Региональная геология России

В соответствии с геофизическими построениями в западной части бассейна, охватывающей Тиманскую гряду и Ижма-Печорскую впадину, господствуют мезопротерозойско-неопротерозойские метаморфические сланцы низших ступеней метаморфизма с отдельными массивами основных и ультраосновных пород. Выход фундамента на дневную поверхность известен в пределах Тиманской гряды, на крайнем западе плиты. Внутреннее строение Тиманского мегаблока примечательно северо-западной зональностью. Его неширокая западная зона сложена слабометаморфизованными терригенными формациями позднего протерозоя с локальными интрузиями платформенного типа. Мощность комплекса здесь 4-6 км. Восточнее, за Центрально-Тиманским разломом она увеличивается до 12-15 км. Наряду с терригенными породами распространены карбонатные (рифогенные) образования. Породы этой восточной, более значительной по площади, зоны сильнее дислоцированы и регионально метаморфизованы до зеленосланцевой фации. Магматические комплексы представлены габбро-диабазами на п-ове Канин и Среднем Тимане, постскладчатыми двуслюдяными гранитами и гранодиоритами в полосе, примыкающей к системе Илыч-Чикшинского разлома, и орогенными и посторогенными щелочными габброидами, гранитами и сиенитами, приуроченными к Западно-Тиманскому разлому. Общее строение Тиманского мегаблока позволяет интерпретировать эту часть фундамента современной Печорской низменности как область развития отложений докембрийской пассивной окраины.

С востока Тиманская "сланцевая" область ограничивается линейной зоной, для которой можно предполагать наличие широкого петрографического разнообразия консолидированных образований - от слабометаморфических до высоко-метаморфизованных комплексов и изверженных пород от кислого до ультраосновного состава. Вдоль этой полосы разломов (Припечорского и Илыч-Чикшинского) повсеместно распространены магматические и вулканогенно-осадочные породы. Основные вулканиты, амфибол-биотитовые гранитоиды и диориты встречены скважинами в западных участках зоны. Для восточных участков характерны габбро, габбро-диориты, габбро-диабазы, диориты и плагиограниты, т.е. породы с исходной базальтовой магмой. На всех участках зоны граниты имеют подчиненное значение и повышенную долю основных компонентов. Среди вулканогенных пород широко распространены эффузивы известково-щелочной серии. Вещественный состав перечисленных магматических ассоциаций свидетельствует о том, что их образование в неопротерозое было связано с геодинамической обстановкой, свойственной островным дугам.

Отдельные районы Тимано-Печорской плиты с недостаточно мощной корой оказались предрасположенными к растяжению, вызвавшему образование рифтовых прогибов и повышенную проницаемость для внедрения основных магматических пород. Такая палеогеодинамическая ситуация возникла в системе Припечорского и Илыч-Чикшинских разломов и к востоку от нее - Денисовский прогиб, на территории которых в неопротерозое предполагается существование океанического бассейна и островной дуги. В результате складчато-сдвиговых деформаций, кадомского орогенеза произошло закрытие этого бассейна и образование вулканоплутонического пояса, контролируемого системами разломов: Припечорского и Илыч-Чикшинских - на западе и Колвинских - на востоке. Вторая островодужная зона намечается в районе Полярного Урала. К западу от нее, на северо-востоке Тимано-Печорской плиты видимо находилась впадина океанического типа.

В центральной области плиты, охватывающей большую часть Печоро-Колвинского прогиба и Большеземельского свода, составляющих основную часть Большеземельского мегаблока характерны кристаллические толщи средних и высоких ступеней метаморфизма, что свидетельствует о распространении крупных архейско-палеопротерозойских массивов коры. В керне большинства скважин, вскрывших неопротерозой Большеземельского мегаблока, преобладают кислые вулканиты и туфы. Интрузивные породы представлены двуслюдяными гранитами, диабазами и гранитоидами. Их состав меняется от более ранних основных разностей к более поздним кислым. На территории Большеземельского мегаблока широко распространены также терригенные (венд-кембрийские) красноцветные породы с примесью туфогенного материала, телами и покровами кислых эффузивных пород. Они занимают самую верхнюю часть доордовикского разреза, являются продуктами размыва и переотложения вулканогенных пород позднего протерозоя и могут рассматриваться в качестве молассовой формации кадомского орогенеза. На более низких стратиграфических уровнях разреза (в 1 км от его поверхности) по геофизическим данным предполагаются значительные массы основных пород. На востоке Большеземельского свода и во впадинах Предуральского краевого прогиба предполагается широкое развитие пород основного состава. Это обстоятельство допускает выделение в названных районах палеоблоков коры океанического или субокеанического типов.

Наличие известково-щелочных островодужных вулканических образований и их ассоциация с поясами метаморфизма высоких давлений свидетельствуют о типичных условиях субдукции в позднем докембрии. Складчатость, высоктемпературный метаморфизм и гранитные интрузии указывают на условия столкновения, причленения вулканических островных дуг и подстилающего их основания к окраине Восточно-Европейского континента. В этой связи складчатое основание Печорской низменности (Большеземельский мегаблок) можно интерпретировать как аккреционную мозаику, возникшую за счет столкновения различных мелких блоков. Выступы комплексов фундамента (доуралид) в Приполярном и Полярном Урале, а также на о-ве Вайгач являются частями этого аккреционного массива, причлененного к Восточной Европе в самом конце докембрия - начале кембрия.

Таким образом, в истории формирования фундамента Тимано-Печерской плиты можно наметить несколько основных этапов.

Мезопротерозой - ранний неопротерозой. Этап, связанный с постепенным погружением окраины Восточно-Европейского континента и накоплением типично платформенных обломочных осадков. Во второй половине мезопротерозоя, в пределах будущей Мезенской впадины начали закладываться рифты северо-западного простирания; на юге они торцово сочленялись со Среднерусской рифтовой системой северо-восточного простирания. Параллельно Мезенской системе, но северо-восточнее ее, простиралась Тиманская система, на основе которой в конце мезопротерозоя оформилась пассивная окраина Восточно-Европейского континента. Эта окраина простиралась до современной Припечерской зоны разломов, вдоль которой в течение неопротерозоя функционировала зона субдукции и связанная с ней система островных дуг. Восточнее предполагается существование оси спрединга и океанического бассейна, в пределах которого находились разновеликие обломки древней сиалической коры. Важно отметить, что структура востока Тимано-Печорской плиты, очевидно, продолжалась на Полярный и Приполярный Урал, где выступают породы еще одной вулканической дуги, а возможно и южнее вдоль всей современной восточной окраины Восточно-Европейской плиты. Таким образом, вулканические дуги и микроконтиненты должны были разделяться бассейнами окраинных морей с корой океанического типа.

