиям и выступам рифейского фундамента.

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

Тектоническое строение Рочугинский выступ (Г14) отчленяет Сафоновскую (В3) (на западе) и Нижне-Цилемскую (А15) (на востоке) зоны погружения (соответственно до 0,5-11,5 и 10-12,5 км) гранулит амфиболитового слоя. Северо-Тиманский выступ разделяет Пешскую (В4) (на юго-западе) от Еринской (на востоке) впадин, в которых карельское основание погружено на глубину до 9 11 км. Таким образом, мощность «граничного слоя» в Канинско-Тиманской зоне в целом увеличена (до 8-12 км) и сокращается (до 4-8 км) в сопровождающих ее впадинах. Следует отметить также, что охарактеризованные приподнятые блоки карелид располагаются, в ос новном, на территории западной зоны рифейского структурного комплекса Тимана. На тер ритории Восточной зоны рифейского структурного комплекса рельеф поверхности гранулито-амфиболитового слоя весьма расчленен и представлен серией узких (10-15 км) и протяженных (150-170 км) субпараллельных выступов: Вымско-Вольский (Г16), Верхнеи жемский (Д12), Порожский (Д14) и разделяющих их впадин: Чутьинская (Д11), Висовская (Д13) северо-западного и субмеридионального простирания. Глубина залегания поверхности этого слоя в пределах выступов составляет 7-10 км, а во впадинах - 10-12,5 км. Мощность «гра нитного» слоя здесь также увеличена до 10-14 км в пределах выступов и сокращена до 4-8 км во впадинах. Следовательно, в рельефе поверхности гранулит-амфиболитового слоя находят отражение различные структуры Тиманского кряжа и прилегающих районов. Его мощность в целом сокращена в платформенной области по сравнению с рифейским фундаментом.

Наблюдается общая взаимосвязь между рельефом и мощностью этого слоя, которая выража ется в сокращении его во впадинах и утолщении в областях выступов. При этом более зна чительные изменения мощности гранулит-амфиболитового слоя в отрицательных и положительных формах его рельефа отмечаются в платформенной части его распростране ния с рифейским фундаментом. Это обстоятельство,по-видимому, связано с общей направ ленностью развития земной коры, обусловившей унаследованность в формировании структур региона.

3.4.4. Гранулит-базитовый комплекс и поверхность Конрада С поверхностью Конрада (К) в кровле гранулит-базитового (условно «базальтового») слоя отождествляется не повсеместно прослеживающийся преломляющий горизонт К сVр=7,1-7,3 км/с. На этой физической поверхности происходят изменения плотностных, маг нитных и упругих свойств среды. По мнению В.А. Дедеева и И.В. Запорожцевой (1983), по верхность Конрада представляет собой постепенный переход от верхнего гранулит амфиболитового к нижнему гранулит-базитовому комплексам земной коры. Постепенность перехода отражается в градиентном нарастании средних скоростей продольных волн, свя занных с этой границей. Поверхность Конрада может отражать раннедокембрийские и более молодые этапы развития земной коры, связанные с развитием и тектоническими движениями различных этапов. Поэтому морфология поверхности гранулит-базитового слоя, его характе ристика является информативной для суждения об особенностях тектонических режимов от дельных блоков земной коры.

На Тиманском кряже и сопредельных районах поверхность Конрада располагается на глубинах 14-25 км (рис. 95). В целом она погружается в восточном и северо-восточном направлениях. Области развития карельского фундамента соответствует в целом приподня тое, а на территории распространения рифейского фундамента – погруженное (до 18-24 км) залегание поверхности К. Максимальные ее погружения (до 24 км) приурочены к районам южной части Западного Притиманья и южной же центриклинали Ижма-Печорской впадины, а минимальные (15-18 км) – к районам Тимана и его восточного склона. Сокращение мощно сти гранулит-базитового слоя (до 10-16 км) наблюдается на территории Восточной зоны ри фейского фундамента Тимана, а возрастание (до 22-30 км) - в южной части Ижма-Печорской впадины (Г3). В Мезенской впадине (А) поверхность Конрада погружается до глубин 16- км, и мощность гранулит-базитового слоя сокращается до 18-22 км.

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

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

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

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

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

9 – сейсмические геотраверсы.

