Введение

Учение о геологических формациях является продуктивным при реконструкциях современных и древних тектонических структур, истории их становления и динамики развития, а также успешно применяется при геологической интерпретации сейсмических трансектов платформенных областей и их континентальных окраин (Хераскова, 2020). Примером удачного применения методов формационного анализа являются результаты, полученные А. И. Елисеевым (Елисеев, 1978, 2008 и др.). Ему удалось выявить закономерности строения палеозойских пассивных континентальных окраин (северо-восточное ограничение Европей­ской платформы, западное ограничение Североаме­риканского континента и др.). В пределах пассивных континентальных окраин выделяются две структурно-формационные зоны, отвечающие шельфу и батиальной части бассейна. На шельфе образовывался формационный ряд, в котором наблюдалось неоднократное повторение триады формаций из семейств фалаховых (терригенных олигомиктовых), платамовых (терригенно-карбонатных, открытоморских) и калейдовых (карбонатных, закрытоморских); в батиали — ряд, в котором формации из семейства палиноровых (известняково-алевролитово-глинистые, рифтогенные) сменяются толеровыми (кремнисто-глинисто-сланцевыми или черносланцевыми пассивной (зрелой) океанической стадии) и флишевыми (терригенной и карбонатно-терригенной коллизионными).

Формации каменноугольно-нижнепермских карбонатных отложений западного склона Печорского Урала завершают формационный ряд Елецкой структурно-формационной зоны северо-восточного ограничения Европейской платформы (шельф пассивной окраины) (рис. 1, b): визейская терригенно-карбонатная (платамовая) формация, образованная на рампе после глубокой ранневизейской регрессии; верхневизейско-нижнеартинская карбонатная (калейдовая) формация мелководного шельфа, на всем протяжении которого располагались отмельные и депрессионные области (Елисеев, 1978). Согласно представлениям А. И. Елисеева, эти формации образуют трансгрессивную последовательность на визейско-нижнеартинском этапе, предшествующем формированию Предуральского краевого прогиба.

Нужно заметить, что данные построения более справедливы для северной части Елецкой СФЗ, так как основная доля фактического материала А. И. Елисеевым была получена именно в этом районе. В ходе изучения каменноугольно-нижнепермских карбонатных отложений на Печорском Урале в бассейне верхней Печоры автором выявлены существенные их отличия от более северных районов Урала. Представление установленных отличий состава породных ассоциаций, обстановок осадконакопления и палеогеодинамических условий и является целью данной работы.

Фактический материал

В основу данной статьи положены результаты исследований каменноугольно-нижнепермских карбонатных отложений, проведенных автором начиная с 2002 г. Основной фактический материал был получен во время полевых работ в бассейне верхней Печоры по берегам рек Унья, М. Печора, Илыч (рис. 1, a). Также были собраны дополнительные данные в разрезах среднего и нижнего течения р. Щугор и на гряде Чернышёва (реки Изъяю, Кыньбожъю, Шаръю). Кроме того, были привлечены материалы из коллекции А. И. Елисеева (полевые описания, петрографические шлифы).

Стадиально-парагенетический метод формационного анализа

Для исследований были использованы принципы стадиально-перагенетического метода формационного анализа. Этот метод был предложен А. И. Елисеевым и основан на опыте многолетних исследований (Елисеев, 2008 и др.). В его основу были положены представления о формациях как о парагенезе пород (Шатский, 1965; Херасков, 1967), составными частями которых являются элементарные породные ассоциации и градации (Хворова, 1963). В чистом виде данный метод не укладывается ни в одно из существующих направлений, но учитывает аспекты разных направлений в учении о формациях — парагенетического, стадиально-тектонического и в некоторой степени генетического.

Основные определения стадиально-парагенетического метода формационного анализа (Елисеев, 2008):

осадочная формация — это парагенез пород или, чаще, ассоциаций пород, отличающийся своим составом и строением от смежных парагенезов и являющийся вещественным выражением определенной стадии развития крупной палеотектонической зоны;

ассоциация породная — литологический комплекс или сочетание горных пород, характеризующееся их определенным набором, особенностями сочетания, стратификацией и в некоторых случаях латеральными изменениями;

градация — часть формации (тип разрезов), отличающаяся от других составом породных ассоциаций, характером строения, а также мощностью отложений.