Поздний неопротерозой. В пределах Тимано-Печорской плиты на границе внутреннего и внешнего шельфа в полосе современного Тиманского кряжа возник барьерный риф. На востоке продолжалось развитие вулканических дуг.

Венд (эдиакарий) - ранний кембрий. Ознаменован крупными тектоническими событиями, связанными с кадомским орогенезом. Он был вызван столкновением системы островных дуг и микроконтинентов с северо-восточным краем Восточно-Европейского кратона (Балтики). Свидетелем этого процесса стало образование Предтиманского прогиба, выполненного пестроцветной вендской молассой, а на востоке будущей Печорской плиты и прилегающей части Урала - вулканогенной молассы.

Плитный комплекс. В ордовике Тимано-Печорская область превратилась в северную часть пассивной окраины Восточно-Европейского континента, к востоку от которой произошло раскрытие Уральского океанического бассейна. Сложившаяся к настоящему времени структура осадочного чехла Тимано-Печорской плиты также является результатом стадийного тектонического развития. Эта стадийность синхронна эволюции Урала. Последовательная смена тектонических режимов отмечается в разрезе осадочного чехла плиты угловыми и стратиграфическими несогласиями.

Раннепалеозойская стадия. Отложения основания разреза плиты представлены базальной терригенной формацией нижнего-среднего ордовика, сменяемой карбонатами верхнего ордовика, силура и нижнего девона. Терригенные породы последнего развиты лишь на северо-западе региона. Все пространство плиты в это время представляло собой шельфовую область.

Позднепалеозойская стадия. Поздний палеозой - триас связаны с эпохой рифтогенеза, сопровождавшегося базальтовым вулканизмом на рубеже среднего - позднего девона, затронувшего консолидированное основание Тимано-Печорской плиты и последующим герцинским орогенезом, связанным с коллизионными процессами и закрытием Уральского палеоокена. В основании разреза позднепалеозойской стадии развития плитного комплекса преобладают терригенные и терригенно-карбонатные отложения. Выше залегают угленосно-терригенные толщи, но основной объем, до верхнего карбона включительно, сложен карбонатными породами. Верхняя часть разреза обладает наибольшей формационной изменчивостью. В Приуральской части региона он состоит из орогенных формаций, представленных флишем, сероцветной молассой, соленосными отложениями, угленосными толщами, красноцветной и континентальной молассой. На остальной территории плиты флишоидная и сероцветная моласса латерально уступают место карбонатам, соленосным породам - ангидритам, угленосным красноцветным терригенным толщам. Появление в верхах разреза континентальной красноцветной молассы свидетельствует об осушении большей части Тимано-Печорской плиты, за счет которой седиментация в бассейне становится исключительно терригенной. На смену карбонатно-терригенному палеозойскому комплексу приходит терригенный мезозойско-кайнозойский.

Мезозойско-кайнозойская стадия. Терригенными породами заключительной стадии эволюции плиты сложены среднеюрско-меловой и неоген-четвертичный интервал разреза. В основании отмечается крупный стратиграфический перерыв и угловое несогласие. В юре и раннем мелу Тимано-Печорская плита испытала слабое погружение, в позднем мелу и палеогене континентальная часть современной плиты полностью осушилась; лишь в прибрежной полосе и в море продолжалось малоинтенсивное континентально-морское осадконакопление. На заключительном неоген-четвертичном этапе развития региона большая его часть представляла равнинную сушу.

2.3 Уральская складчатая область

Уральская складчатая область является составной частью Центрально-Азиатского подвижного пояса, разделяющего Восточно-Европейскую, Сибирскую, Таримскую и Китайско-Корейскую древние платформенные области. Складчатые сооружения Урала возникли на месте палеозойского Уральского океана, закрывшегося в конце позднего палеозоя в результате сближения Восточно-Европейской, Сибирской и Казахстанской континентальных глыб. Комплексы, слагающие его современную структуру, залегают в виде серии тектонических чешуй, надвинутых на окраину Восточно-Европейской платформы. Восточные границы скрыты под чехлом молодой Западно-Сибирской плиты. Уральская складчатая область представляет собой типичный пример линейных коллизионных структур. Выделяют внешние (западные) зоны, развившиеся на окраине Восточно-Европейского кратона или вблизи него, и внутренние (восточные), где широко представлены палеозойские комплексы океанического и островодужного генезиса. Границей между внешней и внутренней зонами служит полоса серпентинитового меланжа, маркирующая сутуру Главного Уральского разлома.

Внешние зоны Урала включают автохтонные комплексы Предуральского краевого прогиба, Западно- и Центрально-Уральской складчатых зон.

Предуральский краевой прогиб, заполненный пермской континентальной молассой, представляет собой пограничную с Восточно-Европейской платформой структуру, расположенную вдоль западного борта всего сооружения Урала, кроме Мугоджар и Пай-Хоя. Ширина этой зоны варьирует от 50 до 100 км. В продольном направлении в структуре прогиба выделяется несколько впадин: Бельская, Уфимско-Соликамская, Верхнепечорская, Воркутинская и др. глубиной до 10-12 км. Доверхнекаменноугольные отложения прогиба сходны с одновозрастными толщами Восточно-Европейской плиты. Заложение прогиба началось в позднем карбоне, ранней перми и связано с коллизионными процессами. Первоначально он представлял собой относительно глубоководный бассейн с дефицитным глинисто-кремнисто-карбонатным осадконакоплением. В западной части прогиба развиты биогермные известняки, а на востоке морские молассовые отложения. В кунгурское время в условиях отсутствия связи с океаном в застойных водах в южных частях Урала формировались эвапоритовые толщи, а в северных - угленосные. Дальнейшие деформации и связанный с ними рост Урала привели в поздней перми, раннем триасе к интенсивному размыву складчатых сооружений и постепенному заполнению тылового осадочного бассейна типично моллассовой толщей.

