Пайхоиды- В это новое понятие мы включаем северо-западные и субширотные северо-востоке до Вашуткино-Талотинского надвига на юго-западе. Пайхоиды составляют моновергентный шарьяж-антиклинорий, состоящий из серии тектонических пластин, сложенных орогенными, шельфовыми и батиальными комплексами. Несмотря на многие общие черты с уралидами, они имеют достаточно четкую специф ику строения, позволяющую выделить их отдельно.

Кроме более молодого возраста и перпендикулярного к уралидам простирания, пайхоиды имеют и другие отличия. В них больше тектоническая расслоенность, ундуляция шарниров и степень сжатия складок, шире развиты сдвиги и ретронадвиги, не выделяются четко поперечные поднятия и опускания, тыловая зона сланцевого аллохтона не приподнята, а погружена (Карская впадина) и др.

Общим в строении пайхоид и уралид является: 1 - четкая аналогия в формационном наборе и внутренней структуре тектонических пластин, ограниченных сходными крупнейшими надвигами (Байдарацкая сутура - Главный Уральский надвиг, Главный Пайхойский - Фронтальный, Южнопайхойский - Главный Западноуральский, Нядейтинский - Главный Приуральский, Вашуткино-Талотинский Западночернышевский); 2 - однонаправленная вергентность структур в сторону Печорской плиты; 3 - однотипное строение структур второго порядка и более мелких (дизпликаты, складки, надвиги, сдвиги, дуплексы, тектонические окна и клиппы, чешуи, послойные срывы и, вследствие сходства литологии, обычно аналогичное их положение в нормальном разрезе); упрощение структур на глубине, дугообразность;

извилистость и ветвление в плане, выполаживание с глубиной надвигов, притертость их контактов и др.

Тектоническая расслоенность. В формация х шельфа, батиали и нижележащего фундамента, а также в океанических и орогенных формация х выявлен комплекс послойных срывов, что позволило создать модель расслоенности коры Севера Урала и Приуралья. Доказательствами тектонической расслоенности являются: 1) выявленные по сейсморазведке и на отдельных участках подтвержденные бурением структурные уровни с разной в разрезе степенью дислоцированности толщ; 2) упрощение уральских структур в районах наиболее глубокого эрозионного среза на поперечных поднятиях и усложнение их до изоклинально-чешуйчатых в менее эродированных поперечных опусканиях; 3) непосредственные наблюдения послойных срывов в обнажения х; 4) наличие надвигов с большой горизонтальной амплитудой, к подошве нормальном разрезе залегают некомпетентные толщи; 5) "складчатость одного слоя" с пережатием ядер, приуроченным к определенным пластичным пластам; б) наличие среди структур тангенциального сжатия региональных субпослойных зон будинажа в некомпетентных и тектонических брекчий в компетентных толщах; 7) доказанные бурением и сейсморазведкой бескорневые складки; 8) более интенсивная дислоцированность пластичных толщ по сравнению с непластичными.

Основными уровнями тектонического отслоения являются: в океаническом комплексе формаций - основание коры и ее первого пелагического осадочного слоя; в шельфовом и батиальном комплексах - основание и кровля рифтогенных соленосных формаций ордовикского возраста, три фалаховые формации и их дистальные нижнекаменноугольные); в орогенных формация х главными являются послойные срывы по аргиллитовой толще основания флиша (скользящего каменноугольнораннепермского возраста), а также кунгурские угленосные и соленосные толщи моласс. Плоскости тектонической расслоенности по некомпетентным породам сопровождаются зонами послойного брекчирования прилегающих компетентных толщ. Крупнейшие надвиги являются выходами на поверхность следующих послойных срывов: Уральский - по палеоповерхности М охоровичича; Осевой - по кровле и верхней части фундамента; Фронтальный - в основном по ордовикскому рифтогенному комплексу; Западноуральский и Приуральский - по терригенным нижнекаменноугольным толщам; Западно- и Восточночернышевский, а также Вашуткино-Талотинский - по соленосным пластам верхнего ордовика. Сопротивление трения при движении литопластин, ограниченных перечисленными послойными срывами, привело к складчатости в их пределах и к формированию сложной чешуйчато-надв иговой шарьяжной структуры Севера Урала и Приуралья. В целом уралиды и пайхоиды можно рассматривать как серию послойных срывов по некомпетентным толщам, между которыми развиты чешуи-дуплексы и складки, сложенные компетентными породами, сложность складчатых структур обусловлена: - положением в уровнях тектонической расслоенности (чем ниже уровень, тем проще структуры и наоборот); 2 - близостью сместителя крупного разрыва; 3 - толщиной аллохтона (чем тоньше пластина, тем сложнее структуры по М.А.Камалетдинову, 1974); 4 - близостью ядра крупной складки (для мелких структур нагнетания).