субформация^[1] — градация или латеральный ряд градаций, разделяющие формацию на части в вертикальном разрезе.

Выделение формаций проходит в несколько этапов. Вначале проводятся сравнение и типизация разрезов на основе изучения парагенезов пород, когда литологические исследования тесно связаны со стратиграфическими. На первой стадии вырисовываются лишь «контуры» формации. Затем начинаются детальное изучение парагенезов пород, выделение породных ассоциаций и градаций, уточнение объема и границ формаций. На этой стадии главенствующим является установление генетических типов отложений. На заключительном этапе синтезируется весь материал с целью выяснения способа образования формации, положения ее в палеоструктуре района. Таким образом, данный метод предусматривает и литологический, и стратиграфический, и тектонический подходы.

Более дробная последовательность изучения формаций может выглядеть следующим образом (по: Елисеев, 2008; Курбацкая, 2003 в авторской интерпретации):

1) комплексное стратиграфическое, литологическое и минералого-геохимическое исследование отложений опорных разрезов в пределах крупной палеотектонической зоны;

2) эмпирическое установление естественных парагенетических ассоциаций горных пород и образованных ими градаций (типов разрезов);

3) изучение состава, строения и условий образования выявленных парагенезисов;

4) выделение формаций, структурные элементы которых связаны временем образования, общностью состава, строения и условий формирования;

5) выявление закономерностей размещения выделенных формаций (вертикальных и латеральных формационных рядов), их связей с тектоническим режимом;

6) изучение специфики каждой формации: пород-индикаторов, полезных ископаемых, характера вторичных преобразований.

Литолого-генетические особенности изученных отложений

В общих чертах состав, строение и условия образования визейско-нижнепермских карбонатных отложений, развитых на территории бассейна верхней Печоры, вполне соответствуют основным особенностям визейской терригенно-карбонатной (платамовой) и верхневизейско-нижнеартинской (калейдовой) формаций, выделенных А. И. Елисеевым для всей Елецкой структурно-фомационной зоны. Однако при детальном сравнительном анализе отложений проявились существенные отличительные особенности.

· Разрез верхневизейско-нижнепермских отложений в бассейне р. Уньи по составу и строению во многом схож с шаръюским типом разрезов, развитым на южной части гряды Чернышёва (Елисеев, 1978) и в то же время довольно специфичен. Нижняя его часть — доломитово-известняковая толща веневско-стешевского возраста — отличается от одновозрастных отложений отсутствием карбонатных псефитолитов. В восточных выходах визейско-серпуховских отложений бассейна верхней Печоры развит известняковый тип разреза, образованный в относительно мелководных условиях. Отложения башкирского яруса отличаются присутствием в основании краснополянского горизонта пачки красных аргиллитов в ассоциации с обломочными известняками, а в верхнем башкире — зеленовато-серых глинистых известняков (Елисеев и др., 2006, стр. 40—47; Сандула, 2008; Сандула, Шадрин, 2020).

· Изменения условий осадконакопления визейско-нижнепермских отложений бассейна верхней Печоры происходили не только с запада на восток (от континента в море), но и с юга на север. Эта тенденция проявилась еще в визейское время, когда на фоне образования сублиторальных карбонатных отложений на открытом шельфе в центральной части Верхне­печорского бассейна накапливались относительно более глубоководные глинисто-кремнисто-карбонатные осадки (кушковатский тип разреза, р. мал. Печора) (Антошкина и др., 2011, стр. 91—108). Позднее данная особенность проявлялась в формировании областей островного мелководья или отмельных зон в начале и под конец серпуховского века, в каширское и раннемячковское время московского века. Причем их развитие на территории верхней Печоры отмечается локально на севере и юге бассейна. В раннем серпухове область островного мелководья, откуда сносился грубообломочный материал, находилась на севере бассейна (реки Илыч и М. Шайтановка) (Сандула, 2008). В предбашкирское время на севере и юге (реки Илыч и Унья) накапливался мелкообломочный известняковый материал в ассоциации с красноцветными глинами. В то же время в центральной части Верхнепечорского бассейна (р. мал. Печора) господствовали морские условия, способствовавшие отложению криноидно-фораминиферовых осадков (Антошкина и др., 2011, стр. 109—133). В каширских отложениях московского яруса отмельные отложения распространены на юге Верхнепечорского бассейна (р. Унья), наличие их фиксируется в разрезе ассоциацией оолитовых и мелкобиокластовых доломитизированных известняков. В мячковское время на севере (р. Илыч) проявились субаэральные условия осадконакопления, на что указывает присутствие в разрезе пачки (~2.2 м) мелко- и среднебиокластовых водорослевых и микрокодиевых известняков (Сандула, Пономаренко, Шадрин, 2013).

