Учебное пособие по курсу «Региональная геология» («Геология России») Часть Подвижные пояса неогея



страница4/12
Дата04.05.2016
Размер2.13 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   12

Островодужно-океанические зоны (Магнитогорская, Тагильская, Восточно-Уральская) сложены офиолитами и перекрывающими их (залегающими на офиолитовой «постели») островодужными комплексами ордовикского-раннекаменноугольного возраста.

В связи с интенсивной тектонической нарушенностью океанических и островодужных комплексов в современной структуре описываемых зон офиолиты обычно обнаруживаются в краевых их частях и нередко надвинуты (и шарьированы) на смежные с ними блоки континентальной коры (пассивная палеоокраина ВЕП, Восточно-Уральский палеомикроконтинент), образуя здесь крупные аллохтонные пластины и входя в состав серпентинитовых и полимиктовых меланжей. Островодужные комплексы слагают обычно ядерные части этих зон.

Рассмотрим строение двух островодужно-офиолитовых зон – Магнитогорской и Тагильской. Ширина их достигает 100 км на юге, составляя на севере 5-7 км.

Стратиграфический разрез Магнитогорской зоны начинается со спилитов, перемежающихся с углисто-кремнистыми сланцами ордовикского возраста (поляковская свита), являющихся осадочно-вулканогенной составляющей офиолитового комплекса. Мощность этой части разреза составляет 1-1,5 км.

Выше залегают вулканогенно-осадочные отложения, принадлежащие островодужной риолит-базальтовой контрасной формации силурийского возраста.

Нижний девон представлен мелководными песчано-глинистыми породами.

Эйфельские отложения сложены островодужными комплексами контрастной (риолит-базальтовой) формации (баймак-буримбаевская свита) мощностью 1-1,5 км и сменяющими ее вверх по разрезу породами непрерывной (базальт-андезит-дацитовой) формации (ирендыкская свита) мощностью 1-4 км. Одновременно с формированием названных островодужных вулканитов в пределах задугового (тыловодужного) бассейна, находящегося восточнее вулканических дуг, происходило образование офиолитов.

Выше по разрезу залегают осадочно-вулканогенные островодужные отложения живета-франа, объединяемые в карамалыташскую (контрастная формация) и улутаускую (непрерывно-дифференцированная формация) свиты общей мощностью 2,5-4,5 км.

Завершается разрез вулканогенно-осадочными терригенными и терригенно-карбонатными мелководными отложениями верхнего девона – среднего карбона. В частности, в пределах наиболее погруженной Кизилской впадины мощность пачки мелководных известняков достигает 1-1,5 км.

Нижняя (ордовикская) часть разреза Тагильской зоны сложена офиолитами.

Силур представлен здесь вулканитами базальт-андезитовой островодужной формации, прорванными интрузиями диоритов и плагиогранитов.

Нижний-средний девон сложен карбонатными отложениями, залегающими на нижележащих несогласно.

Верхнедевонская-нижнекаменноугольная часть разреза Тагильской зоны представлена терригенными отложениями.

Палеомикроконтиненты в пределах Восточно-Уральской мегазоны функционировали, вероятно, в ордовике (позднем кембрии?)-девоне, то есть в период существования в области, находящейся восточнее ВЕП океанического бассейна. Современное Восточно-Уральское (Урало-Тобольское) поднятие («мегантиклинорий») представляет собой палеомикроконтинент (или несколько сближенных структур этого типа).

Вопрос о возрасте геологических комплексов, слагающих гнейс-мигматитовые ядра и сланцевое обрамление структур, реконструируемых как палеозойские палеомикроконтиненты, дискуссионен.