Структурно-тектонические элементы: А – Мезенская впадина: А1 – Котлас-Яренгская впадина, А2 – Лешуконская впадина, А3 – Кулойский выступ. В – Притиманский прогиб: В1 Вычегодская впадина, В2 – Яренгская впадина, В3 – Турьинский выступ, В4 – Сафоновская впадина, В5 – Пешская впадина. Г – Тимано-Ижемский выступ: Г1 – Южно-Тиманский вы ступ ( Г11 – Тимшерский выступ, Г12 – Вымский выступ, Г13 – Западно-Четласский выступ, Г14 – Верхнемезенская впадина, Г15 – Кислоручейский выступ, Г16 – Вольская впадина, Г17 – Ухтинский выступ, Г18 – Чибьюская впадина), Г2 – Северо-Тиманский выступ (Г21 – Космин ский выступ), Г3 – Ижма-Печорская впадина (Г31 – Порожский выступ, Г32 – Лемьюская впа дина, Г33 – Чукчинский выступ) Здесь по поверхности К выделяются Вычегодская В1), Яренская (В2), Сафоновская (В4), Пешская (В5) впадины и Турьинский (В3) субширотный выступ. Мощность гранулит базитового слоя во впадинах Притиманского прогиба сокращена до 16-19 км и увеличена (до 20-22 км) лишь на Турьинском выступе.


В пределах Тимана и Ижма-Печорской впадины по поверхности Конрада выделяется обширная, резко расчлененная Тимано-Ижемская приподнятая область (14-20 км) ромбовид ной формы с северо-западной ориентацией длинной оси. Эта область состоит из Южно Тиманского (Г1), Северо-Тиманского (Г2) выступов и впадины, которую мы назвали Ижма Печорской (Г3) по совпадению ее с одноименной впадиной осадочного чехла. Южно Тиманский выступ по поверхности К представлен чередованием узких, субпараллельных поднятий (выступов) – Западно-Четласское (Г13), Вымское (Г12), Кислоручейское (Г15), Тим шерское (Г11) и впадин – Верхнемезенская (Г14), Вольская (Г16), Чибьюская (Г18) северо западного простирания. Глубина залегания поверхности гранулит-базитового слоя и его мощность в пределах поднятий (выступов) составляет соответственно 16-18 км и во впади нах 20-24 км. Северо-Тиманский (Г2) выступ представлен Косминским сравнительно пони женным блоком и Канинским выступом северо-западного простирания. В пределах Косминского блока поверхность «базальтового» слоя погружается до 20 км, а его мощность сокращается до 14-16 км. В пределах Ижма-Печорской впадины локальный Порожский (Г31) выступ с глубинами до 16 км располагается на юго-западном борту. Таким образом, глубина залегания «базальтового» слоя в пределах выступов и впадин составляет соответственно 14 18 и 18-22 км, а его мощность увеличена (22-26 км) на выступах и сокращена (14-20 км) во впадинах.

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

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

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

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

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

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

Возраст поверхности Мохоровичича в пределах Русской и Тимано-Печорской плит предполагается ранне- и позднедокембрийским. Наибольшее погружение подошвы земной коры (до 40-44 км) отмечается в пределах Северного Тимана (рис. 96). Сокращение мощно сти (до 24-30 км) консолидированной земной коры, включающей гранулит-базитовый, гра нулит-амфиболитовый слои и рифейский зеленосланцевый складчатый комплекс пород, наблюдается в пределах Тиманского кряжа в целом.

В платформенной области с эпикарельским основанием мощность консолидирован ной коры увеличивается до 35-38 км. Мощность протокоры, представленной гранулит базитовым ("базальтовым") и гранулит-амфиболитовым ("гранитным") слоями, резко сокра щается (до 20-30 км) в областях с байкальским (рифейским) фундаментом. При этом мини мальная ее мощность (20-26 км) отмечается на Среднем и Южном Тимане.

В платформенной области с карельским основанием по поверхности Мохоровичича выделяются Пешская (2, 34-36 км) и Вашкинская (1, 34-37 км) зоны приподнятого залегания, в пределах которых мощность консолидированной коры составляет соответственно 33-36 и 31-34 км. В области с байкальским фундаментом минимальные погружения подошвы земной коры (40-43 км) отмечаются в пределах Северо-Тиманской зоны (2), где мощность консоли дированной коры (протокоры) составляет соответственно 30-35 (24-28) км.

