CC BY
62
НОВЫЕ МОДЕЛИ ТЕКТОНИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ ТИМАНО-СЕВЕРОУРАЛЬСКОГО РЕГИОНА
Д. г.-м. н.
А. М. Пыстин
К. г.-м. н.
В. Г. Оловянишников
Д. г.-м. н.
Д. Н. Ремизов
К. г.-м. н.
А. А. Соболева
Прошедшие пять лет ознаменовались появлением серии новых моделей тектонического строения и геодинами-ческого развития отдельных районов Тимано-Североуральского региона и всей территории в целом. В их разработке принимали участие сотрудники из разных лабораторий института. В совокупности результаты работ в этом направлении позволили получить более или менее полную картину истории геологического развития изученного нами региона начиная с раннего протерозоя.
Было установлено, что уже в раннем протерозое тектонические режимы в пределах рассматриваемой территории были сильно дифференцированы. Факт проявления метаморфизма эклогитовой фации в дорифейское время позволил предложить сценарий развития геологических событий в раннем докембрии с плейттектони-ческих позиций (Пыстин, Пыстина, 2001; РуБЙп, РуБЙпа, 2003). В истории формирования раннепротерозойских структурно-вещественных комплексов Западной тектонической зоны Урала (и, вероятно, прилегающего с запада кристаллического фундамента Тимано-Печорской плиты) установлено два цикла геодинамического развития (рис. 1). Первому редуцированному циклу соответствует метаморфизм гранулитовой фации. Он связывается с последовательным проявлением континентального рифтогенеза и коллизии на рубеже около 2.6 млрд
лет назад. Второму полному циклу геодинамичес-кого развития отвечает метаморфизм гранулитовой и амфиболи-товой фаций и сопутствующие ему явления. Он включает этапы континентального рифтогенеза (около 2.3 млрд лет назад), океанического спре-динга (около 2.1 млрд лет), суб-дукции (около 1.9 млрд лет), коллизии (1.9—
1.7 млрд лет) и платформенного развития (после
1.7 млрд лет назад).
Фрагменты раннепротерозойских сутур северо-западной (“тиманской”) ориентировки выявлены на границе Приполярного и Полярного Урала и на крайнем севере Полярного Урала.
Рис. 1. Модель раннепротерозойский тектонической эволюции Уральского сегмента литосферы.
1 — континентальная кора, 2 — промежуточная кора (кора повышенной основности), 3 — океаническая кора, 4 — подкоровая литосфера, 5 — фрагменты океанической коры, включенные в континентальную кору, 6 — осадочные и вулканогенно-осадочные породы, 7 — деформированные породы аккреционного клина, 8 — проявления гранулитовой фации, 9 — гранитно-гнейсовые и гранит-мигматитовые купола, 10 — разломы, 11 — подъем магматических расплавов в связи с акивностью мантийных плюмов, 12 — направления движения литосферных плит
Рис. 2. Геодинамическая карта северо-востока Европейской платформы.
1 — раннедокембрийские образования: Сс-Сысольский свод; КПс-Коми-Пермяцкий свод; 2 — раннедокембрийский фундамент с платформенным верхнедокембрийским чехлом; 3 — При-тиманский перикратон (зона мелкого шельфа в позднем рифее); 4 — зона глубокого шельфа и континентального склона в позднем рифее; 5 — доверхнерифейские террейны; 6 — внутренняя область тиманид; 7 — участки выходов на поверхность верхнедокембрийских пород; 8 — каледониды; 9 — доордовикские гранитоиды; 10 — венд-кембрийский (?) вулкано-терриген-ный комплекс; 11—13 — границы: 11 — каледонского складчатого пояса, 12 — Ижемской микроплиты, 13 — Притиманского перикратона (внутренняя); 14 — разломы: а) достоверные, б) предполагаемые; 15 — границы: а) вулкано-терригенного комплекса, б) террейнов. Цифры в кружках: 1 — п-ов Рыбачий; 2 — п-ов Средний; 3 — остров Кильдин; 4 — губа Ивановская; 5 — п-ов Святой Нос; 6 — р. Песчанка; 7 — ручей Острый; 8 — р. Сосновка; 9 — р. Чапома; 10 — р. Стрельна; 11 — побережье от р. Варзуги до р. Кузрека; 12 — Турий мыс; 13 — Летний берег; 14 — Зимний берег; 15 — хребет Пае; 16 — мысы Лудоватые; 17 — Северный Тиман; 18 — Цильменский Камень; 19 — Кислоручейская гряда; 20 — Четласский Камень; 21 — Вымская гряда; 22 — Очпарминское поднятие; 23 — Джеджимпарма; 24 — Тулымпарминское поднятие; 25 — Чурочное поднятие; 26 — Низьвенское поднятие; 27 — Коркасское поднятие; 28 — площадь развития енганепэйского комплекса; 29 — площадь развития нярминского комплекса; 30 — Амдерминская антиклиналь; 31 — остров Вайгач; 32 —
район пролива Карские ворота
Остается неясным, насколько масштабными были процессы деструкции нижнедокембрийского кристаллического основания в позднем докембрии: сохранил ли он целостность, как на этом настаивал С. Н. Иванов и как считают некоторые его последователи (А. И. Русин, К. С. Иванов и др.), или испытал существенную перестройку, на что вслед за Р. А. Гафаровым указывают многие знатоки региона.