Западно-Уральская зона, представлена в современном эрозионном срезе деформированными палеозойскими отложениями, формировавшимися в условиях пассивной континентальной окраины Восточно-Европейской платформы. Палеозойские образования резко несогласно лежат на породах древнего складчатого основания, и представлены, главным образом, мелководными осадками. Нередки и тектонические покровы, перемещенные из восточных зон, где в палеозое широко развиты океанические и островодужные комплексы. Наиболее типичными отложениями на западном склоне Урала являются шельфовые. Они представлены породами, во многом аналогичными тем, которые развиты на Восточно-Европейской платформе. Возраст подошвы осадочного чехла закономерно омолаживается с севера на юг. На Пай-Хое и Полярном Урале разрез начинается с рубежа кембрия - ордовика. На южном Урале основание шельфового разреза отвечает позднему ордовику - силуру. Состав подошвенной - терригенной части разреза отвечает подстилающим комплексам фундамента платформы. Эпизодически среди них отмечают бимодальные комплексы вулканитов, которые являются индикаторами континентального рифтогенеза. Силурийский интервал разреза сложен преимущественно граптолитовыми сланцами. С верхнего силура в разрезе начинают преобладать известняки. Для нижнего девона характерны мощные рифовые постройки, которые формировали протяженный барьерный риф вдоль всей уральской окраины Восточно-Европейского палеоконтинента. Органогенные известняки преобладают в разрезах и на окраине самой платформы вплоть до конца карбона - нижней перми. На востоке Западно-Уральской зоны карбонатные отложения замещаются флишем и турбидитами, маркирующими край палеоконтинента. На коллизонном этапе, в конце палеозоя вследствие мощного давления с востока (в современных координатах) эти комплексы были дислоцированы и по принципу "домино" надвинуты друг на друга, что послужило причиной формирования чешуйчатой структуры Западно-Уральской складчатой зоны.

Центрально-Уральская складчатая зона представляет собой область почти непрерывных выходов докембрийских пород (доуралид). Древние массивы здесь могут быть условно разделены на два типа. Первый тип представлен поднятыми блоками фундамента Восточно-Европейской платформы, перекрытыми отложениями, формировавшимися на пассивной окраине кратона (Башкирский и Кваркушский массивы). Наиболее древние погребенные образования имеют архейско-палеопротерозойский возраст и представлены характерными типами пород: гнейсами, амфиболитами и мигматитами. Перекрывающие их мезопротерозойско-неопротерозойские осадочные толщи сложены цикличной последовательностью обломочных и карбонатных пород, образовавшихся в основном в мелководных условиях за счет сноса обломочного материала с континента. На двух уровнях в этом разрезе появляются вулканиты трахибазальтового состава, связанные с эпизодами растяжения при формировании пассивной окраины.

Ко второму типу доуралид относятся складчатые образования позднего докембрия, представленные преимущественно неопротерозойскими островодужными комплексами, а также более древними комплексами кратонного типа (микроконтинентами), которые нарастили кристаллическое основание Восточно-Европейского палеоконтинента к востоку (в современных координатах) и оформили структуру Центрально-Уральского аккреционно-коллизионного пояса в конце докембрия (кадомская орогения). Наиболее многочисленны они на Северном и Полярном Урале - в пределах Центрально-Уральского и Харбейского поднятий, а также слагают обширные пространства в основании смежной Тимано-Печорской плиты. Аналогичные следы позднедокембрийского роста коры предполагаются на Южном Урале в пределах поднятия Уралтау. В ядрах указанных антиформных структур обнажаются высокометаморфизованные породы (гнейсово-мигматитовая ассоциация), периферические части представлены трансгрессивными вулканогенно-осадочными отложениями неопротерозоя. Вулканиты представлены зонально-метаморфизованными породами дифференцированной базальт-андезит-дацитовой известково-щелочной серии, характерной для островодужных образований. Часто в ассоциации с вулканитами в разрезе присутствуют глаукофановые сланцы, указывающие на аккреционно-коллизионную обстановку. В обрамлении доуральские комплексы несогласно перекрыты существенно карбонатными отложениями ордовика-карбона, которые представляют единый фациальный ряд с отложениями Западно-Уральской зоны и смежной Тимано-Печорской плиты.

Зона Главного Уральского разлома представляет собой тектонический шов, выраженный мощной зоной серпентинитового меланжа изменчивой ширины - от нескольких до 20 км. Сама система разломов является фронтальной зоной крупнейшего глубинного шарьяжа, по которому симатические комплексы восточных зон надвинуты на сиалическое основание западной части Урала. Останцами этого покрова являются разновеликие блоки и пластины различных комплексов пород развивавшихся на коре океанического типа, которые встречаются во внешней зоне Урала. Остатки этих же пород, в том числе различные члены офиолитовой ассоциации: гипербазиты, габбро, подушечные лавы, кремнистые осадки и т.п., расположены среди развальцованной серпентинитовой матрицы, внутри полосы маркирующей зону надвига. Часто шовная зона выражена бластомилонитами, метаморфическими сланцами, в том числе глаукофановыми, эклогитами, т.е. породами, формирующимися при больших давлениях. Развитие эклогит-глаукофанового метаморфизма может свидетельствовать о том, что большая часть этих комплексов возникла во фронтальных зонах островных дуг в условиях частой аккреции (например, островная дуга - микроконтинент или симаунт). Таким образом, формирование зоны главного Уральского разлома неразрывно связано с аккреционно-коллизионными процессами.

Внутренние зоны Урала наиболее полно обнажены на Южном Урале и включают Тагило-Магнитогорскую, Восточно-Уральскую и Зауральскую зоны.