· В строении разреза каменноугольно-нижнепермских отложений наблюдается чередование интервалов, отвечающих открытоморским и мелководно-отмельным условиям осадконакопления (рис. 2) и образующих три трансгрессивно-регрессивных циклита: визейско-серпуховский, башкирско-московский, верхнекаменноугольно-нижнепермский (Антошкина и др., 2012; Сандула, 2019; Сандула, Шадрин, 2020). Границы между циклитами литологически четко фиксируются (рис. 3). В основании башкирского яруса залегает пачка (5—8 м) пестроцветных известковых, частично окремненных аргиллитов, содержащих различное количество (20—70 %) разноразмерных известняковых обломков (р. Унья, правый берег выше устья р. Мисюряй, р. Илыч, правый берег выше скалы Лек-Из) (Сандула, 2019). Граница башкирско-московского и верхнекаменноугольно-нижнепермского циклитов фиксируется в разрезе наличием уровней субаэральной экспозиции в отложениях верхней части мячковского горизонта московского яруса (эрозионные врезы и слои с микрокодиевыми образованиями), а также слоев ооли­товых известняков и биокластовых известняковых песчаников в основании касимовского яруса (Пономаренко, 2015; Пономаренко, Иванова, 2020). В кровле последнего верхнекаменноугольно-нижнепермского трансгрессивно-регрессивного циклита явные признаки перерывов осадконакопления отсутствуют. По данным Е. С. Пономаренко (2015), в позднегжельское время в восточной зоне бассейна начинает формироваться впадина, по окраине которой уже в позднеассельское время преобладали крайне мелководные условия. Так, в центральной зоне (р. Унья, Бузгальский Камень) была характерна иловая седиментация, куда сносился биокластовый материал с более возвышенных участков морского дна. В восточных районах с ассельского века развивались скелетные холмы (р. Илыч, левая заостровка о. Еремей-Шляпа-Ди; р. мал. Печора, правая заостровка о. Трудник; р. Унья, ск. Чертов Стульчик и Писаный Камень). Такие органогенные постройки формировались на склоне карбонатных платформ в фотической зоне, около границы базиса действия волн. Скелетные холмы время от времени прекращали свой рост вследствие стрессовых ситуаций и коллапса экосистемы или в результате резких понижений уровня моря, с которыми связано образование стадий деструкции. Также в постройках наблюдается смещение фаций скелетных холмов в западном направлении (Пономаренко, 2015).

· В среднекаменноугольное время на территории Северного, Приполярного Урала и на гряде Чернышева существовали различные условия осадконакопления (рис. 4). На Северном Урале (бассейн верхней Печоры) в начале башкирского века после обширной регрессии устанавливаются пелагические обстановки открытого моря карбонатной платформы. Активизация инверсионных движений способствовала возникновению позднее островных мелководий и отмелей на различных участках шельфа. На Приполярном Урале (бассейн р. Щугор) выделяются три этапа осадконакопления. Первый этап характеризуется довольно резкими колебаниями уровня моря, что проявилось в чередовании слоистых известняков и более массивных карбонатных псефитолитов. Второй (раннемосковский) отличается довольно частыми колебаниями уровня моря, а сам морской бассейн начал дифференцироваться на различные по режиму осадконакопления области: депрессионную на западе (Нижние Ворота) и мелководно-морскую на востоке (Верхние Ворота). На третьем (позднемосковском) этапе разделение бассейна полностью состоялось, а циклиты этого времени строились из постепенно нарастающих трансгрессий и таких же регрессий. На западе в депрессионной области накапливались мощные толщи карбонатно-глинистых пород, а на востоке около мелководной области — филлоидно-водорослевые и водорослево-мшанковые скелетные холмы (Антошкина и др, 2011, стр. 109—133). В истории осадконакопления южной части гряды Чернышева (бассейн р. Шаръю) можно выделить четыре этапа (Сандула, 2019; Сандула, Шмелёва, 2022): косогорско-аскынбашский, ташастинский, асатаусско-каширский и подольско-мячковский. На первом этапе основания седиментационных циклитов образованы осадками крайнего мелководья (гравелиты, оолитовые известняки), а остальная часть — карбонатными отложениями неритовой области сублиторали открытого шельфа. На втором этапе в строении седиментационных циклитов наблюдается смена активного гидродинамического режима на спокойноводный, основными породообразующими компонентами в породах наряду с биокластами становятся остатки водорослей. На третьем этапе установился стабильный тектонический режим, захоранивались в основном остатки водорослей и микробиальных образований. Позднемосковское время ознаменовало собой обширную регрессию, в результате которой на большей части гряды Чернышёва отмечается перерыв осадконакопления. Море сохранилось только на территории южной части района, где отлагались преимущественно биокластово-мшанковые карбонатные осадки и «гидрактиноидные» постройки (Елисеев, 1963). Некоторое углубление бассейна произошло в мячковское время. В результате была подтоплена территория бассейна р. Шаръю, где вслед за мшанково-биокластовыми породами была образована известняково-доломитовая толща.