Несмотря на относительно хорошую изученность верхнедокембрий-ских образований и, следовательно, по-зднедокембрийского отрезка времени в истории становления земной коры рассматриваемой территории, именно этот временной отрезок остается для современных исследователей наиболее загадочным.
В. Г. Оловянишников на основе детальных исследований метаморфических и структурно-деформационных процессов усовершенствовал ранее разработанную им модель тектонического развития Канино-Тиманского бассейна в позднем докембрии и построил геодинамическую карту рассматриваемой территории (рис. 2; Оловянишников, 2004).
Тиманский комплекс верхнедо-кембрийских пород в соответствии с моделью В. Г. Оловянишникова с северо-востока ограничен зоной Припе-чорского глубинного разлома. К северо-востоку от него верхний докембрий представлен преимущественно вулканогенно-осадочными и магматическими образованиями, неравномерно деформированными и мета-морфизованными. Он включает и сла-бометаморфизованные терригенные породы, и метаморфизованные до эпидот-амфиболитовой фации глубоководные и островодужные вулканогенно-осадочные комплексы, а также интрузии кислого и основного составов. Присутствуют фрагменты более древнего основания, рассматриваемые как террейны.
В геологической истории тиманид (домены Канина Камня и Северного Тимана) можно выделить несколько тек-тонометаморфических стадий. Они соответствуют последовательной смене типов развития в геологической истории тиманид: рифтинг, коллизия, активизация (рис. 3).
Позднедокембрийский Канино-Ти-манский кряж сформировался в компрессионной зоне тиманских разломов,
в которой происходила разгрузка горизонтальных напряжений, возникших при коллизии террейнов с погруженной окраиной платформы. В этот период важную роль играл Централь но-Тиманский разлом, функционировавший как крупный надвиг, по которому метаморфизованные глубоководные толщи восточной зоны надвигались на слабометаморфизованные мелководные осадки западной. Далее к северо-востоку, в основании Печоро-Колвин-ского мегавала, распространены более интенсивно метаморфизованные и деформированные осадочные и вулканогенно-осадочные образования, включающие коллизионный комплекс магматических пород. Внутренняя область тиманид представляла собой систему микроконтинентов (Хорейверского, Колгуевского, Новоземельского и дру-
гих) и островных дуг, разделенных риф-товыми (спрединговыми?) зонами, нарастившими северо-восток ВосточноЕвропейской платформы в конце венда—начале кембрия в процессе латеральной аккреции.
Близким аналогом тиманской складчатости является кадомская складчатость, широко распространенная в пределах Западной Европы. Ти-маниды обладают значительно более простым строением и историей геологического развития, чем тектоноти-пы проявления кадомской и байкальской складчатостей. В результате ти-манской складчатости не возникли высокогорные сооружения с расчлененным рельефом. В кембрии обширная территория тиманид представляла собой низменную сушу с отдельными цепями возвышенностей над
зонами тиманских сутур. Эти коллизионные складчатые сооружения испытывали унаследованное эпейроге-ническое поднятие и в ордовике, о чем свидетельствует образование депрессии, заполнявшейся в ордовике красноцветными терригенными отложениями, сносимыми с пенепленизиро-ванных поднятий Канино-Тиманского и Припечорского кряжей.