-11ВОЗРАСТ ОРОГЕННЫХ СТРУКТУР

Структурный этаж уралид перекрывается в разных зонах недислоцированными толщами от юрских до четвертичных. Региональные угловые и глубокие стратиграфические несогласия в ордовикско-триасовом комплексе отсутствуют, а ранее выделявшиеся оказались тектоническими или малоамплитудными локальными (эпейрогенными). Поскольку в структурных зонах Урала и Приуралья глубина эрозионного среза различна, в них определены следующие возрастные диапазоны возможного структурообразования: в Восточной зоне - от девона-карбона до юры, в Осевой зоне - от силура до кайнозоя, в Западной от ранней перми до мела и в краевом прогибе - от перми-триаса до средней-верхней юры.

Изучение синхронного складчатости орогенного комплекса формаций позволяет уточнить эти датировки. Как показано выше, возраст комплекса последовательно омолаживается с конца среднего девона в Восточной структурной зоне до триаса в краевом прогибе, отражая миграцию орогенеза и складчатости.

Определения радиологического возраста нарушений основаны на изотопном датировании синскладчатых метаморфических, гидротермальных и магматических образований. Оно позволяет детализировать определения конкретных орогенных структур, особенно в районах с глубоким эрозионным срезом. Нами предложена и использована методика определения возраста разрывов по изотопному датированию динамометаморфических минералов из зон сместителя разрывов (Юдин, 1982).

Анализу подвергались новообразованные минералы, тщательно отобранные с зеркал скольжения разрывов. Полученные датировки отражают время последней максимальной активности разрыва, возможно, несколько омоложенное последующими незначительными подвижками. О возрасте структур можно также судить по различным гидротермальным и метаморфическим минералам из синскладчатых жил, изотопные датировки которых приведены в большом числе работ разных авторов. В сутурной зоне Главного Уральского надвига и серицит, и кварц-кальцит-рудные перми. Западнее возраст синорогенных минералов закономерно омолаживается и не противоречит определениям времени складчатости другими способами.

Сопоставление данных по всем методам позволило из менить представление о времени проявления уральского орогенеза. В Тагильской формационной зоне он происходил с девона по раннюю пермь, в основном в позднем девоне-карбоне; в Лемвинской (и Осевой структурной) зонах - в карбоне-ранней перми; в Елецкой зоне Урала - в позднем карбоне-ранней юре и в Вуктыльской зоне Предуральского краевого прогиба - в раннепермско-среднеюрское время. То есть, орогенные дислокации на севере Урала формировались последовательно, постепенно смещаясь на восточный край Печорской эпибайкальской плиты с девона - раннего карбона до конца средней юры на протяжении 170-200 млн. лет. Сходную по длительности историю орогенеза и складчатости имеют и другие районы, например Кордильерского складчатого пояса.

Возраст пайхойских дислокаций разными исследователями трактуется неоднозначно - от среднего карбона до мела. Палеозойско-триасовый комплекс пайхоид перекрыт с угловым несогласием кайнозойско-меловыми отложениями в прилегающих к Пайхойскому поднятию районах Карской и Коротаихинской впадин.

На юго-западе последней в автохтоне надвигов бурением вскрыты меловые отложения, свидетельствующие об их участии в структурообразовании. Возраст основания синскладчатого орогенного комплекса формаций омолаживается с северовостока на юго-запад, от позднего карбона до артинского яруса ранней перми. Из перекрывающих недислоцированных пород в Карской впадине ранее были известны позднемеловые (Эйнор, 1940), и нами открыты апт-альбские отложения.

Возраст структурообразования здесь впервые определен изотопными датировками динамометаморфических минералов из зон сместителей разрывов. анализов показали, что разрывы и связанные с ними складки Пайхойского поднятия и прилегающих впадин в основном формировались в позднепермско-позднеюрское время. Не противоречат этим данным известные в литературе датировки синорогенных гранитоидов Пай-Хоя и Новой Земли. По изотопным, формационным и тектоническим данным возраст дислокаций омолаживается с северо-востока на юго-запад. Это позволило сделать вывод о длительном (190 млн. лет) проявлении и миграции основной зоны складчатости.