Перечисленные отличия литологического состава, геологического строения и особенностей условий осадконакопления косвенным образом могут свидетельствовать о существовании на территории бассейна верхней Печоры на протяжении визейско-ассельского времени морского палеобассейна (Верхне­печор­ского), обособленного от более северных территорий.

Литологические комплексы визейско- нижнепермских карбонатных отложений

В строении верхневизейско-нижнеартинских отложений бассейна верхней Печоры по составу пород можно выделить четыре типа разрезов: кремнисто-глинисто-известняковый, известняковый, доломитово-известняковый, кремнисто-известняковый. В зависимости от условий осадконакопления каждый из этих типов имеет свои отличительные черты.

Кремнисто-глинисто-известняковый тип разреза отмечен только в отложениях тульского возраста, образованных в открытоморских условиях на начальном этапе визейской трансгрессии. В составе отложений этого возраста с запада на восток уменьшается количество терригенного материала: слои кварцевых песчаников с небольшими пластами углей отмечаются только в западной части Верхнепечорского бассейна в разрезе р. Илыч (район Первого кордона Печоро-Илычского заповедника); в центре бассейна этот тип разреза слагают глинистые известняки с тонкими линзами и прослоями черных кремней (рис. 5, a—c); на востоке среди биокластовых известняков известковые аргиллиты образуют лишь тонкие прослои, а также встречается большое количество сидеритовых конкреций (разрез Патракарием, р. Илыч) (Шадрин, Сандула, 2018).

Доломитово-известняковый тип разреза характерен для мелководно-отмельных условий осадконакопления, проявившихся в веневское время визейского века и в косогорское время серпуховского века. На большей части бассейна он образован в основном органогенными карбонатами, часто с косослоистыми текстурами, а в областях островных поднятий и отмелей — доломитизированными биокластовыми, литокластовыми, оолитовыми известняками (рис. 5, d—e) (Антош­кина и др., 2011, стр. 91—108).

Известняковый тип разреза характерен для крайнего востока Верхнепечорского бассейна в полосе выходов от бассейна р. Кысунья через р. Унья до бассейнов рек Б. Шежым и Шежымъю) — отложения визейско-серпуховского возраста (рис. 6). Там он сложен преимущественно водорослево-биокластовыми известняками с редкими включениями кремней, образованных, по всей видимости, в фотической зоне, но ниже уровня действия штормовых волн. Колебания уровня моря в разрезе фиксируются слоями известняковых песчаников, микробиальных образований и строматолитов (Шадрин, Сандула, 2020). Западнее данный тип разреза формировался преимущественно в мелководно-отмельных условиях (протвинский горизонт серпуховского яруса, московский ярус) или в области развития скелетных холмов (ассельский ярус) (Сандула, Шадрин, Пономаренко, 2013).

Кремнисто-известняковый тип разреза обычно отвечает открытоморским условиям осадконакопления алексинско-раннемихайловского, башкирско-раннемосковского и касимовско-среднегжельского этапов геологического развития верхней Печоры, когда осаждались преимущественно шламово-биокластовые отложения, обогащенные кремнеземом, палеоаплизиновые и водорослевые известняки (рис. 7, a—c). В раннепермское время также формировался данный тип разрезов в зоне накопления карбонатных илов в относительно глубоководных депрессиях перед органогенны­ми постройками типа скелетных холмов (рис. 7, d—e) (Антош­кина и др., 2011, стр. 134—149; Пономаренко, 2015).