На юго-западе к Северо-Тиманской зоне примыкает узкий выступ подошвы земной коры – субмеридиональный Западно-Четласский (3) (Нм до 35-36 км).

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

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

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

Узкий и протяженный Западно-Четласский выступ (3) верхней мантии отвечает, веро ятно, глубинному разлому, для которого характерны резкие изменения физических свойств глубинного вещества.

Он, по-видимому, является наложенным, новообразованным и отражает фронт мета морфических и ультраметаморфических процессов глубинного вещества в проницаемой си стеме разломов (рис. 96).

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

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

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

4 – сейсмические геотраверсы.

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

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

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

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

2 – то же – «гранитного» слоя;

3 – то же – «базальтового» слоя;

4 - то ж е – верхней мантии;

5 – глубинные разломы по гравимагнитным данным;

6 – сейсмические границы в земной коре;

7 – значение граничной скорости;

8 – вариационные кривые глубин залегания намагниченных тел.

Аномалии: 9 – силы тяжести;

10 – геомагнитного поля.

Тектоническое строение 3.5. Строение мантии Тимана и сопредельных территорий 3.5.1. Гравитационная модель литосферы по профилю MEZTIMPECH, пересекающему Южный Тиман Гравиметрический профиль MEZTIMPECH протяженностью около 750 км пересекает следующие структуры: Сысольский свод и Кировско-Кажимский прогиб Волго-Уральской антеклизы, Вычегодский прогиб Мезенской синеклизы (MEZ), Тиманскую гряду (TIM), Ижма-Печорскую моноклиналь юга Печорской синеклизы (PECH), Предуральский желоб и Уральский кряж (рис. (3.5) 1) Названия тектонических структур даны по В.А.Дедееву (Деде ев, 1985, Структура, 1982). По данному профилю в 1998 году проведена интерпретация поля силы тяжести по методике гравитационного зондирования, которая заключалась в оценке глубин залегания основных структурно-вещественных комплексов земной коры и верхней мантии. Результаты интерпретации гравитационного поля представлены в виде обобщенного геолого-плотностного разреза по профилю MEZTIMPECH (рис. 98). Глубинность исследова ний - приблизительно 120 км.

По данному профилю проведено гравитационное зондирование земной коры и верх ней мантии, в основе которого лежит методика численного дифференцирования А.К.Маловичко – О.Л.Таруниной с использованием производных первого и второго поряд ков с четырьмя радиусами вычислений, равными 2, 10, 20, 50 км. А.К.Маловичко и О.Л.Тарунина, изучая возможности метода интегрирования горизонтальных градиентов, от мечали, что, поскольку локальный эффект в горизонтальных производных доминирует, то в результате их интегрирования должны получаться значения локальных аномалий в чистом виде, а метод вариаций Андреева-Гриффинга при оптимальных условиях расчета обладает такими же разрешающими способностями, как и производные, вычисленные по малоточеч ным формулам. Кроме того, они указывали, что величина оптимального шага для вычисле ния локальных аномалий должна быть приблизительно в два раза больше шага вычисления горизонтальных производных (Маловичко А.К., Тарунина О.Л., 1981, Тарунина О.Л., 1987), поэтому кроме вычислений высших производных первого и второго порядков использовался также аппарат вычисления локальных, региональных и остаточных аномалий гравитацион ного поля.

При интерпретации использовались гравиметрические карты в редукции Буге (поле Vz) 1:200000 и 1:2500000 масштабов, в которых исключено нормальное притяжение эллип соида и учтено влияние промежуточного слоя, заключенного между точкой наблюдения и поверхностью геоида. По этим гравиметрическим картам решались все задачи, связанные со структурно – тектоническим районированием территории, оценкой мощности земной коры, выявлением плотностных неоднородностей в земной коре и мантии. Количественная интер претация заключалась в оценке глубин залегания основных структурно-вещественных ком плексов земной коры и верхней мантии.

Первая гравиактивная граница с аномальной плотностью 160-350 кг/м3, отождествля емая нами с поверхностью консолидированной коры, находится на глубине от 2 км до 8 км.

Данная поверхность наиболее погружена в пределах Вычегодского прогиба и Тимана и про тягивается, по гравиметрическим данным, до Восточно-Уральской структурно формационной зоны Уральского кряжа. Прослеживание архейско-раннепротерозойского кристаллического фундамента в пределах Восточно-Уральской структурно-формационной зоны Урала затруднено и требует детальных специальных исследований. Кроме того, по гра виметрическим данным внутри гранито-гнейсового слоя наблюдается по крайней мере еще две гравиактивные границы, но для их однозначной привязки также требуется проведение специальных исследований.