По данным цирконовой геохронологии (А.А.Краснобаев и др., 1998г.) в истории развития метаморфических пород, слагающих ядра палеомикроконтинентов, фиксируются две возрастные датировки, фиксирующие время их образования и диафтореза. Время формирования осадочных и вулканогенно-осадочных пород, являющихся субстратом метаморфитов, слагающих Сысертско-Ильменогорский террейн, датируется в интервале от 580±50- 631 ±41 млн. лет (R3-V) до 2080±15 млн. лет (PR1), Восточно-Мугоджарский- 1165±72 млн. лет (R2), диафтореза - 325±13 - 439±12 млн. лет (О32) и 410±7 млн. лет S2-D1).

Ниже приведен стратиграфический разрез одного из типичных для Восточного Урала (Ильменогорского) мегаморфического комплекса по Г. П. Кузнецову и др. (1998 г.) с принятыми этими авторами датировками слагающих его свит и толщ.

Селянкинская свита (AR?) сложена битотитовыми, гранат-биотитовыми, силлиманит-гранат-биотитовыми гнейсами и кварцито-гнейсами с графитом, амфиболитами, гранатовыми амфиболитами, диопсид-плагиоклазовыми и другими кристаллическими сланцами. Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации (650-6700 С, 6 кбар), при этом данный метаморфизм является наложенным на более древние метаморфиты гранулитовой фации (700-7500С, 8-9 кбар). Р- Т-условия определены по составу пиропа.

Вишневогорская толща (PR1, возраст по данным α-Pb- метода-1,9-2 млрд. лет) представлена кристаллическими сланцами амфиболитовой фации (биотитовые, гранат-биотитовые, кианит-биотитовые гнейсы и кварцито-гнейсы) и амфиболитами. Породы интенсивно гранитизированы (плагиограниты). Мощность толщи около 850 м.

Ильменогорская толща (PR1, радиологические данные отсутствуют) сложена (снизу вверх): амфиболитами с пачками лейкократовых биотитовых, графит-биотитовых гнейсов и кварцитов (мощность пачки 200 м)→ амфиболитами с большим количеством пачек гранат-биотитовых, гранат-биотит-графитовых гнейсов и кварцитов (200 м) → амфиболитами с прослоями гранат-биотитовых гнейсов (500 м).

Еланчиковская толща (PR1, возраст плагиогранитизации оценен Rb-Sr-методом в 466 млн.лет) представлена биотитовыми, амфибол-биотитовыми, реже, гранат-биотитовыми и силлиманит-гранат-биотитовыми интенсивно мигматизированными плагиогнейсами (двуполевошпатовыми плагиомигматитами).

Ильменогорская и еланчиковская толщи сопоставляются с гнейсами Шумихинского купола (северная часть Сысертско-Ильменогорского палеомикроконтинента).

Кыштымская толща (PR1, радиологические данные отсутствуют), возраст плагиомигматизации – кембрийский-ордовикский) сложена графитистыми кварцитами, амфиболитами, гранатовыми и пироксеновыми амфиболитами, биотитовыми, биотит-гранатовыми, гранат-амфибол-биотитовыми, ставролит-гранат-биотитовыми плагиогнейсами, слюдистыми кварцитами и мраморами общей мощностью 925 м. Породы интенсивно мигматизированы (плагиомигматиты).

Породы, слагающие вишневогорскую, ильменогорскую, еланчиковскую и кыштымскую толщи, метаморфизованы в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. Они слагают центральную часть Ильменогорского блока, образуя его ядро.

Метаморфиты вышележащей саитовской серии (R2, возраст определен по микрофоссилиям) слагают краевые зоны блока, образуя его сланцевое обрамление. Уровень метаморфизма пород серий соответствует эпидот-амфиболитовой-зеленосланцевой фациям. В составе серии выделяют три свиты (снизу вверх):

- аракульскую (метатерригенные биотитовые, гранат-биотитовые, гранат-ставролит-биотитовые плагиосланцы в различной степени мигматизированные, содержащие прослои амфиболитов (9% объем свиты) и амфиболовых плагиосланцев (30%) мощностью 580-680 м;

- саитовскую (амфиболовые, биотит-амфиболовые, биотит-гранат-амфиболовые плагиосланцы, кварциты →биотитовые, гранат-биотитовые, двуслюдяные плагиосланцы, амфиболовые, биотит-амфиболовые, гранат-биотит-амфиболовые плагиосланцы с прослоями мраморов и кварцитов) мощностью 680-1700 м;

-игишскую (графитистые кварциты с прослоями биотитовых, гранат-биотитовых, мусковит-биотитовых, ставролит-гранат-биотитовых плагиолсланцев) мощностью 300-500 м.