Из анализа вышеизложенного материала следует, что изученные отложения подразделяются на литологические комплексы: кремнисто-глинисто-карбонатный открытоморской (тульский), кремнисто-карбонатные открытоморские (алексинско-нижнемихайловский, башкирско-нижнемосковский, касимовско-среднегжельский), карбонатные мелководно-отмельные (верхнемихайловско-протвинский, московский), а также верхнегжельско-ассельский мелководно-депрессионный (кремнисто-известняковый, известняковый, глинисто-известняковый).

Данные литологические комплексы вполне можно было бы выделить в субформации, на примере того, как это было сделано А. И. Антошкиной в карбонатной верхнеордовикско-нижнедевонской формации (Елисеев и др., 2006, стр. 25—39). Однако в таком случае можно получить ряд противоречий: 1) выделенные нами однотипные литологические комплексы входят в состав как в визейской платамовой, так и в верхневизейско-нижнеартинской калейдовой формации (по: Елисеев, 1978); 2) граница между данными формациями не совпадает с границей визейско-серпуховского и башкирско-московского трансгрессивно-регрессивных циклитов; 3) выделенные трансгрессивно-регрессивные циклиты делят калейдовую формацию на три неравные части.

Кроме того, литологические комплексы, образованные в открытоморских условиях осадконакопления, по своим литологическим характеристикам и строению вполне соответствуют определению формаций из семейства платамовых^[2], а комплексы, образованные в мелководно-отмельных и мелководно-депрессивных условиях, — определению формаций из семейства калейдовых^[3]. При этом каждый из выделенных нами трансгрессивно-регрессивных циклитов образован из последовательной смены отложений платамовых и калейдовых формаций.

Возможно, причина полученных разногласий состоит в том, что северо-восточное ограничение Европей­ской платформы, на палеозойском этапе развития являвшейся пассивной континентальной окраиной, являлось не единой палеотектонической областью, а было разделено на зоны с различной палеогеодинамикой.

История палеогеодинамического развития Печорского Урала

История палеогеодинамического развития Печорского Урала была рассмотрена в трех районах: бассейн верхней Печоры, среднего и нижнего течения р. Щугор и южной части гряды Чернышева (территории, для которых были выявлены различия в эволюции осадконакопления среднекаменноугольной эпохи (Сандула, 2019).

В современном структурном плане данные области находятся в различных тектонических позициях (рис. 1, a). Так, бассейн верхней Печоры располагается в пределах Верхнепечорской поперечной впадины Западной складчатой зоны Урала (ЗСЗУ) между Тимаизским поперечным поднятием на севере и Колчимско-Полюдовским поднятием Предуральского прогиба (ПрП) и Кваркушско-Каменногорским антиклинорием Центрально-Уральского поднятия (ЦУП) на юге (Юдин, 1983; Государственная..., 2007). На западе данная область ограничена Верхнепечорской впадиной ПрП, за которой располагаются тиманские структуры. Бассейн среднего-нижнего течения р. Щугор располагается на границе центральной части Щугорского поперечного опускания ЗСЗУ и южной оконечности Большесынинской впадины ПрП, граничащей на западе со Среднепечорским поднятием. Южная часть гряды Чернышева включает в себя Шаръю-Заостренский и Сынинский блоки, приурочена к северной части ПрП и находится в окружении Хорейверской, Косью-Роговской и Большесынинской впадин (Юдин, 1994; Тимонин, 1998).

Указанные различия тектонического строения этих трех областей прослеживаются до поверхности фундамента (Атлас..., 2000). Как можно заметить, бассейны верхней Печоры и Щугора приурочены к зонам впадин ПрП и опусканий ЗСЗУ и отделены друг от друга поднятиями. Южная часть гряды Чернышева граничит с Большесынинской впадиной, однако в районе этой границы на севере Большесынинской впадины также отмечен приподнятый блок — Нитчемью-Сынинская ступень (Дедеев и др., 1989).

