Оловянишников В.Г.
ИГ Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар

        Верхнедокембрийский комплекс северо-востока Европейской платформы представлен породами рифейского и вендского возраста, в геодинамическом плане - отложениями континентальной окраины и примкнувшего к ней в конце венда-начале кембрия сложного аккреционного комплекса. Проведенный автором формационный анализ верхнедокембрийских комплексов позволяет сделать следующие выводы.

        Верхнедокембрийские отложения северо-востока Восточно-Европейской платформы, в пределах Печорской плиты до Припечорского разлома включительно, формировались в условиях пассивной континентальной окраины. В позднедокембрийском палеотектоническом плане в пределах пассивной окраины выделены зоны перикратонного опускания (шельф и прибрежное мелководье) и миоклинали (континентальный склон и подножие (?)). Ранее автором и другими геологами они выделялись как западная и восточная (миогеосинклинальная) зоны. Верхний докембрий Тимана представлен, согласно имеющимся палеонтологическим данным, преимущественно верхнерифейскими отложениями. Быстринская серия, включающая рифогенную формацию, и палеонтологически охарактеризованная верхнерифейским комплексом строматолитов и микрофоссилий, не завершает разрез верхнего докембрия Тимана, а расположена в его нижней части. Верхнерифейская рифогенная формация имеет в разрезе линзовидное строение, распространена вдоль зоны Центрально-Тиманского разлома и замещается терригенными и терригенно-карбонатными отложениями как к юго-западу, так и к северо-востоку. Она разделяет зоны перикратонного опускания и миоклинали. К юго-западу и северо-востоку от полосы распространения рифогенной формации расположены разнофациальные, но одновозрастные отложения (четласская и вымская серии).

        Формационные ряды перикратона и миоклинали обладают большим сходством. Их нижнюю часть образуют карбонатно-сланцевые и мощные терригенные темноцветные толщи, близкие к аспидной формации, а верхнюю - флишоидные, частично турбидитовые, формации. Выдерживается определенное чередование тонкозернистых терригенных и флишоидных формаций, сохраняются литологические особенности состава формаций и элементов-примесей слагающих их пород (Оловянишников, Иванова, 1996; Оловянишников, 1998). В сторону открытого моря наблюдается увеличение роли глинистого материала. На границе шельфа и континентального склона происходит резкое возрастание роли карбонатных пород, представленных карбостромовой (рифогенной) формацией. Эта формация протягивается от мысов Западных Лудоватых на п-ове Канин вдоль Центрально-Тиманского разлома на Полюдов кряж и далее - на юг вдоль западного склона Урала. Развитие мощной карбостромовой формации на пассивных окраинах континентов может служить критерием смены шельфа континентальным склоном. В перикратонном опускании выделены Мезенско-Вычегодская и Четласско-Обдырская структурно-формационные зоны, в миоклинали - Цильменско-Ропчинская, Кислоручейско-Вольская и Канино-Печорская зоны.

        Проведенный анализ дает основание сделать некоторые палеогеографические реконструкции. В Четласско-Обдырской и Мезенско-Вычегодской структурно-формационных зонах формирование верхнедокембрийских отложений происходило во внутренней шельфовой и частично континентальной обстановках. Формирование карбонатных формаций Цильменско-Ропчинской зоны также происходило в условиях шельфа. В Кислоручейско-Вольской и Канино-Печорской зонах осадконакопление происходило в морских условиях глубокого шельфа и континентального склона при слаборасчлененном рельефе дна бассейна седиментации и значительном удалении от области сноса. С течением времени активность тектонического режима постепенно снижалась, сокращались интенсивность колебательных движений и глубина бассейна седиментации. Источником обломочного материала являлись изверженные и метаморфические (вулканогенно-осадочные) породы дорифейского возраста Восточно-Европейской платформы. Подчиненное значение имело хемогенное и вулканогенно-осадочное осадконакопление.

        На внешней границе пассивной континентальной окраины, пространственно совпадающей с Припечорской зоной глубинных разломов, происходит резкое возрастание доли вулканогенных формаций в составе верхнедокембрийского комплекса пород. На Приполярном и Полярном Урале, Пай-Хое вулканогенные и вулкано-терригенные формации слагают большую часть разреза верхнего докембрия. Эта закономерная смена терригенных формаций вулканогенными наблюдается на большой площади и не получает удовлетворительного объяснения в рифтовой концепции развития Тимана в позднем докембрии.

        Во внутренней области подвижного пояса в позднем рифее начинается формирование гряд вулканических островов и прогибов. Тела органогенных карбонатных формаций на бортах прогибов обычно маломощные, быстро выклинивающиеся, ассоциирующие и переходящие по простиранию в вулканогенно-осадочные породы. Вероятно, они располагались на склонах или в сводовых частях подвижных поднятий. Исключение представляет мощная (до 1000 м) карбостромовая формация Пай-Хоя и о-ва Вайгач, формирование которой происходило на склоне Новоземельского микроконтинента или террейна.

        Карбостромовая формация Тимана перекрывается и частично замещается мощной толщей карбонатно-терригенных и терригенных пород верхнего и терминального (кудаша) рифея, представленных флишоидными формациями с признаками турбидитовой седиментации. Последние данные свидетельствуют, что позднерифейско-ранневендский этап имел наиболее важное значение в истории развития тиманид. Формирование карбостромовой формации фиксирует рифтогенную стадию развития позднедокембрийского пояса тиманид. Во внутренней области подвижного пояса, в современной зоне Печоро-Колвинского авлакогена, предполагается развитие зоны с океанической корой (палеоокеан). В пределах шельфа и континентального склона происходит накопление мощной толщи терригенных и карбонатно-терригенных осадков. В конце описываемого этапа имело место внедрение серий параллельных даек и силлов диабазов северо-западного простирания, сосредоточенных в зонах Центрально-Тиманского и Восточно-Тиманского разломов, что свидетельствует о происходившем рассеянном спрединге.

Работа поддержена Российским фондом фундаментальных исследований (грант № 00-05-64497).