Кундравинская свита (R3-V) представлена биотитовыми, биотит-амфиболовыми, гранат-биотит-амфиболовыми карбонатсодержащими плагиосланцами с прослоями мраморов, сменяющимися вверх по разрезу биотитовыми, гранат-биотитовыми плагиосланцами с прослоями метаалевролитов, метапесчаников и метагравелитов общей мощностью 740-1040 м.



Области проявления интрузивного и эффузивного магматизма активных континентальных окраин локализованы, в пределах реконструируемого для раннего карбона положения континентальных блоков на новой аккретированной окраине Восточно-Европейского континента (ВЕК), включающего кроме пассивной окраины Русской платформы также и Восточно-Уральский палеомикроконтинент. В это время в результате движения на запад-северо-запад Казахского континента возникли расположенные (в современных координатах) в краевых частях Тургайского прогиба зоны субдукции западного и восточного падения, падающие под ВЕК и Казахстанский континент. С их функционированием связано формирование в основном в контурах Восточно-Уральского палеомикроконтинента (в меньшей степени – западнее его) и западной окраине Казахского континента вулкано-плутонических поясов, сложенных породами вулканогенных (андезит-дацитовой и др.) серий, прорванными их интрузивными комагматами (диорит-гранодиоритовая, тоналит-гранодиоритовая формации).

В частности, в пределах западной периферии Казахского континента на каледонском складчатом фундаменте возник Валерьяновский краевой вулкано-плутонический пояс, сложенный мощной (около 3 км) вулканогенной серией (C1v-s), представленной андезитами и дацитами; перекрывающий слабо дислоцированные терригенно-карбонатные породы чехла Казахского континента. Оба названных комплекса прозваны интрузиями диорит-гранодиоритовой формации, комагматичными эффузивной валерьяновской толще. С этими интрузиями связаны локализованные в карбонатных породах скарновые железорудные месторождения Соколовско-Сарбайского бассейна.



Области проявления коллизионного интрузивного магматизма. Основные коллизионные события на Урале датируются поздним палеозоем ( С2-Р). С этим отрезком геологического времени связано сближение и последующее столкновение восточной пассивной континентальной окраины Восточно-Европейской платформы с континентальными блоками – террейнами (палеомикроконтинентами), существовавшими и функционировавшими в раннем-среднем палеозое в западной части Урало-Азиатского палеокеана.

Коллизия сопровождалась проявлением крупноамплитудных покровных тектонических структур (см. выше) и мощным гранитообразованием. Основные поля развития интрузий гранитов (так называемая Главная гранитная ось Урала) приурочены к блокам, сложенным докембрийскими метаморфитами и обрамляющими их зонально-метаморфизованными осадочно-вулканогенными образованиями нижнего-среднего палеозоя, образующими в совокупности Урало-Тобольское и Зауральское поднятия («антиклинории»).

При разнообразии гранитоидного магматизма ведущая роль среди них принадлежит формациям нормальных Na-K-гранитов: гранитовой, лейкогранитовой и аляскитовой.

Мезозойско-кайнозойские структуры


Мезозойское осадконакопление происходило в различных структурных и климатических обстановках.

В триасе на территории Урала была сформирована серия меридиональных грабенов. Наиболее крупный из них (Челябинский) выполнен континентальной терригенно-вулканогенной (базальты, риолиты) толщей нижнего-среднего триаса, перекрытой угленосными озерными отложениями верхнего триаса. Общая мощность триасовых отложений в различных грабенах варьирует от 1 до 4 км. Геодинамический режим формирования грабенов реконструируется как внутриконтинентальный рифтогенный.