перми до позднего мела. В Карской впадине складчатость в основном имеет позднепермско-среднеюрский, на Пайхойском поднятии - позднепермскопозднеюрский и в Коротаихинской в падине - позднетриасово-меловой возраст.

ГЕНЕЗИС ДИСЛОКАЦИЙ

Все это позволяет сделать вывод о том, что при формировании структур уралид и аналогично построенных пайхоид ведущую роль играли силы общего тангенциального сжатия земной коры. Причинами этого сжатия вероятнее всего являлись горизонтальные ветви конвективных токов мантии.

ПАЛИНСПАСТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ

Структурные методы позволяют получить более объективную, но частичную реконструкцию доскладчатого плана, так как невозможно оценить сложность структур в поднадв игах и в срезанных эрозией верхних частя х аллохтонов. Построения проводились в два этапа. На первом. этапе, учитывались амплитуды крупнейших надвигов и шарьяжей. На тектоническую карту масштаба 1:1000000 были нанесены границы палеозон мелкого, среднего и глубокого шельфа, континентального склона и подножья, океанической абиссали и островной дуги с сопредельными бассейнами.

Затем, используя метод "аппликаций" (Щербаков, 1986), карта была разрезана по крупнейшим надвигам и ее фрагменты последовательно с запада на восток приклеены на ватман со смещением, соответствующим в масштабе карты амплитуде надвигания.

Оценка амплитуд крупнейших надвигов проводилась путем анализа распространения одновозрастных фаций и формаций, прослеживания одновозрастной поверхности напластования на геологических и геолого-геофизических разрезах, а также исходя из взаимоположения структур аллохтонов и автохтонов в плане, размещения тектонических окон, клиппов и др. При определении амплитуд надвигов в шельфовом формационном комплексе в основном использовались данные структурного анализа, полученные при наших детальных структурных исследования х, с учетом материалов бурения и сейсморазведки. Кроме того, учитывались определения смещений из ряда опубликованных работ. Амплитуда Фронтального надвига оценена в 60-80 км, исходя из расположения тектонических останцов, окон и полуокон, допуская, что бровка континентального склона имела относительно простую конфигурацию. Существенно большим, чем считалось ранее, определено смещение по Главному Пайхойскому надвигу (40 км). Это следует из данных сейсморазведки, взаимного расположения шельфовых и батиальных комплексов и косвенно подтверждается аномально большой (до 2,7-3,0) степенью сжатия принадвиговых надвигов не превышают 5-15 км, а неполная амплитуда Главного Уральского - 50- км.

На втором этапе. структурных реконструкций учитывалось сокращение палеозоны осадконакопления за счет складок с мелкими и средними надвигами, разделение которых достаточно сложно. Для этого использовались детальные геологические разрезы, построенные нами при проведении тектонических исследований в разных структурных зонах и подзонах региона. При отсутствии единого тектонотипического разреза в реконструируемой зоне или подзоне, анализировались отдельные разрезы и зарисовки обнажений со складками. Кроме того, учитывались разрезы, составленные Л.Н.Беляковым, В.И.Богацким, Б.Я.Дембовским, В.Н.Пучковым, Н.И.Тимониным, Т.К.Щусь и другими исследователями. На разрезах измерялась длина линии пересечения разреза с одновозрастной поверхностью напластования. Полученное значение делилось на значение длины измеряемого разреза и вычислялась кратность (степень) сжатия структур.

Для Внутренней зоны Предуральского краевого прогиба степень сжатия структур в среднем составляет 1,3, достигая 1,9 в Большесынинской и 1,6- на юге КосьюРоговской впадины. В Западной структурной зоне Урала на поперечных поднятия х, а также в его Осевой и Восточной структурных зонах кратность сжатия составляет 1,3-1,5.

В поперечных опусканиях она больше - 1,8-2,5 (в среднем 1,9). М аксимальное сжатие характерно для аллохтонов, сложенных батиальным комплексом: 2,5-3,0 (в среднем 2,7) - в М алопечорском останце; 2,1-3,2 (в среднем 2,5) - в Лемвинском аллохтоне; 2,5-3,0 (в среднем 2,6) - в Карском аллохтоне. Кратность сжатия умножалась на ширину структурной зоны (подзоны) или ее фрагмента, расположенной между границами выделенных палеофациальных зон и вычислялась ширина сокращения палеозоны древнего осадконакопления за счет складок и надвигов. Для Предуральского краевого прогиба она составляет по разным пересечениям от 6 до 24 км, для шельфового комплекса Западной структурной зоны от 35 до 110 км и для батиального комплекса км. Построение окончательной палинспастической карты с учетом и шарьяжей, и складок с надвигами проводилось методом "сдвижек".