Новый вариант интерпретации поз-днедокембрийской тектонической эволюции Тимано-Североуральского региона был предложен недавно большим
□, ЕВ* а, ШЗ* ЕЗ»
& т. е:,
Рис. 3. Модель развития Канино-Тиман-ского бассейна.
А, В, С — стадии рифтинга; А — начальная стадия рифтинга, сопровождавшаяся накоплением терригенных отложений; В — формирование рифогенных и терригенно-карбонат-ных отложений; С — накопление мощных толщ склоновых и бассейновых терригенных отложений в области перикратонного опускания; Э — столкновение Ижемской микроплиты с окраиной Восточно-Европейской платформы, образование складчато-надвиго-вой структуры тиманид.
ЦТР — зона Центрально-Тиманского разлома
1 — раннедокембрийский комплекс пород;
2 — песчаники; 3 — алевролиты; 4 — глинистые породы; 5 — карбонатно-терригенные отложения; 6 — верхнерифейская рифоген-ная формация; 7 — коллизионные магматические тела; 8 — инъекции основной магмы;
9 — разломы.
авторским коллективом, включающим сотрудников лаборатории петрографии (А. И. Соболеву, О. В.Удоратину, Н. С. Дорохова) и группы изотопной геохимии (В. Л. Андреичева) нашего института, а также представителей других институтов (Н. Б. Кузнецова, М. В. Герце-ву). Предлагаемая ими концепция основана прежде всего на новых данных о составе и возрасте североуральских гранитоидов и на палеомагнитных данных. Ключевым моментом нового тектонического сценария является коллизия докембрийских континентов—Восточно-Европейского и Арктиды (Соболева и др., 2003).
В результате детальных петрографических и геохимических исследований было установлено, что доордовикские кислые вулканиты и гранитоиды северной части Ляпинского антиклинория (Приполярный Урал) образуют вулканоплутонические ассоциации двух генетических типов — I и A. Породы I-типа имеют геохимические черты, свойственные гранитоидам надсубдук-ционного генезиса — зрелых островных дуг, активных континентальных окраин и зон коллизии; временной интервал формирования этих пород достаточно велик (695—515 млн лет). Образования А-типа близки по составу к гранитоидам дивергентных обстановок — рифтовых зон или участков локального растяжения, и их формирование происходило на последнем этапе становления гранитоидов I-типа, начиная примерно с 560 млн лет (Соболева, 2004). Возраст гранитоидов в фундаменте Печорской плиты, интерпретируемых как позднеостроводуж-ные и синколлизионные образования (Довжикова и др., 2000),—560—550 млн лет (Gee et al., 1998). Авторы склонны объяснять столь длительный интервал гранитообразования в рассматриваемом регионе (695—515 млн лет) тем, что в пределах северной части Центрально-Уральского поднятия представлен весь спектр гранитоидов, характерных для долгоживущих активных окраин, сформировавшихся в интервале позднего рифея—раннего венда, а также коллизионные поздневендско-кем-брийские гранитоиды.
Согласно предложенной модели (рис. 4), неопротерозойские осадочные комплексы Тиманского мегаблока и южная часть Ляпинского антикли-нория сформировались на пассивной (тиманской) окраине Восточно-Евро-
пейского палеоконтинента, тогда как вулканогенно-осадочные комплексы Большеземельского мегаблока, северная часть Ляпинского антиклинория и структуры, расположенные к северу от него в пределах Центрально-Уральского поднятия, образовались на активной окраине другого континента. Предполагается, что это была больше-земельская окраина палеоконтинента Арктида. Впервые палеоконтинент с таким названием был реконструирован еще в 80-х годах в работах Л. П. Зоненшайна с коллегами (Зоненшайн, Натапов, 1987 и др.). Новые реконструкции (Борисова и др., 2003) на основании геологических, палеомагнит-ных и других геофизических данных несколько расширили площадь этого палеоконтинента. В состав неопроте-розойского континента Арктида были включены следующие блоки континентальной коры, находящиеся сейчас в пределах Арктического сектора: Ба-ренция (включая Большеземельский блок фундамента Печорской плиты), Карский блок (северная часть Таймыра, архипелаги Северная Земля и Земля Франца Иосифа), северная часть Аляски, Чукотский блок, Новосибирский блок (Новосибирские острова и прилегающая часть шельфа), несколько фрагментов, расположенных к северу от Иннуитского складчатого пояса (северные части Земли Пири и острова Элсмир) и блок хребта Ломоносова.