На границе триаса и юры на Урале фиксируется фаза проявления локальных складчато-надвиговых дислокаций.

В течение средней юры-палеогена территория Урала развивалась в платформенной обстановке, представляя собой равнину, наиболее приподнятую в своей западной части. Осадконакопление происходило в континентальной и прибрежно-морской (мел-палеоген, восточная часть Восточной мегазоны) обстановках. Кроме «стандартного» комплекса отложений равнинных областей (аллювиальные, лимнические, склоновые и др.) на пенепленизированном складчатом основании в условиях теплого влажного климата широко проявились процессы химического выветривания, которые привели к формированию мощных ( до 100 и более метров) площадных и линейных кор выветривания силикатного профиля. С этими образованиями на Урале связаны месторождения силикатного никеля (коры выветривания по ультрамафитам) и каолиновых глин (коры выветривания по гранитам и другим полевошпатсодержащим породам).

Новейший (неоген-четвертичный) этап развития Урала в пределах Западной и, частично, Восточной («Магнитогорский прогиб») мегазон проявился в слабом (амплитуды nх100 м – 1 км) горообразовании (эпиплатформенный орогенез). В результате возникло Уральское низкогорное меридионального простирания сооружение. Орогенез происходит в обстановке линейного субширотного сжатия.

Восточная и юго-восточная части Уральского складчатого сооружения также, как в юре-палеогене, и в новейшее время продолжают развиваться в платформенном режиме.

Типы геоморфологических ландшафтов, сформированных в новейшее время на территории складчатого Урала, диктуют проявление определенных генетических типов отложений, а также сохранность отложений, образованных в предшествующие этапы развития.

Так в пределах Горного Урала относительно более широко по сравнению с равнинным развиты коллювиальные отложения, но меньшим распространением пользуются делювиальные, озерные и практически не формируются элювиальные. Более того образованные в мезозое коры выветривания в пределах Западной мегазоны обычно сильно трансформированы и в большей или меньшей степени разрушены эрозионными процессами. В то же время в Восточной мегазоне те же коры выветривания нередко сохраняются в слабо нарушенном виде.

История геологического развития
Анализ приведенных выше материалов позволяет выделить в истории геологического развития Уральской складчатой области следующие этапы и стадии:

- доуральский этап;

- байкальский этап (рифей-кембрий);

- уральский (каледонско-герцинский; поздний кембрий − пермь) океанический – коллизионный этап;

- постуральский (мезокайнозойский) этап со стадиями: внутриконтинентального рифтогенеза (Т13), платформенной (J-Pg – Западная мегазона, J-Q – Восточная мегазона) и эпиплатформенного орогенеза (N-Q – Западная мегазона).
Полезные ископаемые
Минерагения последовательно сформированных геологических комплексов и формаций Урала весьма разнообразна. Отмечу лишь главные рудовмещающие и рудоносные формации и связанные с ними полезные ископаемые.

Дунит-гарцбургитовая формация вмещает месторождения хромитов, силикатного никеля (в мезозойских корах выветривания по ультрамафитам), золота, хризотил-асбеста, ряда цветных камней (изумруд, демантоид, жадеит, нефрит) и др.

С вулканическими комплексами океанической и, главным образом, островодужной стадии развития Урала связаны месторождения меди и цинка, составляющие основу уральской и российской сырьевых баз этих металлов.

С глубокометаморфизованными комплексами Урало-Тобольского поднятия ассоциируют месторождения антофиллит-асбеста, абразивного корунда, изумруда и других полезных ископаемых.

Минерагения гранитоидов Урала весьма широка: с лейкограниты зон коллизии специализированы на бериллий; с тоналит-диоритовыми комплексами активных континентальных окраин раннего карбона генетически связаны месторождения золота и т.д.