Суммарное сокращение палеозон шельфа и континентального склона с подножием структурными методами оценено на Северном Урале и Приуралье - в 280км (80-85 км за счет шарьяжей и 200 км за счет складок и надвигов);

шарьяжей и 190-180 за счет складчато-надвиговых дислокаций). Для Пай-Хоя и прилегающих районов сокращение - 245 км (65 км за счет шарьяжей и 180 км за счет складок с мелкими надв игами). Суммарная степень сжатия шельфовых и батиальных комплексов составляет на широте юга Верхнепечорского поперечного опускания на севере того же опускания 3,48; на широте Кожимского поднятия - 2,3;

Лемвинского опускания - 2,34. В районе Пай-Хоя с прилегающими к нему Карской и Коротаихинской впадинами, зона осадконакопления при складчатости была сокращена в 2,32 раза.

Геодинамические методы реконструкции дополняют структурные построения. По известным палеомагнитным данным, в начале живетского века фрагмент окраины Евроамериканского континента, превращенный впоследств ии в северную половину Урала, был ориентирован субширотно и располагался в тропической зоне северного полушария (Зоненшайн и др., 1984). Ширина Уральского палеоокеана по тем же данным составляла в это время около 2 тыс. км, а ширина рассматриваемого океанического бассейна между краем Евроамериканского континента и ТагилоМ агнитогорской островной дугой - 300-500 км. Анализ положения континентов в фанерозое позволил выявить достаточно стабильную скорость их движения, составляющую в среднем 4 см/год, а относительную - 2 см/год (Зоненшайн, Кузьмин, Кононов, 1987). При такой скорости за период 23 млн. лет, отражающий активность Тагильской островной дуги в живетско-фаменское время, можно допустить субдукцию фрагмента палеоокеана шириной 400-800 км.

Ширина уничтоженной части Уральского палеоокеана вычислена и другим методом. Нами показано, что обломки псефитов орогенного комплекса карбона-триаса Севера Урала и Приуралья на 80% состоят из осадочных силицитов, отлагавшихся в условиях абиссали и батиали (Юдин и др., 1989). Можно полагать, что в регионе из 280 тыс. км3 орогенного комплекса, 196 тыс. км3 образовано из размытых глубоководных пород, скученных в аккреционной призме. Они отлагались с ордовика со скоростью 2 м/млн. лет. Из этого, допуская полное сдирание пелагических толщ при субдукции, ширина уничтоженной части океанической коры оценена в 980 км.

Результаты реконструкций геодинамическими методами весьма приблизительны, но однозначно отражают з начительную (600*300 км) ширину субдуцированной части океанической коры, остатки которой сохранились

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ

Основой геодинамических построений является однозначное представление о направлении падения древней зоны субдукции. Сосуществуют три точки зрения: о падении ее под континент (к западу), под островную дугу (к востоку) и о западном с "перещелкиванием" на восточное. Это привело к разработке существенно разных моделей эволюции Урала. Рассмотрение проблемы с формационной, структурной, геоморфологической, аналоговой и др. позиций (Юдин, 1989) позволило сделать вывод о наклоне зоны только от континента под Тагильскую островную дугу. То есть, имела место не широко развитая по периферии современного Тихого океана прямая субдукция, а обратная субдукция.

Современный аналог- Рассмотрение опубликованных работ о конвергентных окраинах плит позволило выявить актуалистический аналог Палеоурала и Палеопайхоя. Им является Яванская островная дуга, под которую со скоростью 6- см/год пододвигается океаническая кора, северо-западная часть Австралийского континента, а на севере уже пододвинулся и столкнулся восточный край Индостана.

Наличие в единой Индонезийской зоне конвергенции одновременно разных этапов эволюции от субдукции до окончательной коллизии позволило наметить здесь аналоги почти всех стадий эволюции конвергентного орогенеза. Основой для их выделения послужили фундаментальные обобщения многочисленных работ по геологии этого региона (Ван Беммелен, 1957, Hamilton, 1979; Кеннет, 1987 и др.), а также ряд последних статей по геодинамике, тектонике и формациям.

Сходной с начальными этапами образования Палеоурала в. среднем-позднем Суматра. Здесь происходит субдукция океанической коры Индийско-Австралийской плиты под островную дугу, скрэпинг кремнистых пелагических осадков и скучивание их в невулканической островной дуге (о-ва М ентавай, А ндаманские, Никобарские).

