Министерство природных
ресурсов и экологии
Российской Федерации
www.mnr.gov.ru
Югыд ва
национальный парк
<
>
 
 
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ ТЕРРИТОРИИ ПАРКА

История геологического развития территории Национального парка «Югыд ва» (НП), находящейся в пределах двух современных структур: - Уральской складчатой системы и Предуральского краевого погиба - является в значительной мере условной, поскольку, несомненно, будет меняться по мере накопления нового фактического материала (рис.1).

Рис.1.Схема расположения тектонических структур.

Урал как сложное гетерогенное сооружение был сформирован в результате неоднократных проявлений различных тектонических процессов и структуроформирующих движений разного возраста.

В геологическом строении территории участвуют стратифицированные и нестратифицированные комплексы широкого интервала возрастов — от раннего рифея до кайнозоя (рис.2).

Рисунок 2. Общая стратиграфическая шкала

Историю их формирования подразделяют на три крупных этапа – байкальский (рифейско-позднекембрийский), каледоно-герцинский (палеозойско-раннемезозойский) и мезозойско-кайнозойский. Некоторые исследователи выделяют также карельский (раннепротерозойский) этап.

Часть 1. Байкальский (рифейско-позднекембрийский) этап
(1650-500 млн лет)

Имеющиеся геологические материалы позволяют предполагать, что в начале рифея (1650 млн лет назад) в результате сближения и столкновения отдельных континентальных блоков сформировался Восточно-Европейский кратон (ВЕК).

Самые древние породы на территории НП, относимые к нижнему рифею (прибл. 1560 млн лет), обнажаются в северной части Хобеизской антиформы (верховья р. Кожим). Их образование происходило в условиях раскрытия древнего континентального рифта, в обстановке мелководного шельфа и сопровождалось проявлениями траппового магматизма. В дальнейшем, в результате интенсивных динамических воздействий и метаморфизма амфиболитовой ступени, сланцы и базальты были преобразованы в гнейсы (рис. 3) и амфиболиты, относящиеся к няртинской свите.

Рисунок 3. Амфиболовый гнейс няртинской свиты.

В относительно мелководных условиях формировались и вышележащие рифейские отложения маньхобеинской (RF2mh), щекурьинской (RF2sk), пуйвинской (RF2pv), хобеинской (RF3hb) и мороинской (RF3mr) свит, выходящих на дневную поверхность в ядре Ляпинского антиклинория (Рис.4).

Рисунок 4.Складчатость в сланцевом разрезе щекурьинской свиты.

Затем тектонические процессы активизировались, и в конце позднего рифея началось формирование очередной рифтовой системы на коре континентального типа. По расколам, образованным вдоль зоны раздвига, излились базальты нижней подсвиты саблегорской свиты (RF3sb1) (Рис.5).

Рисунок 5. Рис.5. Вулканиты основного состава нижней подсвиты саблегорской свиты (г. Сабля).

В конце венда на Урале проявились умеренные по интенсивности, процессы орогенеза, метаморфизма и складчатости. В позднем венде-раннем кембрии, в условиях общего подъёма территории, произошло внедрение гранитов сальнерско-маньхамбовского комплекса. В это время обширные области сноса чередовались с небольшими остаточными прогибами северо-западного и меридионального простирания, в которых накапливалась лаптопайская (V2-Є1lp) терригенная и вулканогенно-терригенная межгорная моласса (рис. 6 и 7). Так был образован байкальский ороген - молодая горная страна.

Рисунок 6. Синклинальная складка, выполненная отложениями межгорной молассы.
Рисунок 7. Конгломераты лаптопайской свиты.

В среднем кембрии байкальский ороген переходит к платформенному режиму сводового воздымания, в результате которого полностью пенепленизируется. К кембрийским образованиям, имеющим незначительное распространение на территории НП, относятся латеритные коры выветривания. Они известны в южной части Малдинской и в северном замыкании Росомахинской антиклиналей, по правобережью Вангыра и в верховьях правых притоков рек Манарага и Косью; в последние годы были установлены и по правобережью Тельпоса (район г. Маяк).