Примечательно, что указанные приграничные территории располагаются на продолжении положительных структур северо-западного простирания Печорской плиты (Юдин, 1994; Иванов, Пучков, 2022). Так, на продолжении структур Печоро-Кожвинского мегавала располагаются Среднепечорское поднятие и Тимаизское поперечное поднятие, а Колвинский мегавал трассируется к юго-востоку Нитчемью-Сынинской ступенью Большесынинской впадины (рис. 1, a). Многими исследователями отмечается, что данные полосы поднятий северо-западного простирания существовали еще до формирования ПрП и являлись тектонически активными на протяжении всего палеозоя (Дедеев и др, 1989; Юдин, 1994; Иванов, Пучков, 2022; Нечеухин и Волчек, 2015 и др.).

Печоро-Кожвинский и Колвинский мегавалы являются соответственно юго-западным и северо-восточным ограничениями Печоро-Колвинского авлакогена. Эта крупная структура была образована в зоне ордовикско-девонской системы палеорифтов Печорской плиты (Тимонин, 1998; Малышев, 2002 и др.), расположенной на сочленении двух крупных блоков земной коры — Ижма-Печорского и Большеземельского, различающихся между собой по возрасту, внутренней структуре и составу пород фундамента. В интерпретации В. М. Нечеухина и Е. Н. Волчек Ижма-Печорский мегаблок (Ижемская покровно-блоковая мегазона континентального склона) на северо-западе ограничен зоной коллизионного шва, за которым располагалась Кулгуевско-Кожимская коллизионно-покровно-блоковая мегазона, сочетающая в себе области аккреции базальт-кремнисто-сланцевых отложений и блоки синоктических прототеррейнов (Нечеухин и Волчек, 2015). По их мнению, заложение системы грабенов Печоро-Колвинского авлакогена произошло на позднекембрийско-раннеордовикском этапе рифтогенеза. Однако тектоническая активность и дифференциация территории на относительно мобильные и стабильные мегаблоки наиболее отчетливо проявились с позднего силура — раннего девона до раннего карбона. В результате этого в данной области формировались зоны интенсивного прогибания, характеризующиеся в настоящее время существенно увеличенными мощностями осадочных отложений нижнего палеозоя. Позднее визейско-раннеартинское время характеризуется более равномерным прогибанием всей площади плиты, однако активизация уральской складчатости в конце визейского века привела к инверсии линейных отрицательных структур Печоро-Колвинской рифтогенной зоны и формированию на их месте крупных палеовалов (Дедеев и др., 1989; Тимонин, 1998; Малышев, 2002) и поднятий на их продолжении в юго-восточном направлении (Иванов, Пучков, 2022).

Из вышеизложенного следует, что осадконакопление Верхнепечорского и Щугорского районов происходило в пределах территорий с существенно различными геодинамическими обстановками: бассейн верхней Печоры — на юго-восточном ограничении стабильного Ижма-Печорского блока, а бассейн среднего и нижнего течения р. Щугор — на продолжении структур Печоро-Колвинского авлакогена. Именно вследствие данного обстоятельства эволюция осадконакопления этих двух областей имеет существенные различия. Например, если в среднекаменноугольную эпоху на территории бассейна верхней Печоры тектоническая активизация проявлялась лишь в чередовании поднятия и опускания южной или северной областей, то на широте р. Щугор тектонические процессы, протекавшие в зоне Печоро-Колвинского авлакогена, а также напряжения со стороны надвигающегося с востока орогена, привели к дифференциации морского бассейна на относительно глубоководный на западе и мелководный на востоке.

Несколько иная геологическая история разворачивалась в районе южной части гряды Чернышева. Для ее понимания нужно иметь в виду, что данная структура не является конседиментационной, а образована на рубеже перми и триаса в результате разгрузки напряжений со стороны надвигавшегося Уральского орогена и послойного срыва по верхнеордовикским соленосным отложениям (Юдин, 1994). В палеотектоническом плане территория гряды вполне отвечала переходной зоне между областями с различными условиями осадконакопления. Морфологически она могла быть выражена как уступ. Косвенными признаками его наличия может служить существенное различие мощностей отложений, накопленных с ордовика по триас: от 10—12 км в центральной части Косью-Роговской впадины до 4 км в центральной части Хорейвeрского прогиба (Тимонин, 1998; Данилов, 2017). На севере он разделял тектонически относительно стабильный Большеземельский мегаблок и более подвижную область континентальной окраины (Косью-Роговскую впадину). Субпараллельно южной оконечности гряды Чернышева в Большесынинской впадине располагается Нитчемью-Сынинская ступень, которая, скорее всего, была морфологически выраженной на протяжении по крайней мере позднего палеозоя. В пользу этого говорят результаты литолого-фациального анализа А. И. Елисеева, согласно которым на территории южной части гряды Чернышева с позднего девона — раннего карбона происходило накопление двух разнофациальных комплексов отложений — западного сынинского (мелкое море) и восточного вангырского (относительно глубокое море). Распространение областей данных фаций было субпараллельно структурам гряды Чернышева: северо-восток — юго-запад на севере, север — юг на юге (Елисеев, 1963, рис. 30—35).