Тагило-Магнитогорская зона включает полосу прогибов, сопровождающую с востока зону Главного Уральского разлома. С юга на север обосабливаются Западно-Мугоджарский, Магнитогорский, Тагильский, Войкаро-Щучьинский синклинории. По своему строению зона представляет синформную структуру, состоящую из серии тектонических покровов, наслоенных друг на друга. В строении покровов участвуют ордовикско-каменноугольные плутонические, вулканогенные и осадочные комплексы пород, которые рассматриваются как образования океанических впадин, островных дуг, краевых вулканических поясов, связанных с ними глубоководных флишевых трогов и мелководных терригенных и карбонатных толщ, перекрывающих новообразованную в палеозое континентальную кору. Выступы архейско-протерозойского сиалического фундамента здесь отсутствуют. В целом Тагило-Магнитогорскую зону можно представить как поле развития океанических (офиолитовых) и островодужных (известково-щелочных) комплексов, составляющих так называемый “зеленокаменный пояс Урала”. Формирование вулканических комплексов субдукционного генезиса происходило в несколько этапов. Островодужный вулканизм начался в среднем ордовике и продолжался в силуре. Комплексы соответствующего возраста отмечены в пределах Сакмарской пластины. Раннедевонские вулканиты андезибазальтового типа слагают полосу вдоль восточного борта Магнитогорского синклинория (Ирендыкская дуга). Позднедевонкие и раннекарбоновые субдукционные комплексы вскрываются в пределах Магнитогорской полосы.

Восточно-Уральская зона - зона развития докембрийских комплексов бывших микроконтинентов (доуралид) с аллохтонами, сложенными палеозойскими породами офиолитовой и островодужной серий. В результате широко проявленного высокотемпературного метаморфизма палеозойские комплексы иногда становятся неотличимыми от докембрия, образуя структуры, напоминающие гранитогнейсовых купола с характерным двухъярусным строением. В ядрах куполов, образуя нижний ярус, преобладают архейско-протерозойские комплексы, которые в результате многократного метаморфизма и метасоматоза сформировали полифазный комплекс: от центра купола наблюдается смена гнейсов и мигматитов на кристаллические сланцы, а ближе к краям на амфиболиты с реликтами гранулитовой фации метаморфизма. Верхний ярус слагает периферию куполов и представлен сланцевой оболочкой, которая образована по палеозойским породам океанического и островодужного происхождения и, таким образом, структурно не согласована с ядром. Образование купольных структур естественно связать с диапировым всплыванием мобилизованного сиалического основания уже после того, как палеозойские комплексы были надвинуты на докембрийское основание. При этом метаморфизму подвергались как древние, так палеозойские комплексы. А сам метаморфизм носил концентрически зональный характер, убывая к периферии куполов. Названная ассоциация формирует поднятия, такие как Зауральское и Восточно-Уральское, Мугоджарское (последние иногда объединят в Урало-Тобольский антиклинорий и выделяют в качестве “гранитно-метаморфической оси Урала”). Время образования куполов соответствует времени внедрения гранитных массивов и отвечает заключительному этапу формирования складчатой структуры Урала - на рубеже карбона - перми.

В отношении природы самих доуралид Восточно-Уральской зоны нет единого мнения. Многие из них, по представлениям некоторых исследователей, могут быть обломками собственно Восточно-Европейского континента, которые могли быть отторгнуты на этапе позднепротерозойского или раннепалеозойского рифтогенеза и присоединились к нему вновь лишь в позднем палеозое на герцинском коллизионном этапе развития орогена. С определенной долей уверенности такую модель можно принять для Зауральского массива, в пределах которого есть согласованные с платформой осадочные комплексы позднего докембрия - кембрия и присутствует ордовикский рифтогенный комплекс синхронный индикаторам раскола коры в Западно-Уральской зоне.

Зауральская зона - наиболее восточная и наиболее погруженная область распространения палеозоид. Характерной чертой является присутствие позднепалеозойских вулканоплутонических комплексов. Преимущественным развитием пользуются позднедевонско-каменноугольные известково-щелочные вулканиты (Валерьяновский пояс), отвечающие активной окраине Киргизско-Казахстанского супертеррейна. Пояс образован андезитами, андезибазальтами, дацитами и прорывающими их диоритами и гранодиоритами. С запада он сопровождается офиолитами и островодужными комплексами силура и девона, которые рассматриваются в качестве образованного во фронте субдукционного меланжа. К востоку, в тылу пояса развиты карбонатные и карбонатно-терригенные отложения верхнего девона и нижнего карбона, ниже которых залегают красноцветные осадочные и вулканические породы сопоставимые с отложениями Центрального Казахстана.

Согласно вышесказанному, общую структуру Урала можно представить образованной из двух структурных комплексов: нижнего “автохтонного” (доуральского - докембрийского) и верхнего “аллохтонного” (уральского - палеозойского). К нижнему структурному комплексу принадлежит фундамент Восточно-Европейской платформы, вместе с залегающим на нем неопротерозойским чехлом осадков пассивной континентальной окраины, а также позднедокембрийским аккреционно-коллизионным комплексом Центрально-Уральского пояса. Верхний структурный комплекс образован тектоническими чешуями океанических и островодужных ассоциаций, которые надвинуты на доуральскую окраину Восточной Европы. Складчатое сооружение Урала возникло на месте палеозойского океана, эволюции которого предшествовал Доуральский (Палеоуральский) цикл, закончившийся кадомской орогенией и ростом континентальной коры на рубеже докембрия - кембрия. Некоторые исследователи придерживаются точки зрения, что палеозойский бассейн Уральского океана не является новообразованным, а унаследован от Доуральского, формирование которого сопоставляют с расколом докембрийского суперконтинента. Таким образом, в геологической истории Уральского региона можно выделить четыре главных тектонических этапа:

Доуральский этап - связанный с эволюцией Палеоуральского океана, его полным закрытием или крупным аккреционным событием, приведшим к интенсивному росту континентальной коры в обрамлении раннедокембрийской Восточно-Европейской глыбы в конце докембрия.

Уральский океанический этап - связан с раннепалеозойским ростом океанического ложа с рубежа позднего кембрия - ордовика и формированием обширной пассивной окраины Восточно-Европейского континента.

Уральский субдукционный этап - отвечает трансформации преобладающих условий пассивной окраины в активную с образованием, начиная с девона, островодужных систем, выдвинутых в океан.