Коллизия Восточно-Европейского палеоконтинента и Арктиды имела место на рубеже венда и кембрия и привела к образованию дивергентного внутриконтинентального Тимано-Печорского орогена. Комплексы большеземельской активной окраины Арктиды оказались надвинутыми на образования пассивной тиманской окраины Восточно-Европейского па-леоконтнента в юго-западной части орогена, тогда как на северо-восточном фланге орогена они были шарь-ированы во внутренние районы Ар-ктиды и тектонически перекрыли комплексы окраинного (тыловодужного) бассейна.
Позже, в кембрийское время, Ти-мано-Печорский ороген был тектонически переработан и эродирован. Северо-восточный фланг орогена, сформированный комплексами активной окраины Арктиды, был разделен на отдельные фрагменты. Фрагменты
представляют собой протяженные зоны развития меланократовых (ба-зит-гипербазитовых) и дифференцированных вулканогенных, а также вулканогенно-осадочных и осадочных (обломочных) комплексов, в структурном смысле являющихся крупными зонами синформного строения. К ним относятся (с юго-запада на северо-восток): Нижнепечорская и Кожымско-Вангырская синформные структуры фундамента Печорской плиты, а также зона развития аллохтонных поздне-докембрийских офиолитов и дифференцированных вулканогенных и связанных с ними осадочных образований кряжа Енганепэ на западном склоне Полярного Урала.
В современном строении фундамента Печорской плиты эти фрагменты пространственно разобщены анти-формными структурами, выделяемыми как Колгуевское, Хорейверское, Но-воземельское и ряд более мелких под-
нятий. В ядерных частях этих антиформ находятся неопротерозойские тылово-дужные комплексы большеземельской активной окраины Арктиды.
Необходимо отметить, что при такой трактовке строения фундамента Печорской плиты, существенно изменяется интерпретация Колгуевской, Хо-рейверской и других подобных структур. В частности, при “аккреционном” подходе эти структуры рассматриваются как ограниченные разломами (су-турами) древние тектонические блоки (террейны). В новой интерпретации эти же структуры являются крупными ан-тиформными складками.
Синформные структуры сложены аллохтонными вулканогенными и вулканогенно-осадочными комплексами фронтальных частей неопротерозой-ской активной окраины Арктиды, а автохтонные осадочные комплексы находятся в ядрах сопряженных антиформ.
Таким образом, в соответствии с рассмотренной моделью структура неопротерозойского фундамента Большеземельского мегаблока Печорской плиты имеет трехъярусное строение. Верхний слой представлен аллох-тонными неопротерозойскими формациями активной большеземельской окраины Арктиды. Средний слой состоит из автохтонных преимущественно осадочных комплексов окраинного моря. Нижний ярус сложен донео-протерозойскими породами кристаллического фундамента палеоконтинента Арктида.
В предыдущие годы при интерпретации истории тектонического развития Тимано-Североуральского региона не уделялось должного внимания районам, расположенным к юго-западу от Тиманской гряды. На основе па-леотектонических реконструкций по серии региональных сейсмических профилей Н. А. Малышевым и Б. А. Пименовым предложен новый взгляд на тектоническое развитие и осадкона-копление в северной части Мезенского бассейна в довендское время.
Детальный анализ сейсмической выраженности рифейских образований в пределах серии асимметричных полуграбенов на севере Мезенского бассейна (Кепинском, Азапольском и др.) позволил установить доминирование тектонического фактора в ходе осадконакопления, что отразилось как на характере распространения отложений, так и на внутренней характеристике фаций, слагающих осадочные комплексы полуграбенов. Эти комплексы отвечают модели рифтового осадконакопления и отчетливо фиксируют начальную (rift initiation), зрелую (rift climax) и пострифтовую (post-rift) стадии развития. В разрезе, предположительно отвечающем раннесредне-рифейскому времени, они проявились трижды. На рубеже среднего и позднего рифея в обстановке сжатия произошла инверсия тектонического режима с формированием линейных ва-лообразных структурных форм. Верх-нерифейские отложения накапливались в условиях надрифтовых депрессий (или мегадепрессий). В конце ри-фея или, возможно, на рубеже рифея и венда в условиях транспрессии вновь произошли реактивация основных (граничных) разломов вдоль полуграбенов с вращением блоков фундамента, общий подъем всей терри-
ЕЗ ЕЗ ЕЭ СЗЕЗ ЕІЗ ■ Ы ЮН .
