Новые модели тектонического строения и геодинамического развития Тимано-Североуральского региона

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; Pystin, Pystina, 2003). B 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 амфиболитовой 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.

I этан (около 2.6 млрд лет назад)

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

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 верхнедокембрийских образований и, следовательно, позднедокембрийского 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; Оловянишни-ков, 2004).

Тиманский комплекс верхнедокембрийских 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 метаморфизованными. 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,

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-терригенный 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

в которой происходила разгрузка горизонтальных напряжений, возникших при коллизии террейнов с погруженной окраиной платформы. В этот период важную роль играл Центрально-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 рифтовыми (спрединговыми?) зонами, нарастившими северо-восток ВосточноЕвропейской платформы в конце вен-да—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 тектонотипы 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 позднедокембрийской тектонической эволюции Тимано-Североуральского региона был предложен недавно большим

Рис. 3. Модель развития Канино-Тиман-ского бассейна.

А, В, С — стадии рифтинга; А — начальная стадия рифтинга, сопровождавшаяся накоплением терригенных отложений; B — формирование рифогенных и терригенно-карбонат-ных отложений; C — накопление мощных толщ склоновых и бассейновых терригенных отложений в области перикратонного опускания; D — 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 рифогенная 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 позднеостроводужные 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 антиклинория 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 позднедокембрийских 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-

Рис. 4. Доуральские гранитоиды севера Урала и фундамента Печорской плиты

A — 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 — аккреционная 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

нятий. В ядерных частях этих антиформ находятся неопротерозойские тыловодужные 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 аллохтонными 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 осадконакопление 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-

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” островодужных систем и их взаимодействием с иными литосферными блоками. Им была проведена реконструкция глубинного строения островодужной 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-гарцбургитами 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 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 островодужными 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) силлов 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 эклогитов (Ремизов, fiдин, Григорьев, 2002). Вывод о единстве исходных пород зеленосланцевого и глаукофан-

— 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 перидотитовыми массива-

Рис. 5. Спектры РЗЭ габброидов Войкаро-Сынинского массива. Пунктирная линия — офиолитовые габброиды (n=2), сплошная линия — интрузивные габбро-нориты (n=6)

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

Рис. 6. Сопоставление метабазитов неркаюского и орангъюганско-лемвинского комплексов

возрастные особенности Пайхойско-fiжно-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.