Уральский коллизионный этап - отвечает столкновению Восточно-Европейской континентальной окраины с Сибирским континентом и Киргизско-Казахстанским супертеррейном в позднем карбоне - перми и повсеместному герцинскому орогенезу. Об этом свидетельствует массовое внедрение гранитоидных батолитов, региональный метаморфизм с формированием гранитогнейсовых куполов в западной части Урала. Возраст большинства массивов оценивается в 290 - 250 млн. лет. Перед фронтом Уральских гор был сформирован глубокий Предуральский краевой прогиб, куда поступали продукты эрозии.

Мезозойско-кайнозойская история региона связана с постепенным разрушением орогена, пенепленизацией и формированием кор выветривания.

2.4 Пайхой-Новоземельская складчатая область

Регион представляет сложно построенное складчатое сооружение, расположенное между седиментационными бассейнами шельфовых акваторий Баренцева и Карского морей, на северном продолжении Урала. Структурный рисунок области определяется дугообразной конфигурацией сложного комплекса складчатых и дизъюнктивных структур, огибающих впадину Карского моря, а также тем, что осадочные комплексы, переработанные раннекиммерийским тектогенезом (перед юрой), формировались на различном основании, принадлежащем двум разновозрастным плитам. На архипелаге обособляются два протерозойских блока - южный неопротерозойский (кадомский возраст консолидации) и северный мезопротерозойский (гренвильский возраст консолидации). Границей между ними служит зона Байдарацкого разлома. Южная и северная части Новой Земли характеризуются также различным строением палеозойско-раннемезозойского осадочного комплекса. На тектонической карте полоса раннекиммерийской складчатости, протягивающаяся в северо-западном направлении через Пай-Хой - Вайгач - южную часть архипелага, накладывается на позднедокембрийские структуры Печорской плиты. Средняя и северная часть Новой Земли располагается на переработанном киммерийской складчатостью блоке мезопротерозойской Свальбардской (Баренцевоморской) плиты.

Южноновоземельский сегмент. В основании Южноновоземельского сегмента области лежит комплекс неопротерозойского возраста, складчатые формы которого образованы кадомским тектогенезом. В строении комплекса преобладают метаморфизованные терригено-карбонатные отложения, подчиненно развиты вулканогенные отложения с маломощными силлами и дайками габбрового состава. Выходы основания наиболее полно представлены на Пай-Хое, Вайгаче и на юге Южно-Новоземельского острова в пределах Пайхойского, Вайгачско-Южноновоземельского поднятий (Южноновоземельская антиформа). Докембрийский фундамент южной части области резко несогласно перекрыто деформированными осадками от ордовика до нижнего триаса.

Североновоземельский сегмент. Североновоземельская часть включает единый неопротерозойско-раннемезозойский комплекс, залегающий непосредственно на гренвильском кристаллическом фундаменте Свальбардской плиты. Крупный выход докембрийских отложений, протяженностью до 100 км находится на северо-западном побережье Северного острова. Толщи представлены слабометаморфизованными (до филлитов) песчано-глинистыми отложениями, содержащими поздненеопротерозойские микрофоссилии, и перекрываются слоями с останками кембрийских трилобитов. Граница между протерозоем и палеозоем согласная, постепенная. Флишоидные и сланцевые формации верхнего докембрия вместе с перекрывающими их граптолитсодержащими толщами кембрия-силура образуют единый структурно-вещественный комплекс, состоящий из флишоидных глубоководных формаций неопротерозоя - среднего ордовика и флишоидно-молассоидных известково-глинистых формаций верхнего ордовика - силура.

Различие в докембрийской тектонической истории в существенной мере повлияло на палеозойский этап геологического развития региона. В течение кембрийского периода на юге архипелага существовало пенепленизированное поднятие. Кембрий здесь отсутствует и отложения его либо смыты, либо не отлагались; отсутствует или слабо развита ордовикская моласса. В это время на севере продолжал развиваться заложенный еще в конце позднего неопротерозоя прогиб, заполнение которого молассоидными и ритмичными флишоидными формациями продолжалось до конца силура.

В южных частях региона в ордовике - силуре накапливались мощные толщи мелководных карбонатных и терригенно-карбонатных шельфовых осадков. Карбонатное шельфовое осадконакопление продолжалось здесь до середины позднего карбона.

В среднем девоне произошло разделение палеобассейнов с образованием двух зон с различными условиями осадконакопления. На востоке и в центральной части формировался глубоководный прогиб, в котором накапливались батиальные карбонатно-кремнисто-глинистые осадки. На юго-западе и западе сохранялась область мелководного карбонатного осадконакопления. Заложение прогиба сопровождалось базитовым магматизмом с петрохимическими особенностями современных океанических толеитов, синхронного с процессами рифтогенеза в Тимано-Печорском регионе, на Пай-Хое и в акватории Баренцева моря.

На протяжении второй половины карбона - перми на севере Новой Земли формировались маломощные прибрежно-морские карбонатно-терригенные толщи. На остальной территории осадконакопление к концу карбона повсеместно становилось глубоководным. В поздней перми глубоководный прогиб начал заполняться обломочным материалом, поступавшим в большом количестве с Уральского орогена. К середине триаса прогиб завершил свое развитие. На рубеже триаса - юры весь регион испытал мощные деформации и складчатость, сопровождавшиеся внедрением гранитоидов.

На границе мела - палеогена образовалась Карская астроблема - одна из крупнейших в мире импактных структур.

Таким образом, сопоставление геологических комплексов юга и севера Новой Земли иллюстрирует их существенное отличие в строение разрезов, несмотря на внешнее сходство составов. Наиболее существенным отличием является несогласное налегание ордовикских толщ на неопротерозойские (с выпадением кембрия из разреза) и их различный вещественный состав на юге; в противоположность - непрерывность разрезов неопротерозоя - палеозоя при их общей близости состава на севере.