Уральский (каледоно-герцинский или палеозойско-раннемезозойский) (500-200 млн лет)

ОРДОВИК

Каледоно-герцинский цикл развития региона отсчитывается с конца кембрия, когда после длительного периода платформенной стабилизации начался континентальный рифтогенез, приведший к разрыву континентальной коры и образованию Уральского палеоокеана. Преемственность между закончившим свое существование Доуральским океаном и вновь заложенным Уральским отсутствует, о чем свидетельствует угловое и азимутальное несогласие между допозднекембрийскими и ордовикскими отложениями. На территории НП, относящейся к современному западному склону Урала, в рифтовых долинах, за счет разрушения пенеплена и размыва кор выветривания формируются рифтогенные, или грабеновые комплексы. Они представлены грубообломочными, иногда плохо сортированными континентальными, прибрежно-континентальными и морскими отложениями мощной терригенной галечно-песчано-глинистой формации (алькесвожская толща Є3-O1al, Рис_1; погурейская Є3-O1pg; обеизская O1ob; тельпосская O1tl и др. свиты).

Рисунок 8. Рис_1. Конгломераты алькесвожской толщи. ОГН «г. Маяк».

Начиная со второй половины тремадока, район испытывает все более интенсивное погружение, и здесь формируется явно выраженный континентальный склон, на котором в течение аренига идет накопление турбидных песчано-алевропелитовых пестроцветных осадков грубеинской свиты. В дальнейшем вся территория испытывает общее погружение, и примерно с середины аренига (нижний ордовик) ее северо-западная часть становится областью терригенной шельфовой седиментации, где в мелководных условиях формируются сероцветные отложения саледской свиты. Начиная со среднего ордовика, рифтогенный этап сменяется стадией пассивной окраины. Здесь формируются две палеозоны: Бельско-Елецкая - мелководная, отвечающая шельфу ВЕК и Зилаиро-Лемвинская, преимущественно глубоководная - континентальному склону и подножью. В лланвирне (тэлашорское время) в мелководной зоне открытого шельфа с активной гидродинамикой среды происходит образование известняков щугорской серии- кожимской, усть-зыбской и малотавротинской, яптикшорской свит, к востоку сменявшихся относительно более глубоководными глинисто-карбонатной грубепендишорской толщи (переходные фации от елецких к лемвинским), а затем терригенно-карбонатными отложениями качамылькской свиты. В пределах континентального подножья в этот период формируются кремнисто-вулканогенные образования молюдшорской свиты. С конца позднего ордовика начинается новый трансгрессивно-регрессивный мегацикл, когда в погружение вовлекается и более западная часть континента. У бровки шельфа начинают формироваться барьерные рифы, чему благоприятствовала палеогеографическая обстановка: в течение всего ордовика и раннего силура Уральский океан имел широтную ориентировку и был расположен в зоне экватора. Такие рифогенные доломитово-известняковые постройки известны на р. Кожым (рифы Бадья, Каменная Баба -Рис_2)

Рисунок 9. Рис_2. ОГН «Каменная Баба».

С конца позднего ордовика (яптикшорское время, кырьинский горизонт) начинается новый трансгрессивно-регрессивный мегацикл. На шельфе формируется типичная карбонатная платформа, в пределах которой вследствие колебательных движений идет чередование мелководных (закрытошельфовых) и относительно глубоководных (открытошельфовых) обстановок.

В позднем ашгилле (конец позднего ордовика) вследствие существенного снижения темпертуры морских вод и уровня моря произошло массовое вымирание брахиопод и других бентосных форм организмов. Сокращение биоразнообразия и продуктивности раковинной биоты впоследствии привело к полному ее замещению водорослевыми микробиальными сообществами

На рубеже позднего ордовика – силура (Рис_3) происходит резкое погружение части мелкого шельфа к востоку от линии, примерно проходящей через устья р.р. Балбанъю – Парнока («линия Балбанъю»). Данная линия с этого времени в течение всего палеозоя в пределах территории являлась границей мелководных шельфовых елецких и батиальных лемвинских фаций

Рисунок 10. Пограничные отложения ордовика и силура, р. Б. Сыня, ОГН «Богатырь-Щелье».


СИЛУР

В силуре в шельфовой зоне Печорской плиты продолжают формироваться карбонатные и глинисто-карбонатные осадки. Трансгрессия достигает максимума в раннесилурийскую эпоху. В лландоверийских отложениях, представленных плитчатыми доломитами, на р. Кожим отмечаются находки конодонтов (Рис_4,-5).

Рисунок 11.
Рисунок 12. Реконструкция внешнего вида конодонтоносителя.

Затем, в ходе позднелландоверийской регрессии, происходит осушение шельфа, о чем свидетельствуют трещины усыхания в кровле пачки тонкослоистых седиментационных доломитов филиппъёльской свиты. Пачки брекчиевидных разностей карбонатных пород в табаротинской серии также указывают на размывы и перерывы в осадконакоплении.