Рис. 4. Доуральские гранитоиды севера Урала и фундамента Печорской плиты
А — Схематический геологический профиль для позднего рифея—раннего венда. 1 — фундамент палеоконтинента Арктида; 2—3 — комплексы активной окраины Арктиды: 2 — вулканогенно-осадочные образования, 3 — гранитоиды; 4 — фундамент Восточно-Европейской платформы; 5—6 — комплексы пассивной окраины Восточно-Европейского палеоконтинента:
5 — шельфа, 6 — континентального склона; 7 — мантия; 8 — океаничекая кора; 9 — аккре-
ционная призма; 10 — направление субдукции.
Б — Плейттектоническая реконструкция для границы венда — кембрия (по Борисовой и др., 2003, с изменениями). 1 — океанические бассейны; 2 — палеоконтиненты; 3 — границы блоков континентальной коры; 4 — Припечорско-Илыч-Чикшинская зона разломов (сутура); 5 — узлы современной координатной сетки (пересечение современных параллелей и меридианов);
6 — современная координатная сетка; 7 — древняя координатная сетка. Цифры в рамках: 1 — Баренция (включая Большеземельский мегаблок фундамента Печорской плиты); 2 — Карский
блок; 3 — блок хр. Ломоносова; 4 — Новосибирский блок; 5 — Чукотский блок.
В — Принципиальная схема строения поздневендско — кембрийского Тимано-Печорского коллизионного орогена. 1—2 — Восточно-Европейский палеоконтинент: 1 — фундамент, 2 — чехол и комплексы тиманской пассивной окраины; 3—7 палеоконтинент Арктида: 3 — фундамент, 4 — чехол, 5—7 — аккреционные комплексы и комплексы активной континентальной окраины: 5—6 — комплексы островодужной природы: 5 — вулканогенно-осадочные, 6 — гранитоиды; 7 — офиолиты; 8 — коллизионные гранитоиды; 9 — мантия; 10 — взбросы и надвиги; 11 — векторы движения литосферных плит
тории и размыв ранее накопленных осадочных образований. Все эти процессы предшествовали плащеобразному накоплению верхневендских отложений в условиях синеклизного режима.
Основываясь на результатах изучения состава и возраста магматических образований, Д. Н. Ремизов показал, что структурно-тектоническое развитие Североуральского региона определялось главным образом формированием, эволюцией и “отмиранием” ос-троводужных систем и их взаимодействием с иными литосферными блоками. Им была проведена реконструкция глубинного строения островодуж-ной литосферы и на этой основе разработана типовая модель эволюции островодужных систем.
Д. Н. Ремизов установил принципиальное различие двух комплексов габ-броидов в составе Войкаро-Сынинско-го массива на Полярном Урале. Он показал, что ранний дунит-верлит-клино-пироксенит-габбровый комплекс имеет отчетливый островодужный характер и вместе с дунитами-гарцбургита-ми образует офиолиты Полярного Урала. Более поздняя, преимущественно габбро-норитовая интрузивная серия (с перидотитами, пироксенитами и пла-гиоклазитами) по геохимическим параметрам подобна базальтам СОХ (рис. 5). Для объяснения этой и некоторых других особенностей геологии региона (в частности, наличия во фронте гипербазитовых массивов метаба-зит-метагипербазитовых комплексов
— Дзелаю, Хордъюс и, возможно, Марункеу) начата разработка концепции “активных” и “пассивных” астено-сферных окон (Ремизов,
Хаин, Федотова, 2004).
Рассмотрены также структурные взаимоотношения метабазит-метагипербазитовых комплексов и гиперба-зитовых массивов Полярного Урала. Структурная позиция мета-базит-метагипербази-товых комплексов определяется их положением между кровлей зоны Главного Уральского надвига и пери-дотитовыми массива-
ми. При этом вдоль крупнейшего Вой-каро-Сынинского перидотитового массива не наблюдаются сколько-нибудь существенные тектонические зоны, не говоря уже о меланже. На западе ме-тагабброиды обрамлены глаукофан-сланцевыми поясами, развитыми по базальтоидам с прослоями яшм — породам, которые можно трактовать как первый и второй слои коры океанического типа.