Восточнее за вулканической дугой местами происходит новообразование океанической коры (Андаманское море). Такой процесс известен на Урале по девонским комплексам задугового спрединга (р. Шулдак, г.Азов).

Аналог и каменноуг ольной эволюции Палеоурала расположены в юго-восточной части Индонезии (о. Тимор), где происходит коллизия островной дуги с пассивной окраиной Австралийского континента. Поскольку простирания зоны субдукции и края континента не совпадают, образуя "ножницы", здесь последовательно фиксируются различные стадия этого процесса. Также как и на Урале, выделяются формационные зоны шельфа, батиали, жалоба, невулканической и вулканической островной дуг, задугового спрединга, а также сходные шарьяжные структуры, в которые они последовательно скучиваются.

Примером окончания коллиз ии (аналог ичной палеоуральской в перми-триасе ) является район столкновения Индии с Азией на севере этой же зоны конвергенции.

Так, Предараканский краевой прогиб, расположенный на простирании Зондского желоба, выполнен орогенными, в том числе угленосными формациями олигоценанеогена мощностью 5-10 км. Он подстилается терригенно-карбонатной шельфовой толщей мелового возраста. Последняя выходит на поверхность в чешуйчатой структуре прилегающего Араканского хребта, в восточной части которого известна сутура с офиолитами. Таким образом, структуры и слагающие их формации здесь сходны с уральским. Все это позволило, с определенными поправками, построить более корректную актуалистическую модель эволюции Палеоурала.

Эволюция конвергентного орогена началась в Восточной структурной зоне, где установлены мощные девонские обломочные вулканомиктовые толщи молассоидного облика (Шатров, Сапельников, 1981 и др.). В сутурной зоне в этом же возрастном диапазоне 400+20 млн. лет определен изотопными методами возраст глаукофановых сланцев (Вализер, Ленных, 1988). По С.А.Ушакову (1974) такие сланцы могли образовываться в зоне трения сходящихся литосферных плит. То есть, возраст голубых сланцев фиксирует на Урале время субдукции (Пучков, 1987), с которого началось орогенное структурообразование.

дуга, отчленившая часть Уральского палеоокеана и образовавшая пассив ное окраинное море. Его океаническая кора поглощалась в зоне субдукции со скоростью 4см/год. За счет размыва растущего горного сооружения островной дуги, в прилегающих к ней районах отлагались формации вулканогенной молассы и флиша. В задуговом бассейне (Кумбинская зона Северного Урала) местами происходило новообразование океанической коры за счет вторичного спрединга.

Сложенный силицитами осадочный слой океанической коры окраинного моря частично сдирался фронтом дуги и образовал к позднему девону аккреционную призму, в которой формировались интенсивные дислокации. Вне этой зоны структурообразование не происходило. Поднятие островной дуги и формирование горного сооружения было обусловлено поддвигом под нее более легких осадочных пород аккреционной призмы и ростом пирокластических построек вулканов.

К концу, девона океаническая кора Евроамериканской плиты была поглощена и в зону конвергенции пододвинулась переходная кора одноименного континента. При вхождении в глубоководный желоб, на формация х континентального склона и подножия образовывались наиболее глубоководные и маломощные кремнистые и кремнисто-глинистые отложения с тонкими прослоями пирокластики. Эти породы сохранились в аллохтонах батиального комплекса (Карском, Лемвинском, КарскоНярминском, М алопечорском и др.).

Евроамериканского континента. Зона субдукции блокировалась более легкой переходной корой, в результате чего аккреционная призма приподнималась, образовав к западу от вулканической невулканическую островную дугу. За счет размыва последней в основном и формировался впоследствии орогенный комплекс формаций, обломки псефитов в которых в основном состоят из сорванных с основания и скученных пелагических пород палеоокеана - силицитов. В задуговом бассейне местами продолжался рифтогенез (Иванов, 1984; Пучков, Иванов, 1987), который можно рассматривать как следствие задугового спрединга. К концу карбона поддвиг сиалических масс привел к палингенному гранитообразованию, т.к. в окучивание последовательно вовлекались не только батиальные, но и шельфовые комплексы.

Глубоководный желоб трансформировался в краевой прогиб, а островодужный субдукционный ороген - в коллизионный. Такой переход желоба в краевой прогиб единой Индонезийской зоны конвергенции (Ушаков, Ясаманов, 1984). Основное структурообразование также происходило не на всей территории, а в относительно узкой части аккреционной призмы, прилегающей к зоне субдукции. Это фиксируется изотопными данными и орогенными формациями, отражающими положение орогена, в пределах которого происходила складчатость.