Таким образом, различия тектонического строения в совокупности с общей геодинамической ситуацией (инверсия тектонических движений, обусловленных активизацией коллизии (Малышев, 2002) послужили одной из причин различий в эволюции осадконакоплений на верхней Печоре, в бассейне р. Щугор и на гряде Чернышева. Также следует, что Верхне­печорский палеобассейн в каменноугольно-раннепермское время был отделен от более северных палеоморей поднятиями, на территории которых уже в визейское время формировалась обширная зона осушенных и мелководно-островных областей (Калашников, 2005; Атлас..., 2000; Сандула, Шадрин, 2017).

Выводы

На территории бассейна верхней Печоры на протяжении визейско-ассельского времени существовал палеобассейн (Верхнепечорский), эволюция осадконакопления которого имеет свои отличительные черты.

В истории геологического развития территории верхней Печоры в визейско-ассельское время выделяются три этапа, отвечающие времени формирования трёх трансгрессивно-регрессивных циклитов: визейско-серпуховский, башкирско-московский, позднекаменноугольно-раннепермский.

В строении верхневизейско-ассельских отложений бассейна верхней Печоры по составу пород можно выделить четыре типа разреза: кремнисто-глинисто-известняковый, известняковый, доломитово-известняковый, кремнисто-известняковый.

По составу, строению, времени и условиям осадконакопления изученные отложения подразделяются на следующие литологические комплексы: кремнисто-глинисто-карбонатный открытоморской (тульский), кремнисто-карбонатные открытоморские (алексинско-нижнемихайловский, башкирско-нижнемосковский, касимовско-среднегжельский), карбонатные мелководно-отмельные (верхнемихайловско-протвинский, московский), а также верхнегжельско-ассельский мелководно-депрессионный (кремнисто-известняковый, известняковый, глинисто-известняковый).

Литологические комплексы, образованные в открытоморских условиях, относятся к формациям семейства платамовых, а в мелководно-отмельных условиях — к формациям семейства калейдовых. Они составляют вертикальный формационный ряд, в котором образуют троекратное чередование друг с другом.

1. Антошкина А. И., Салдин В. А., Никулова Н. Ю. и др. Особенности палеозойской истории североуральского осадочного басейна // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2012. № 3 (207). С. 16-23.

2. Антошкина А. И., Салдин В. А., Сандула А. Н. и др. Палеозойское осадконакопление на внешней зоне шельфа пассивной континентальной окраины северо-востока Европейской платформы. Сыктывкар: Геопринт, 2011. 200 с.

3. Атлас геологических карт (литолого-фациальных, структурных и палеогеологических). Тимано-Печорский седиментационный бассейн / Отв. ред. Н. И. Никонов. Ухта, 2000. 132 с. (ГУП Тимано-Печорский НИЦ).

4. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Серия Уральская. Лист Р-40 - Североуральск. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2005. 332 с.

5. Данилов В. Н. Гряда Чернышева: геологическое строение и нефтегазоносность. СПб.: Реноме, 2017. 288 с.

6. Дедеев В. А., Юдин В. В., Богацкий В. И., Шарданов А. Н. Тектоника Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции (Объяснительная записка к «Структурно-тектонической карте Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции» масштаба 1:1 000 000). Сыктывкар, 1989, 27 с.

7. Елисеев А. И. Стратиграфия и литология каменноугольных отложений гряды Чернышева. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1963. 173 с.

8. Елисеев А. И. Формации зон ограничения северо-востока Европейской платформы (поздний девон и карбон). Л.: Наука, ленинградское отделение, 1978. 203 с.