По единичным цирконам недавно был установлен позднепротерозойский возраст протолита габброидов Дзеляю (578±11 млн лет). На основании геохимических данных метабазит-мета-гипербазитовый комплекс Дзеляю интерпретируется как фрагмент океанической коры, переработанной остро-водужными процессами на уровне 500 млн лет назад (Remizov, Pease, 2004). Отсюда следует, что Уральский палеоокеан существовал как минимум с позднего протерозоя, но восточная окраина Русской плиты в течение длительного времени представляла собой скорее всего окраину древнего предшественника Тихого океана. Об этом свидетельствуют позднерифейские аккреционно-коллизионные события в северной ее части, которые достаточно отчетливо зафиксированы в фундаменте Печорской плиты.
В развитие идеи о последовательной и закономерной геологической истории Урала Д. Н. Ремизов с коллективом авторов (Ремизов и др., 2002) выявил сходную аккреционно-меланжевую природу ордовикских отложе-
ний тыловой части Лемвинского аллохтона и блока Неркаю на Приполярном Урале. Западный склон Урала традиционно рассматривается как пассивная окраина Уральского палеоокеана, формирование которой началось в кембрии — раннем ордовике. Однако в разрезах глубоководных отложений грубеинской свиты нижнего ордовика было установлено большое количество (не менее 50 % разреза) сил-лов габбродиабазов со специфическими геохимическими признаками. Спектры лантаноидов (РЗЭ) в них характерны для базальтов срединноокеанических хребтов, но с повышенными содержаниями легких РЗЭ, а мпай-дер-диаграммы указывают на наличие надсубдукционной компоненты (рис. 6). Из этого следует, что данные отложения могли сформироваться в обстановке крупного задугового бассейна.
Кроме указанных выше метабази-товых комплексов в строении региона в той же структурной позиции (перед фронтом гипербазитов) находится преимущественно метаосадочный нерка-юский комплекс. Здесь, в отличие от прилегающего к нему с запада зеленосланцевого меланжа по грубеинской свите, включающего кластолиты габ-бродиабазов орангъюганско-лемвин-ского комплекса, развит меланж высоких давлений (глаукофансланцевый) с кластолитами габбродиабазов и экло-гитов (Ремизов, Юдин, Григорьев, 2002). Вывод о единстве исходных пород зеленосланцевого и глаукофан-сланцевого меланжей подтверждается данными по геохимии габбродиабазов и эклогитов из кластолитов этих меланжей (рис. 6).
Н. И. Тимониным с соавторами (Тимонин и др., 2004) на основе современной актуалистической геодинамики дан новый взгляд на фанерозойскую историю геологического развития самой северной части Североуральского региона
— Пай-Хоя. Им удалось установить, что структуры Пай-Хоя формировались с перми до мела без ощутимых тектонопауз с постепенной миграцией основной зоны складчатости на юго-запад. Структурные и
10
\
\
0,01-1----1----1-----1----1-----1----1-----1----1----1-----1----1-----1------
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Но Er Tm Yb Lu
Рис. 5. Спектры РЗЭ габброидов Войкаро-Сынинского массива. Пунктирная линия—офиолитовые габброиды (n=2), сплошная линия — интрузивные габбро-нориты (n=6)
Рис. 6. Сопоставление метабазитов неркаюского и орангьюганско-лемвинского комплексов
возрастные особенности Пайхойско-Южно-Новоземельской складчатой области дали возможность выделить особый комплекс структур, названный пайхоидами. Он начал формироваться в перми и закончил свое развитие в меловое время, через 100 млн лет после завершения уральских дислокаций.