Следующая гравиактивная граница с аномальной плотностью 100-160 kг/м3, отож дествляемая нами с подошвой гранито-гнейсового подкомплекса (кровлей диоритово гнейсового подкомплекса), наблюдается по гравиметрическим данным, на глубине 10-20 км.

Тектоническое строение Рис. 98. Линия гравиметрического профиля MEZTJMPECH Условные обозначения:

1 – границы надпорядковых структур, 2 – границы структур первого порядка, 3 – линия гравиметрического профиля MEZTJMPECH Рис. 99. Обобщенный геолого-плотностной разрез по профилю MEZTIMPECH.

Составила Конанова Н.В.

Условные обозначения:

1 – линия профиля с пикетами (пк) гравиметрических точек наблюдения, 2 – значения аномальной (в прямоугольнике) и эффективной (в эллипсе) плотности, 3 – верхнепротерозойский структурно-вещественный комплекс, 4 – гранито-гнейсовый (а) и диорито-гнейсовый (б) слои, 5 – гранулито-базитовый слой, 6 – уплотненные (а) и разуплот ненные (б) породы верхней мантии, 7 – основные геоплотностные границы (а) и разломы (б), гравиметрические пикеты проведены через 10 км Тектоническое строение Диорито-гнейсовый структурно-вещественный подкомплекс верхней коры имеет пе рерывы сплошности своего распространения в пределах исследуемой территории.

Выклинивание нижней части верхней коры происходит в пределах Тиманской гряды. Наибо лее приближен к поверхности данный комплекс в Восточно-Уральской структурно формационной зоне, наименее - в Волго-Уральской антеклизе.

Кровля гнейсо-гранулитового структурно-вещественного комплекса является наибо лее «капризной» гравиактивной границей с точки зрения неоднозначности геологической интерпретации гравиметрического поля, поэтому ее характеристики следует принимать с определенной степенью условности. Кровля гнейсо-гранулитового слоя залегает на глубине 26 км, по гравиметрическим данным, в Волго-Уральской антеклизе а в районе Вычегодского прогиба Мезенской синеклизы поднимается до глубины 23 км. Мини мальные отметки залегания кровли данного слоя, по гравиметрическим данным, вероятно, будут приурочены к границе Тиманской гряды с Печорской синеклизой. В Предуральском прогибе и на Урале гнейсо-гранулитовый слой фиксируется на глубине около 20 км.

Поверхность Мохоровичича, по гравиметрическим данным, залегает на глубине 35- км в пределах исследуемой территории. Максимальный (до 35 км) подъем данной поверхно сти наблюдается в пределах Вычегодского прогиба Мезенской синеклизы, а наиболее по гружена поверхность Мохо (до 50 км) в пределах Уральского кряжа. Ниже поверхности Мохоровичича, на глубине 50-60 км практически на всей территории прослеживается еще одна поверхность М1, залегающая параллельно поверхности М и повторяющая ее по форме залегания.

Совместное использование производных первого и второго порядков на этапе каче ственной интерпретации гравитационного поля позволило по точкам перехода второй произ водной через ноль и точке экстремума горизонтальной производной первого порядка выявить границы блоков пород с различными физическими свойствами (плотностью). В ре зультате проведенных исследований в мантии выявлен крупный блок разуплотненных пород, который в современном структурном плане расположен под Вычегодским прогибом Мезен ской синеклизы. Западная его граница проходит в районе п.Визябож (Кировско-Кажимский авлакоген), а восточная - в районе Тиманской гряды.

Сысольский свод Волго-Уральской антеклизы характеризуется большой мощностью консолидированной части земной коры, с преобладанием в разрезе гранитного слоя и нор мальной мощностью базальтового слоя. Верхняя мантия обладает повышенными значениями плотности и обладает тенденцией к погружению мантийных блоков. В земной коре этот про цесс должен сопровождаться подъемом земной поверхности.