В раннем венлоке по краю шельфа происходит разрушение рифовых построек лландовери и перемещение рифообразования на запад.

Возобновление рифообразования по бровке шельфа началось в позднем венлоке (риф Балбанью, р. Кожым) (Рис_6).

Рисунок 13. ОГН «Риф Балбанью».

В лудловское время здесь в обширном зарифовом водоеме с нарушенным водообменом существовал крупный барьерный риф- специфический комплекс, где накапливались слойчатые и узорчатые доломиты и известняки со своеобразным бентосным сообществом. Многочисленны органические остатки, представленные кораллами, брахиоподами, криноидеями, мшанками, строматолитами. Рифообразование по бровке шельфа продолжалось до начала трансгрессии в пржидоле (поздний силур), когда началось сокращение и обмеление бассейна.


ДЕВОН

Раннедевонская эпоха наследует позднесилурийское сокращение бассейна. В лохковский век шельфовые осадки открытого моря сменяются лагунно-морскими доломитами с пластами аргиллитов. К концу пражского века происходит кратковременное осушение территории и в районе некоторое время господствуют континентальные условия с формированием в верхней части разреза красноцветных отложений. В это время происходил частичный размыв ранее накопленных отложений.

С эмсского времени территория испытывает новое погружение. Вначале идет накопление в пределах шельфа и бывшей границы шельф-склон кварцево-песчаниковой терригенной такатинской свиты и в фациях континентального склона - сланцево-песчаниковой толщи, а затем в условиях мелкого открытого шельфа – карбонатно-терригенной формации.

В среднем девоне происходили довольно интенсивные тектонические движения, контролировавшие распределение мощностей и стратиграфический объем отложений. В пределах платформы бассейн осадконакопления представлял собой внутреннее море, отделенное от основной акватории мелководной зоной, простиравшейся вдоль современного западного склона Урала. Находившийся выше уровня моря Тиман интенсивно разрушался; в морской бассейн поступали огромные массы пресной воды, неся с собой большое количество плохо сортированного терригенного материала, а затем тонкозернистые осадки и карбонатные илы. В эйфельском веке вследствие прогрессирующей трансгрессии на континентальном шельфе отложения береговой линии сменяются карбонатным осадконакоплением, а на границе шельф-склон - более глубоководными терригенно-карбонатными осадками.

В живетское время наступает регрессия морского бассейна. Район ненадолго полностью осушается, часть ранее накопленных отложений размывается. При этом глубина размыва возрастает в северо-западном направлении. В позднем живете произошло новое погружение частей шельфовой зоны и формирование внутришельфовых впадин, в которых в течение позднего девона — раннего карбона накапливались конденсированные доманикоидные осадки. Восточнее, в зоне мелкого шельфа, преобладал карбонатный тип осадконакопления. Вдоль краевых частей впадин формировались рифовые массивы.

Затем регион испытывает почти непрерывное устойчивое прогибание и море покрывает всю площадь. В пределах континентального шельфа в данный период формируются, в основном, карбонатные осадки с резко подчиненным количеством глинистых известняков и сланцев. Поздний девон явился временем повышенной тектонической активности Печорского Урала, что предопределило очень резкие изменения мощностей осадков этого периода. На рубеже франского и фаменского веков произошла перестройка структурного плана территории современного Урала вследствие начала мягкой коллизии континентальной окраины ВЕК с Ханты-Мансийским микроконтинентом. В этот период на Тимане по глубоким расколам произошли излияния базальтов, а образовавшиеся вулканы послужили источником значительного объема пеплового материала. На территории НП коллизионный процесс фиксируется развитием субинтрузий илычского долеритового комплекса, выходящих на поверхность в ЗУМ и ЦУП и вскрытых скважинами в ПКП.

Отложения верхнего девона – нижнего карбона, в частности, на р. Кожим, сформировались в глубоководных условиях внутришельфовой впадины, что обусловило своеобразие биоты. Вследствие этого нередко авторы называют новые виды в честь реки, на которой расположен разрез, например, остракода Cribroconcha kozhymica Sobolev (Рис_7).

Рисунок 14. Cribroconcha kozhymica Sobolev, р. Кожим, верхнефаменский подъярус.

Разрез фаменского яруса и нижнего карбона на р. Б. Сыня является опорным для южной части поднятия Чернышева и прилегающих территорий (ОГН Верхние Ворота, Рис_8)

Рисунок 15. ОГН Верхние Ворота, р. Б.Сыня