Глава 3. Сибирская платформа и структуры ее обрамления

3.1 Сибирская платформа

Сибирская платформа занимает центральное место в структуре Северной Азии и располагается в междуречье крупнейших рек Восточной Сибири - Енисея и Лены. В плане Сибирская платформа имеет форму неправильного многоугольника, несколько расширяющегося к югу. Границы древней платформы и территории распространения кратонных образований часто не совпадают. Континентальные окраины заняты в различной степени деформированными отложениями платформенного типа и обрамляются аккреционно-коллизионными структурами, нарастившими эту окраину в различное время - от неопротерозоя до мезозоя. Проблема проведения границ Сибирской платформы целиком связана с различным пониманием соотношения недеформированных платформенных отложений, деформированных отложений пассивных континентальных окраин и обрамляющих складчато-покровных поясов. Здесь предлагается один из возможных вариантов.

Юго-восточная граница платформы совпадает с Монголо-Охотским швом, отделяющим раннедокембрийские кристаллические комплексы Алдано-Станового выступа фундамента от складчатых сооружений Монголо-Охотского пояса сформированного в конце юры - раннем мелу. К западу, поля развития раннедокембрийских образований этого щита «теряются» среди палеозойских гранитоидных батолитов Байкальской складчатой области. В качестве границы их распространения принимается условная субмеридиональная линия, продолжающая к югу Жуинский разлом. В пределах Северного Прибайкалья платформу ограничивают покровные комплексы Северо-Байкальской или Патомской структурной дуги. Эта территория занята преимущественно неопротерозойскими осадочными сериями шельфовой окраины Сибири. Южнее располагается Байкало-Муйский аккреционный пояс, отделяющий структуры кратона от складчатых сооружений Байкальской области. Юго-западную окраину древнего континентального массива формируют докембрийские структуры Саяно-Енисейской области. В качестве ясной границы можно назвать Главный Саянский и Приенисейский разломы, вдоль которых к кратону примыкают неопротерозойский Приенисейский и раннекаледонский Алтае-Саянский аккреционные пояса. Вся западная окраина платформы перекрыта мезозойско-кайнозойский осадочным чехлом Западно-Сибирской плиты. Здесь на основе геофизических данных ее ограничивают долиной р. Енисей. На севере Сибирская платформа обрамлена складчато-надвиговыми структурами Таймырско-Североземельской области. Сама структурная граница вновь погребена под осадками эпипалеозойского бассейна, формирующего здесь крупный Енисей-Хатангский прогиб, и находится, приблизительно, в осевой его части. За восточную границу платформы принимаются передовые надвиги Верхоянской покровной области, во фронте которых сформирован Предверхоянский краевой прогиб.

Фундамент Сибирской платформы. Архейско-палеопротерозойский фундамент платформы состоит из двух крупных блоков (супертеррейнов): Алдано-Станового и Ангаро-Анабарского, сшитых в конце палеопротерозоя Акитканским поясом. Западную окраину кратона формирует протяженный Ангарский пояс гренвильского возраста.

Выступом Аладано-Станового блока фундамента является крупнейший на платформе одноименный щит, занимающий ее юго-восточную часть. В строение щита участвуют два главных тектонических элемента: Алданский мегаблок, занимающий северную его часть, и Становой мегаблок, расположенный южнее.

Алданская глыба разбита субмеридиональными разломами на четыре тектонических элемента. Гранит-зеленокаменные области представлены на западной окраине Чара-Олекминским террейном и на восточной окраине Батомгским террейном. Расположенная между ними Алдано-Учурская (Центрально-Алданская) гранулит-гнейсовая область состоит из двух террейнов: Западно-Алданского и Тимптоно-Учурского (Восточно-Алданского).

В пределах Алдано-Учурской области распространены плутонические породы тоналит-трондъемитового состава. Подчиненное значение принадлежит двум супракрустальным толщам. Первая сложена высокоглиноземистыми сланцами и кварцитами, т.е. метаморфизованными «зрелыми» осадочными породами продуктами переотложения древних кор выветривания. Для второй типичными являются основные кристаллосланцы, метаграувакки, метапелиты и железистые кварциты. Первичными породами были вулканиты основного состава и алеврито-глинистые осадки с прослоями карбонатов. Породы претерпели как минимум две эпохи регионального амфиболитового и гранулитового метаморфизма в позднем архее и палеопротерозое. Полям развития указанных комплексов свойственны гранитогнейсовые купола, овальной и неправильной в плане формы диаметром десятки километров, в ядрах которых вскрываются граниты и мигматиты. Время формирования континентальной коры Алдано-Учурской области традиционно считается древнейшим: в интервалах 3.8-3.5 (Западно-Алданский террейн) и 3.3-3.2 млрд. лет (Тимптоно-Учурский террейн). Появившиеся в последнее время прецизионные изотопные данные свидетельствуют, что возникновение гранитогнейсовых куполов, как отражение коллизионных процессов, связанных с формированием внутренней структуры области, отвечает палеопротерозою - 2.2-2.0 млрд. лет.

Строение гранит-зеленокаменных областей Алданского мегаблока (Чара-Олекминский и Батомгский террейны) отличается большим разнообразием. В составе зеленокаменных поясов, простирающихся в меридиональном направлении, преобладают вулканиты основного, реже среднего и кислого составов, метаморфизованные в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Распространены также метаосадочные породы - преобразованные гравуакки, пелиты, карбонаты и железистые кварциты. Названный комплекс, выполняет узкие прямолинейные прогибы, обладающие всеми признаками структурных швов. Его формирование связывают с эволюцией океанических бассейнов, разделявших гранулито-гнейсовые террейны. Последние сложены преимущественно среднеархейскими (3.3-3.2 млрд. лет) диорит-тоналитами, монцодиоритами, гранулитами, кристаллическими сланцами, гнейсами. Полученные изотопные датировки указывают на дискретный характер формирования коры региона. Первые признаки амальгамации сиалических масс в пределах Чаро-Олекминского террейна проявляются 3.0-2.9 млрд. лет назад. Кульминационные метаморфические события, связанные, вероятно, с коллизионным этапом и формированием основной структуры гранит-зеленокаменной области, отвечает интервалу 2.8-2.6 млрд. лет.