Осадочные комплексы рифея Башкирского антиклинория вмещают месторождения железных сидеритовых руд и магнезитов.
Продолжая рассмотрение геологического строения и развития Урало-Азиатского и Тихоокеанского подвижных поясов автор полагает необходимым привести и повторить некоторе сведения, касающиеся Гиперборейского кратона и Арктиды.

По периферии современных океанических бассейнов Арктики располагаются разновеликие блоки коры континентального типа: Карский (северная часть полуострова Таймыра и архипелаг Северная Земля), блок хребта Ломоносова, северная часть Аляски, Чукотский, Новосибирский (Новосибирские острова и прилегающие к ним шельфы).

Позднее (Л.П.Зоненшайн и др.) была разработана гипотеза, согласно которой в позднем докембрии и раннем палеозое все вышеперечисленные блоки принадлежали единому массиву континентальной коры, который до среднего палеозоя существовал как единый самостоятельный блок, получивший название Арктиды. Предполагается, что на рубеже силура и девона он столкнулся с Инкуитским краем Лаврентии (Инкуитский складчатый пояс) а в позднем девоне - с Баренцевско-Новоземельским краем ВЕП (Новоземельско-Североземельская зона дислокаций). Позднее (в мезозое и начале кайнозоя) в результате раскрытия океанических бассейнов Северной Атлантики и Северного Ледовитого океана (котловина Макарова), Евразийского и Амеразийского (Канадского) бассейнов, Арктида распалась и поэтому в настоящее время ее фрагменты (вышеперечисленные блоки) пространственно разобщены.

Палеомагнитные данные (А.Н.Храмов и др.) показали, что Новоземельско-Североземельская зона дислокаций не является следом позднедевонского столкновения Арктиды и северного фланга ВЕП и что Карский блок (а значит и вся Арктида) уже начиная с раннего палеозоя входил вместе с ВЕП в состав единого континента и,следовательно, столкновение ВЕП и Арктиды произошло до раннего палеозоя, а зона этого столкновения располагается где-то между собственно ВЕП и Баренцевоморско-Печорской частью Арктиды.

Анализ показал, что этот «след» представлен Припечорско-Илыч-Чикшинской разломной зоной (см. ниже).

Тимано-Печоро-Баренцевоморская молодая платформа
В орографическом отношении она представляет собой: на западе и юго-западе – Тиманский кряж (линейно вытянутое неотектоническое поднятие – высокую денудационную равнину с максимальной абсолютной отметкой 324 м над уровнем моря), в центре и на востоке – низкую аккумулятивную равнину ледникового происхождения, называемую Большеземельской тундрой.

Геологические комплексы, слагающие описываемую область. на З-Ю-З надвинуты на Мезенскую синеклизу Восточно-Европейской платформы. На ЮВ и СВ они граничат соответственно с грядой Чернышева (поднятие фундамента краевой части Предуральского краевого прогиба) и грядой Чернова (то же в краевой части Пайхойско-Новоземельской складчатой зоны). Названные гряды представляют собой складчато-надвиговые структуры.

В тектоническом отношении в составе области выделяются два структурных элемента: Тиманское поднятие и Печорская плита.

Тиманское поднятие (Тимано-Варангеровская зона) имеет ширину около 100 км и протягивается примерно на 1700 км в ЗСЗ направлении. Оно представляет собой линейно вытянутое неотектоническое поднятие (возвышенность) с абсолютными отметками 200-300 м.

Именно на Тимане и п-ве Канин в нескольких небольших поднятиях на поверхность выступает складчатый (байкальский по возрасту) фундамент описываемой области. Представлен он относительно слабо метаморфизованными осадочными толщами рифея-венда общей мощностью10-15 км и обладает простой линейно-складчатой структурой.

Стратиграфический разрез фундамента имеет здесь следующий вид (снизу вверх):

- светлинская свита (R2) представлена кварцитами с прослоями кварц-серицитовых сланцев общей мощностью более 2 км:

- верхний и терминальный рифей (вероятно, нижняя его часть) сложена кварцитами, алевролитами, кварц-хлорит-серицитовыми сланцами общей мощностью 3,5 км:

- быстринская свита (V1?) сложена глинисто-карбонатными отложениями мощностью около 4 км;

- кислоручейская свита (V2) представлена кварц-серицит-хлоритовыми сланцами мощностью около 4 км.