Фанерозойская история развития и палеогеодинамика Тимано-Печор-ской и Баренцевоморской плит детально рассмотрена Н. А. Малышевым (2002). Важнейшими тектоническими событиями в эволюции Тимано-Пе-чорского бассейна были широкие проявления процессов рифтогенеза в раннем протерозое, сменившиеся в раннекаменноугольное и главным образом в среднепозднекаменноугольное и пермское времена инверсионными процессами с образованием линейных валообразных навешенных структур. В Баренцевоморском бассейне доминировали обстановки растяжения. Интенсивное многофазное проявление рифтогенных процессов в предпозднедевонское, позднеперм-ско-триасовое и кайнозойское времена привело здесь к существенной переработке земной коры, ее дроблению, утонению в условиях растяжения, к магматизму и, самое главное, к формированию все более расширявшихся по площади впадин и прогибов, выполненных значительными по мощности осадочными образованиями. Наиболее активные тектонические процессы приходились на поздне-пермско-меловой отрезок эволюции бассейна, когда в триасе вследствие деструктивных процессов на рубеже
пермского и триасового периодов наступил этап лавинного заполнения Во-сточно-Баренцевского мегапрогиба терригенными отложениями. В течение юры и раннего мела формировалась крупная наложенная синеклиза, объединившая Баренцевоморский бассейн с Тимано-Печорским в единый мегабассейн, а в постмеловое время произошло воздымание всего Пе-чорско-Баренцевоморского региона.
Завершая краткий обзор современных представлений по тектоническому строению и палеогеодинамике Тимано-Североуральского региона отметим, что упомянутые в статье результаты исследований далеко не полностью отражают имеющиеся в институте разработки по этому направлению. Но даже из приведенных выше данных видно, что сегодня, с одной стороны, прорисовывается более или менее полная картина геологического развития территории начиная с раннего докембрия, а с другой — появляются факты, которые “провоцируют” на разработку принципиально новых тектонических и палеогеодина-мических моделей для всего возрастного интервала в истории геологического развития региона.
ЛИТЕРАТУРА
1. Борисова Т. П., Герцева М. В., Егоров А. Ю., Кононов М. В., Кузнецов Н. Б. Докембрийский континент Арктида — новые кинематические реконструкции поз-днедокембрийско-раннепалеозойской коллизии Арктиды и Европы (Балтии) // Т ек-тоника и геодинамика континентальной литосферы: Материалы XXXVI Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 2003. С. 68—71. 2. Довжикова Е. Г., Ремизов
Д. Н., Пиис В. Л. Геодинамическая позиция магматических пород фундамента Ти-мано-Печорской плиты в свете новых данных // Петрография на рубеже XXI века: Материалы Второго Всерос. петрогр. совещ. Т. IV. Сыктывкар, 2000. С. 49—52.
3. Зоненшайн Л. П., Натапов Л. М. Тектоническая история Арктики // Актуальные проблемы тектоники океанов и континентов. М.: Наука, 1987. С. 31—57.
4. МалышевН. А. Тектоника, эволюция и нефтегазоносность осадочных бассейнов европейского севера России. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. 270 с. 5. Оловяниш-ников В. Г. Геологическое развитие Северного Тимана и п-ова Канин. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 80 с. 6. Пыстин А. М., Пыстина Ю. И. Модель формирования Уральского сегмента земной коры в раннем протерозое. Сыктывкар, 2001. 32 с. 7. Ремизов Д. Н., Юдин В. В., Григорьев
С. И. Геодинамическая позиция высокобарических комплексов Полярного Урала // Вестн. Ин-та геол. Коми НЦ УрО РАН. Сыктывкар, 2002. № 4. С. 4—8. 8. Соболева А. А. Вулканиты и ассоциирующие с ними гранитоиды Приполярного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2004. 147 с. 9. Тимонин Н. И., Юдин В. В. Беляев А. А. Палеогеодинамика Пай-Хоя. Екатеринбург: УрО РАН, 2004. 260 с. 10. Gee D.G., Beliakova L., Pease V. et al. New Single Zircon (Pb-Evaporation) Ages from Vendian Intrusions in the Basement beneath the Pechora Basin, Northeastern Baltica // Polarforschung 68: P. 161—170, 1998. (erschienen 2000). 11. Pystin A. M., Pystina J. I. Early Precambrian Evolution of the Northeastern Part of the European Craton: a Look from the Urals. Syktyvkar: Geoprint, 2003. 32 p. 12. Remizov D. N., Pease V Dzela complex, Polar Urals, Russia: A Neoproterozoic Island ars // Timanides — Neoproterozoic Orogeny Along the Easterm margin of Baltica / Eds. D. Gee, V. Pease. Geological Society memoir, 2004.