Особое строение имеет Становой мегаблок. Наряду с архейскими породами, метаморфизованными в гранулитовой фации, широко распространены комплексы амфиболитовой фации метаморфизма. Здесь по структурным особенностям, особенностям состава метаморфических комплексов выделяют три террейна: Западно-Становой гранулит-амфиболитовый террейн, Восточно-Становой гранит-зеленокаменный террейн и Чогарский гранулит-амфиболитовый террейн. Однако отличительной особенностью Станового мегаблока является многократная тектономагматическая переработка, которая продолжалась здесь вплоть до кайнозоя. Наиболее интенсивно эти события проявлены на позднеюрском - раннемеловом этапе и вызваны субдукционным процессами со стороны Монголо-Охотского подвижного пояса.

Формирование структуры Алдано-Станового супертеррейна в результате сближения континентальных блоков и закрытия океанических бассейнов в основном была завершена в свекофеннскую тектономагматическую эпоху - около 1.9-1.8 млрд. лет назад. Этому этапу отвечает широко проявленный гранитоидный магматизм, оформление зон тектонического меланжа (Становая, Амгинская, Тыркандинская системы), которые характеризуются признаками, присущими коллизионным швам на границах архейско-палеопротерозойских террейнов. К палеопротерозойским комплексам Алдано-Станового щита также относятся толщи удоканской серии, выполняющие одноименный прогиб на юго-западе Чара-Олекминской области. В качестве основной причины заложения этой впадины предполагают рифтогенез на рубеже 2.2 млрд. лет. Ее выполняет мощная (до 12 км.) толща красноцветных, континентальных, обломочных пород. Нижняя часть толщи метаморфизована в условиях зеленосланцевой и отчасти амфиболитовой фаций и деформирована гранитогнейсовыми куполами, возникшими за счет ремобилизации архейского субстрата. Время метаморфизма 1.9-1.85 млрд. лет соответствует коллизионному этапу становления структуры Алдано-Станового супертеррейна. Этому же времени отвечает внедрение гранитов Кодарского массива, интрудирующего осадочные комплексы Удоканского прогиба.

К палеопротерозойским комплексам кратона также принадлежат вулканические пояса: Акитканский, прослеживающийся в Приморском хребте вдоль западного побережья оз. Байкал, и Улканский, расположенный на восточной окраине Алданского мегаблока. Акитканский пояс является эталоном протерозойских известково-щелочных вулканических поясов. Он сложен андезитами, трахитами, трахиандезитами, игнимбритами, порфиритами, многочисленными туфогенными образованиями, которые ассоциируют с грубообломочными вулканогенно-обломочными толщами молассоидного облика, что позволяет сравнить его с вулканоплутоническими поясами активных континентальных окраин. Акитканский пояс фиксирует окраину Ангаро-Анабарской глыбы и свидетельствует, что в палеопротерозое она была отделена от Алдано-Станового супертеррейна. Формирование пояса завершилось анорогенным магматизмом около 1.8-1.7 млрд. лет назад.

Крупным выступом Ангаро-Анабарского блока фундамента является, расположенный на северо-востоке, Анабарский щит. В его строении принимают участие архейские гранулит-гнейсовые ареалы (Маганский и Далдынский террейны), палеопротерозойские комплексы континентальных окраин (Хапчанская террейн) и коллизионные зоны (Маганская, Котуйканская, Билляхская).

Маганский тоналит-трондъемито-гнейсовый террейн выделятся в западной части щита. Он сложен биотитовыми, биотит-амфиболовыми ортогнейсами, присутствуют прослои метакарбонатов и кварцитов. Далдынский эндербито-гнейсовый террейн занимает центральную часть щита, ограничен с запада Котуйканской, а с востока Биляхской зонами меланжа и рассечен почти посередине Главным Анабарским разломом сдвиговой кинематики. Террейн сложен, в основном, первично извержеными эндербитами и основными кристаллическими сланцами, в меньшей степени развиты метаосадочные породы: кварциты, доломиты. Возраст протолита пород Далдынского террейна оценивается в 3.1 млрд. лет. Гранулитовый метаморфизм и синхронные деформации охватили породы субстрата обоих террейнов на уровне 2.8 млрд. лет назад и сопровождались формированием чарнокит-эндербитовых ареалов.

Расположенный на востоке Хапчанский террейн сложен в основном палеопротерозойскими метаморфизованными осадочными породами: известняками, доломитами, граувакками и мергелями. Такие породные ассоциации указывают на мелководные, шельфовые обстановки палеопротерозойской пассивной континентальной окраины. Метаморфизм хапчанской серии достигает гранулитовой фации. Возраст метаморфизма оценивается в 2.0-1.9 млрд. лет, а модельный возраст протолита не древнее 2.4 млрд. лет. Архейские эндербиты и кристаллические сланцы основания террейна, аналогичные породам Далдынского блока обнажены очень фрагментарно. Хапчанский комплекс распространен к востоку от Анабарского щита и выступает на поверхность в вершине Оленекского свода.

Структура Котуйканской и Билляхской коллизионных зон, сшивающих гранулит-гнейсовые террейны, представлена серией субпараллельных разломов сдвигово-надвиговой кинематики. Внутри этих зон в виде крупных тектонических отторженцев залегают блоки гранулитов, анортозитов, сопровождаемых пироксенитами с возрастом 2.1 млрд. лет. Вмещающим матриксом являются разнообразные катаклазиты, бластомилониты амфиболитовой фации, сопровождающие их мигматиты и автохтонные граниты с возрастом 1.9-1.8 млрд. лет.

Маганский комплекс по геофизическим данным простирается под чехлом платформы на запад до Саяно-Таймырского разлома, рассекающего весь Сибирский кратон в меридиональном направлении вплоть до оз. Байкал. Западнее этого разлома в составе Ангаро-Анабаркого супертеррейна обосабливают Тунгусский мегаблок, породы которого обнажены вдоль юго-западной - Присаянской периферии кратона (Шарыжалагайский выступ). Фактически Шарыжалгайский выступ, как и прилегающие структуры Ангарского пояса, участвуют в структуре Восточно-Саянского орогена и будут рассмотрены ниже (см. раздел Саяно-Енисейская складчато-покровная область), но имеют самое непосредственное отношение к фудаменту платформы.