Выше следует поверхность размыва отмеченных отложений (поверхность углового и стратиграфического несогласия), на которой горизонтально залегают морские терригенные песчано-глинистые отложения среднего девона, сменяющиеся выше по разрезу наземными вулканитами основного состава среднего - начала верхнего девона.

Время складкообразования позднедокембрийских отложений датируется поздним вендом - началом раннего палеозоя.

Печорская плита (ПП) характеризуется отчетливо выраженным двухчленным строением. Верхний структурный этаж представлен слабодислоцированным мощным (от 2-4 до 5-9 км) осадочным чехлом, сложенным преимущественно осадочными породами, относящимися к стратиграфического диапазону от верхнего кембрия (?) – нижнего ордовика до кайнозоя. Нижний этаж (фундамент) сложен разнородными позднедокембрийскими в разной степени метаморфизованными и дислоцированными комплексами.

По представлениям Н.П.Хераскова, фундамент ПП сложен байкалидами. Н.Н.Шатский относил Тиманскую структуру к авлакогеосинклиналям и считал, что восточнее его находится блок, сложенный добайкальскими (раннедокембрийскими) породами.

Поверхность байкальского фундамента в пределах Печорской плиты имеет «клавишное» строение, представляя собой ряд чередующихся горсто- и грабенообразных структур северо-западного простирания, проявленных в структуре плитного чехла линейно-вытянутыми зонами поднятий и разделяющими их авлакогенами. В этом ряду выделяются (в скобках - ширина структуры/глубина залегания фундамента): 1 )Ижма-Печорская зона; 2) Печоро-Колвинский авлакоген (30-50км/5-9 км); 3) Денисовская зона (50-100км/4-6 км); 4) Колвинский авлакоген (5-8 км); 5) Хоревейская зона (4-5 км).

С юго-востока зоны 2-5 ограничены надразломной зоной гряды Чернышова СВ простирания, отделяющей Печорскую впадину от Предуральского краевого прогиба.

Родственные комплексам фундамента ПП позднедокембрийские образования участвуют в строении тектонических единиц, обрамляющих Печорскую плиту: на юго-западе – Тиманского кряжа, а на востоке –Урала. В этих регионах допозднекембрийские комплексы выходят на дневную поверхность и, по сравнению с комплексами фундамента ПП, лучше изучены.

В строении фундамента ПП отчетливо обособляются Ижемская, Печорская и Большеземельская зоны. Первую из них обычно вместе с Тиманом объединяют в Тиманский мегаблок, а последние две в совокупности рассматривают как Большезельский мегаблок.

Границей между названными мегаблоками в пределах фундамента ПП является выделяемая в основном по геофизическим данным Припечоро-Илыч-Чикшинская зона разломов, в Центрально-Уральской зоне Урала - граница между северной вулканогенной (Кожимский блок) и южной (осадочной) частями Ляпинского антиклинория. В пределах Припечорско-Илыч-Чикшинской зоны (совпадает с мощной магнитной аномалией) предполагается широкое распространение массивов ультрамафитов и мафитов, и поэтому она интерпретируется как зона, разделяющая Тиманский и Большеземельский мегаблоки.

В строении Тимана и прилегающей к нему с северо-востока Ижемской зоны фундамента ПП преобладают слабо метаморфизованные и существенно менее деформированные преимущественно осадочные образования. Лишь на северо-западе (на Северном Тимане и п-ове Канин) метаморфизм доходит до уровня амфиболитовой фации и встречаются интрузии габбро, гранитов и сиенитов. В восточной части Ижемской зоны бурением вскрыты гранитные массивы предположительно поздне- или посттектонические.