Вычегодский прогиб Мезенской синеклизы отмечается наличием выступов архейско го фундамента, вариациями мощности рифейских пород от 1.2 до 5 км и характеризуется со кращенной мощностью консолидированной коры и наличием разуплотненных пород верхней мантии, имеющих тенденцию к подъему мантийных флюидов до поверхности М 1. В земной коре данный процесс сопровождается прогибанием поверхности фундамента и, возможно, наличием зон «волноводов», которые характеризуются частичным плавлением вещества земной коры.

Тиманская гряда отличается сокращенной мощностью консолидированной коры и наличием в верхней мантии блока пород повышенной (до 3400 кг/м3) плотности, залегающе го на глубине 46-49 км. В районе Тиманской гряды происходит выклинивание нижнего слоя гранито-гнейсового и, вероятно, диорито-гнейсового структурно-вещественных подкомплексов, что может свидетельствовать о более сильной базификации земной коры в данном регионе.

Ижма-Печорская моноклиналь южной части Печорской синеклизы и Предуральский желоб характеризуются сложным строением консолидированной части земной коры с при сутствием клина пород диорито-гнейсового структурно-вещественного подкомплекса, а так же наличием в разрезе пород гранито-гнейсового структурно-вещественного подкомплекса нормальной мощности, несколько сокращенной в Предуральском желобе. Верхняя мантия представлена породами пониженной (до 3120 кг/м3) плотности.

Тектоническое строение Результаты интерпретации гравиметрического поля по профилю MEZTIMPECH, сви детельствуют о том, что исследуемая территория имеет сложное глубинное строение. Уда лось выявить в пределах слабо изученного в геологическом отношении региона систему разрывных нарушений, предположительно связанную с границей крупного мантийного бло ка, приуроченного в структурном тектоническом плане к Вычегодскому прогибу Мезенской синеклизы, который характеризуется относительно пониженными значениями плотности мантийных пород. Верхняя мантия Волго-Уральской антеклизы сложена относительно более плотными породами. Под Восточно-Уральской структурно-формационной зоной выявлен блок аномально плотных пород верхней мантии, плотность здесь достигает 3480 кг/м 3. На Южном Тимане в восточной части разреза характерно присутствие в верхней мантии плот ных пород, отсутствие (?) диорито-гнейсового слоя, выклинивание нижней части гранито гнейсового подкомплекса, а также прогибание поверхности архейско-раннепротерозойского фундамента.

3.5.2. «Проницаемость» мантии По результатам расчетов горизонтальной производной второго порядка с тремя ради усами вычислений (50, 200, 800) в мантии выделены границы блоков пород с разными физи ческими свойствами (плотностью). При радиусе вычислений 50 км поле q Vzxx отражает блоковое строение мантии до 100 км (верхнюю мантию), при радиусе вычислений 200 км поле q Vzxx характеризует мантию приблизительно на глубине 400 км (низы верхней мантии и среднюю мантию), а при радиусе вычислений 800 км поле q Vzxx отражает строение мантии до 1600 км (нижнюю мантию). Учитывая тот факт, что более плотные породы мантии явля ются менее проницаемыми для глубинных флюидов, а разуплотненные породы являются флюидо - и газонасыщенными, можно построить на основе расчетов горизонтальной произ водной второго порядка и локальных аномалий схематическую карту "проницаемости" ман тии (рис. (33.5) 3) исследуемой территории.

1. Зоны "абсолютно" проницаемой мантии отличаются пониженными значениями плотности вещества на всех уровнях мантии. При анализе распространения таких зон отме чается, что эти зоны имеют большие размеры и широко представлены на севере Западно Сибирской плиты, а в пределах Печорской плиты они характеризуются небольшими разме рами и меньшей распространенностью.

2. Зоны проницаемой средней и нижней мантии и непроницаемой верхней мантии ха рактеризуются пониженными значениями плотности пород слоев С и Д (средняя и нижняя мантия), породы верхней мантии в этих зонах обладают повышенными значениями плотно сти. Таких зон немного, они имеют ограниченное распространение в пределах исследуемой территории.

3.Зоны проницаемой верхней и средней мантии и непроницаемой нижней мантии ха рактеризуются пониженными значениями плотности пород слоев В и С, нижняя мантия (слой Д) в этих зонах оказывается более плотной.

4. Зоны проницаемости средней мантии характеризуются пониженными значениями плотности пород средней мантии, верхняя и нижняя мантии в этих зонах являются непрони цаемыми для глубинных флюидов.



Pages:     | 1 |   ...   | 9 | 10 || 12 | 13 |   ...   | 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.