Авлакогенная стадия. Структурный план мезопротерозойско-неопротерозойского яруса платформы характеризуется наличием обширных плоских прогибов и поднятий, на фоне которых существовали более глубокие узкие грабеноообразные впадины и, таким образом, приурочен к авлакогенам. Позднепротерозойские внутриконтинентальные рифтовые структуры образуют в теле кратона довольно сложную сеть. Они выклиниваются к центру и, напротив, открываются в сторону периферических подвижных поясов. Наиболее ярко авлакогены представлены на севере платформы: Уджинский, Маймечинско-Котуйский, Турухано-Норильский. Обширный бассейн, связанный с Северо-Тунгусской системой грабенов, был сформирован на месте будущей Тунгусской синеклизы. На юге кратона относительно мелкие грабеновые прогибы формируют сложные системы Иркинеевского, Предпатомского, Учуро-Майского районов. Устойчиво приподнятым в течение этого времени оставался Алданский щит. Собственно грабены заполнены характерной грубообломочной серией с локальными проявлениями щелочного вулканизма, которая вверх по разрезу постепенно сменяется мелководно-морскими песчано-глинистыми и карбонатными толщами. Последние повсеместно доминируют в разрезе, формируя обширные осадочные бассейны вдоль окраин кратона. Таким образом, мезопротерозойско-неопротерозойское осадконакопление не ограничивалось рифтовыми трогами, а распространялось за его пределы, что является отличительной особенностью авлакогенной стадии эволюции Сибирской платформы. К концу неопротерозоя периферические зоны кратона оформились в качестве развитых пассивных окраин. На современном эрозионном срезе породы этого этапа можно наблюдать на восточном склоне Алданского щита, в обрамлении Анабарского и Оленекском поднятиях, в пределах Турухано-Игарской области, Предпатомском прогибе, на востоке Саяно-Енисейской полосы складчатых структур.

Восточно-Сибирская плита. Структурный план венд-нижнепалеозойского яруса и перераспределение ареалов осадконакопления неразрывно связано с эвстатическим колебаниями уровня мирового океана и тектоническими событиями на окраинах континента, т.е. с формированием обрамляющих платформу подвижных поясов. Первые признаки такой перестройки отчетливо проявились на юго-западе кратона и привели к появлению барьеров суши на Енисейском кряже, в Присаянской и Прибайкальской полосе. В осадочных разрезах платформы это выразились в угловых несогласиях в основании венда. Вендско-кембрийское время характеризуется широкой трансгрессией моря. Осадочные комплексы этого возраста перекрывают обширные пространства, формируя базальную часть разреза Восточно-Сибирской плиты - истинного чехла платформы. В основании залегают конгломераты, гравелиты, песчаники, постепенно сменяющиеся мелководно-морскими и лагунными терригенно-карбонатными и гипсово-доломитовыми осадками. Отложения ордовика обычно согласно залегают на кембрии, но распространены менее значительно. С конца ордовика и в силуре отмечается этап регрессии. Погруженными оставались Олекмо-Тунгусская и Приверхоянская области платформы. Поднятие выросло вдоль Саяно-Байкальской окраины, что связано с формированием раннекаледонского орогена на юго-западной периферии платформы. Для отложений этого периода времени характерно сочетание мелководных карбонатных (известняки, доломиты, мергели), в меньшей степени - терригенных (аргиллиты, граптолитовые сланцы, реже алевролиты), а также сульфатных пород.

Новый этап в развитии Восточно-Сибирской плиты начался в девоне и вновь связан с эпизодом континентального рифтогенеза, результатом которого стало заложение Вилюйской системы грабенов. Сформированный над авлакогенами обширный осадочный бассейн унаследовано развивался вплоть до конца мезозоя, оформив в итоге структуру Вилюйской синеклизы. В позднепалеозойском разрезе плиты преобладают терригенные отложения. Для авлакогенной стадии - в девоне, характерно развитие интрузий и покровов субщелочных базальтов, а также соленосных отложений.

Как самостоятельный структурный комплекс Восточно-Сибирской плиты выделяют каменноугольные, пермские и триасовые отложения Тунгусской синеклизы. Формирование впадины на месте Тунгусской синеклизы связано с растяжением и утонением континентальной коры над обширной горячей точкой в мантии. Основание разреза впадины представлено терригенными породами тунгусской серии, насыщенной пластами каменных углей. К поздней перми она сменяется туфогенными отложениями и далее следует мощный трапповый комплекс поздней перми - раннего триаса, сформированный в результате функционирования крупнейшего плюма.

Из других проявлений внутриплитного магматизма на территории Сибирской платформы известны позднедокембрийские щелочно-ультраосновные массивы в районе Уджинского авлакогена, а также в пределах Алданского щита. Широко представлены фанерозойские трубки взрыва и дайки, выполненные кимберлитами, в том числе алмазоносными. Внедрение этих тел соответствует трем эпохам: конец девона, середина триаса и ранний мел. Они приурочены к строго определенным районам, главными из которых являются Тунгусско-Вилюйская седловина, краевая часть Оленекского поднятия и юго-восточный склон Анабарского массива.

История мезозойско-кайнозойского этапа развития Сибирской платформы началась с триасового рифтообразования в ее северо-западном обрамлении. Сформированные обширные осадочные бассейны Западной Сибири, включая Енисей-Хатангский прогиб, захватили прилегающие опущенные края платформы. В результате домезозойские платформенные комплексы и ее северо-западная граница оказались погребены под отложениями молодой Западно-Сибирской плиты. На востоке платформы продолжал развиваться Вилюйский бассейн. В конце мезозоя в связи с коллизионными процессами произошло формирование складчато-покровных структур Верхоянской области, а во фронте надвигов был образован Приверхоянский краевой прогиб, оформивший восточную границу платформы. К началу кайнозоя произошло осушение большей части территории платформы и ее превращение в денудационную равнину.

3.2 Байкальская складчато-покровная область

Геологические комплексы Байкальской складчато-покровной области занимают обширную территорию к востоку от оз. Байкал до бассейна р. Витим. Тектоническая структура области глубоко вдается в тело Сибирской платформы между Ангарским и Алдано-Становым блоками ее фундамента и выражена рядом продольных зон дугообразной формы. По аналогии с Уралом здесь можно выделить внешние зоны, генетически связанные с платформой и внутренние формирование которых обязано внутренним частям океанического бассейна.