Характер строения допалеозойского фундамента ПП резко изменяется к северо-востоку от Припечорско-Илыч-Чикшинской зоны разломов. Здесь начинают преобладать существенно вулканогенные комплексы. В пределах Печорской зоны развиты известково-щелочные вулканические и интрузивные островодужные комплексы среднего и основного состава. В Большеземельской зоне бурением вскрыты вулканогенно-осадочные породы и вулканиты кислого состава, а также интрузии двуслюдяных гранитов и габбро.

Состав и строение позднедокембрийских комплексов Тиманского мегаблока позволяет интерпретировать их как образования позднедокембрийской пассивной окраины ВЕП.

В строении Большеземельского мегаблока выделяются несколько крупных (Колгуевское, Хоревейское, Новоземельское) и ряд более мелких поднятий, рассматриваемых ранее как антиклинорные структуры. Позднее их стали относить к микроконтинентам или террейнам. Эти поднятия пространственно разделяют ареал развития позднедокембрийских (протоуральских) меланократовых (базит-гипербазитовых) и непрерывно дифференцированных вулканогенных, а также вулканогенно-осадочных и ассоциирующихся с ними осадочных (обломочных) комплексов Большеземельского мегаблока на ряд протяженных зон. Таковыми являются (с юго-запада на северо-восток) Нижнепечорская, Кожимско-Вангырская, Полярно-Уральская структурно-формационные зоны. Комплексы Полярно-Уральской зоны представлены протоуральскими офиолитами, дифференцированными вулканогенными и ассоциирующими с ними осадочными образованиями.

Геофизические данные и материалы по редким скважинам, достигшим фундамента Большеземельского мегаблока ПП, указывают на то, что здесь развиты образования, сформированные в пределах бассейнов с корой океанического типа и надсубдукционные магматические образования (вулканиты и гранитоиды).

Судя по составу и строению позднедокембрийских комплексов Тимана прилегающих к нему частей ПП (Тиманский мегаблок) и южной части Ляпинского антиклинория Центрально-Уральской зоны (Западно-Уральская мегазона), они представляют собой комплексы пассивной окраины BEП. В то же время, по геофизическим данным и результатам, полученным при бурении редких скважин, достигших фундамента ПП в пределах Большеземельского мегаблока, а также по данным геологического строения Кожимского блока Ляпинского антиклинория и более северных частей ЦУП, можно утверждать, что здесь преимущественным распространением пользуются позднедокембрийские (протоуральские) вулканогенно-осадочные и магматические комплексы. Представляется, что в совокупности эти образования, по-видимому, маркируют собой активную окраину континента Арктида. В зоне субдукции, падающей под эту окраину, поглощалась литосфера океанического бассейна, разделявшего позднедокембрийский континент Арктида и ВЕП. С осадочно-вулканогенными и вулканогенными комплексами активной окраины Арктиды пространственно и генетически связаны гранитоиды позднерифейско-ранневендского возраста, являющиеся наиболее ранними протоуральскими гранитоидными образованиями.

На рубеже венда и кембрия океанический бассейн, разделявший в позднем докембрии ВЕП и континент Арктида, полностью закрылся. Произошла коллизия этих континентов с образованием Тимано-Печорского позднедокембрийско-раннепалеозойского коллизионного орогена. Вещественным выражением этого события явилось становление массивов гранитоидов, характеризующихся изотопными датировками в диапазоне от 584 до 510 млн.лет. Максимальным развитием эти гранитоиды пользуются в Припечорско-Илыч-Чикшинской разломной зоне, пограничной между Тиманским и Большеземельским мегаблоками фундамента ПП и представляющей собой сутуру, по которой были приведены в соприкосновение Тиманская пассивная окраина ВЕП и Большеземельская активная окраина Арктиды. Кроме того, гранитоиды этого возраста отмечаются и в приближенных к Припечорско-Илычу-Чикшинской шовной зоне частях Тиманского и Большеземельского мегаблоков.