9. Елисеев А. И. Геологические формации и методы формационного анализа. Сыктывкар: Геопринт, 2008. 36 с.

10. Елисеев А. И., Салдин В. А., Антошкина А. И. и др. Формации палеозоя северо-восточной окраины Европейской платформы. Сыктывкар, 2006. 72 с. (Научные доклады Коми НЦ УрО РАН. Вып. 481).

11. Иванов К. С., Пучков В. Н. Структурно-формационные зоны Уральского складчатого пояса: обзор данных и развитие новых идей // Геотектоника. 2022. № 6. С. 78-113.

12. Калашников Н. В. Экосистемы раннего карбона Европейского Севера России. Екатеринбург, 2005. 165 с.

13. Курбацкая Ф. А. Осадочные формации западного склона Среднего и Северного Урала // Генетический формационный анализ осадочных комплексов фанерозоя и докембрия: 3-е Всерос. литол. совещ. М: МГУ, 2003. C. 109-110.

14. Малышев Н. А. Тектоника, эволюция и нефтегазоносность осадочных бассейнов Европейского Севера России. Екатеринбург, 2002. 273 с.

15. Нечеухин В. М., Волчек Е. Н. Типы аккреционных и коллизионных процессов в орогенных системах Тимано-Уральского сегмента Евразии // Литосфера. 2012. № 4. C. 78-90.

16. Пономаренко Е. С. Вернекаменноугольно-нижнепермские карбонатные отложения западного склона Северного Урала. Сыктывкар: Геопринт, 2015. 177 с.

17. Пономаренко Е. С., Иванова Р. М. Касимовский ярус в разрезе Молебен-Из (р. Илыч, Северный Урал) // Литосфера. 2020. № 20(3). С. 341-362.

18. Сандула А. Н. Известняковые брекчии в каменноугольных отложениях Печорского Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2008. 143 с.

19. Сандула А. Н. Эволюция среднекаменноугольного осадконакопления на Печорском Урале // Материалы IX Всеросс. литол. совещ. (с межд. участием). Казань: Изд-во Казанского университета, 2019. С. 420-421.

20. Сандула А. Н., Шадрин А. Н. Каменноугольно-нижне­пермские карбонатные формации западного склона Печорского Урала: строение и условия образования // Мате­риалы Всерос. литол. совещ., посвящ. пам. А. Г. Косовской и И. В. Хворовой. М.: ГЕОС, 2020. С. 216-219.

21. Сандула А. Н., Шадрин А. Н., Пономаренко Е. С. Особенности строения каменноугольно-нижнепермских карбонатных формаций в бассейне Верхней Печоры // Материалы VII литол. совещ. Т. III. Новосибирск: ИНГГ СО РАН, 2013. С. 63-65.

22. Сандула А. Н., Шмелёва Л. А. Верхнебашкирские карбонатные отложения в бассейне реки Шаръю (гряда Черны­шева): литология, изотопия углерода и кислорода, условия осадконакопления // Известия Коми НЦ УрО РАН. 2022. № 2 (54). С. 14-29.

23. Тимонин Н. И. Печорская плита: история геологического развития в фанерозое. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 240 с.

24. Хворова И. В. Задачи и некоторые результаты изучения литологии формаций // Тр. ГИН АН СССР. Вып. 81. М., 1963. С. 7-29.

25. Херасков Н. П. Тектоника и формации. Избранные труды. М.: Наука, 1967. 403 с.

26. Хераскова Т. Н. Развитие идей И. В. Хворовой: Значение методов литологического и формационного анализов осадочных и вулканогенно-осадочных формаций при реконструкциях палеотектонических структур // Материалы Всерос. литол. совещ., посвящ. пам. А. Г. Косовской и И. В. Хворовой. М.: ГЕОС, 2020. С. 258-262.

27. Шадрин А. Н., Сандула А. Н. Визейские карбонатные отложения в бассейне р. Илыч (Северный Урал): литология, изотопия, эволюция осадконакопления // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2018. № 5. С. 13-21.

28. Шатский Н. С. Геологические формации и осадочные полезные ископаемые // Избранные труды. М.: 1965. Т. 3. 346 с.

29. Юдин В. В. Варисциды Северного Урала. Л.: Наука, 1983. 173 с.

30. Юдин В. В. Орогенез севера Урала и Пай-Хоя. Екатеринбург: Наука, 1994. 286 с.