Существование названного орогена подтверждается также глубоким размывом позднедокембрийских комплексов фундамента ПП и ярко выраженным несогласием в подошве палеозойских образований ее чехла. Юго-восточный фланг орогена распознается в структурах северной части ЦУП, а реликты северо-западного его продолжения устанавливаются сейчас на полуостровах Рыбачий и Варангер. Иногда этот позднедокембрийско-раннепалеозойский коллизионный ороген в литературе называется Тимано-Варангеровской складчатой системой байкалид, или Канино-Тиманским складчатым поясом.

Плитный чехол Печорской плиты сложен субгоризонтально залегающими отложениями ордовика-силура, среднего девона - перми, мезозоя (триас, средняя юра - нижний мел) и квартера.

Стратиграфический разрез чехла Печорской впадины имеет следующий вид.

Ордовик представлен прибрежно-морскими и континентальными терригенными отложениями мощностью 0,5 - 0,8 км (западная часть впадины) и карбонатными отложениями (северо-восточная ее часть).

Силур сложен сероцветными глинисто-карбонатными, реже - карбонатными отложениями (0.5-1 км).

Средний девон представлен мелководными кварцевыми песчаниками с прослоями конгломератов, алевролитов небольшой мощности; с этими отложениями связаны титановые россыпи.

Верхний девон (нижний фран) сложен континентальными песчано-глинистыми отложениями с покровами и силлами базальтов и прослоями базальтовых туфов. Зафиксированы 2 фазы базальтового вулканизма, в промежутке между которыми были сформированы бокситоносные коры выветривания по рифейским и среднедевонским отложениям.

Верхний фран представлен континентальными и прибрежно-морскими карбонатными отложениями.

Фаменский ярус сложен морскими известняками и доломитами.

Общая мощность верхнего девона составляет от первых до 800 м, в северной части впадины - до 1500 м.

Нижне-, среднекаменноугольные отложения общей мощностью 0,8-1.5 км сложены (снизу вверх):

- турнейский ярус - алеврито-глинистыми и карбонатными отложениями (0,25-0,5 км);

- среднее визе - терригенными отложениями (0,15-0,2 км);

- серпухов - карбонатными породами (0,25-0,2 км);

- башкирский ярус - карбонатными отложениями (0,05-0,1 км):

- московский ярус - известняками (0,1-0,25 км).

Верхняя пермь (казанский и татарский ярусы) представлены черноцветными угленосными терригенными отложениями мощностью от 1 до 3,5 км, сформированными в пределах низменных заболоченных равнин в условиях гумидного климата.

Нижний триас сложен континентальными отложениями с отдельными прослоями морских. В пределах Баренцева моря мощность триаса увеличивается до 5 км. На о. Шпицберген нижне-, верхнетриасовые отложения выходят на дневную поверхность. Здесь отмечается комплекс морских и континентальных песчано-сланцевых отложений мощностью 3,5-4 км.

На триасовых отложениях с перерывом залегают среднеюрские (келловейский ярус) кварцевые песчаники и глины мощностью 50-100 м.

Выше залегают мергели и известняки оксфордского яруса верхней юры.

Нижний мел представлен всеми ярусами за исключением альбского и сложен морскими песчано-глинистыми отложениями мощностью около 100 м.

После продолжительного периода слабого воздымания (поздний мел - палеоген), когда Печорская и Тиманская структуры представляли собой денудационную равнину, в новейшее время Печорская плита оказалась между активно (Полярно-Уральская часть Уральского эпиплатформенного орогена) и умеренно (Тиманский кряж, амплитуды поднятий до 200-300 м) воздымавшимися областями и, будучи относительно стабильной (амплитуды поднятий до 50-100 м), приобрела все черты аккумулятивной равнины. В ее пределах в четвертичное время формировались ледниковые, флювиогляциальные и лимногляциальные, озерные, аллювиальные и др. отложения.


1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   12


База данных защищена авторским правом ©bezogr.ru 2016
обратиться к администрации

    Главная страница