В ранней перми в зону конвергенции последовательно пододвигался, сминался, тектонически послойно расслаивался и расчешуивался перекрытый шельфовыми формациями край Евроамериканского континента. Поддвиг легких сиалических масс привел к ускорению роста коллизионного орогена и интенсивному размыву крупной аккреционной призмы, сложенной глубоководными формациями. М ощный орогенный комплекс нижнепермского возраста состоит из обломков этих пород, почти не известных ныне на Урале.

К концу ранней перми зона Вадати-Заварицкого-Беньоффа (ВЗБ) была блокирована сиалическими массами и прогиб, прекратив погружаться, был заполнен угленосной и соленосной молассой. Западнее структурообразование не происходило, если не считать пологих сводов на месте будущих высокоамплитудных поперечных поднятий. Восточнее продолжалось формирование надв игов, шарьяжей и сопровождающих их складок.

В позднепермское время в зону основной складчатости были вовлечены еще более западные районы современной Западной структурной зоны и прилегающего краевого прогиба. М ощная аккреционная призма, сложенная скученными батиальными и абиссальными формациями, была размыта. В эрозионный срез коллизионного орогена в новообразованных поперечных поднятиях вышли известные ныне на Урале шельфовые комплексы, а местами и породы докембрийского фундамента, о чем свидетельствует состав галек в конгломератах. На Пай-Хое пермские орогенные псефиты состоят из обломков глубоководных пород, что в комплексе с глаукофан-сланцевым метаморфизмом фиксирует субдукцию и коллизию северо-востока Евроамериканского континента, видимо, с энсиматической Байдарацкой островной дугой. Северо-восточнее, в акватории Карского моря до настоящего времени сохранился реликт Урало-Таймырского палеоокеана (Устрицкий, 1985, 1988). На юго-западе Пай-Хоя структурообразования еще не было. В зоне стыка пайхоид и уралид происходило наложение первых на вторые.

районы Внутренней зоны краевого прогиба. Судя по составу обломков в нижнетриасовых конгломератах, ороген представлял собой структуру, близкую по эрозионному срезу к современной. В Коротаихинской впадине и на Пай-Хое состав орогенных псефитов был еще существенно вулканогенно-силицитовый. Здесь на северо-востоке продолжалось формирование шарьяжных структур, а на юго-западе накапливались недислоцированные орогенные формации триаса.

В юрский период территория Уральского орогена была почти полностью эродирована. Структурообразование фиксируется в раннеюрское время во внешней зоне краевого прогиба, где образовался региональный послойный срыв по некомпетентным соленосным отложениям верхнего ордовика. В результате высокоамплитудного перемещения по нему сформировалась чешуйчатая структура Поднятия Чернышева. На Пай-Хое активно продолжалась коллизия с формированием чешуйчато-надв иговых дислокаций. К средней и поздней юре тектогенез последовательно прекращался сначала в Карской впадине, затем на Пайхойском поднятии и далее в части Коротаихинской в падины.

В меловое время Палеоуральский ороген и северо-восток Пайхойского были эродированы и тектонически пассивны. Позднемеловые надвиги формировались лишь на юге-западе Коротаихинской впадины. Таким образом, завершение коллизии на ПайХое произошло в конце мелового времени, а на Урале - в конце триасового.

Длительная миграция складчатости и орогенеза обусловлена последовательным поддвигом разных по строению частей океанической, переходной и континентальной коры. Фактически мигрировала не сама складчатость, а Евроамериканская плита, движимая конвективным током мантии, пассивно пододвигалась в зону конвергенции.

Здесь она тектонически расслаивалась за счет проскальзывания нижних горизонтов относительно тормозящихся фронтом дуги верхних, расчешуивалась и сминалась. При переходе от субдукции к коллизии зона блокировалась сиалическими массами, что приводило к замедлению скорости поддвига (от 4-8 см/год в девоне до 0,2 см/год в перми- триасе). Конвектив ный ток мантии из-за несоизмеримо больших со сминаемой корой размеров и инерции, при коллизии продолжал движение, приводя к тектоническому расслаиванию значительной части стабильной континентальной коры на расстоянии до 200 км от сутурной зоны (аллохтоны поднятия Чернышева и Чернова). То есть, и складчатость и тектоническая расслоенность являются следствием максимального сжатия образовывался послойный, а затем и секущий надвиг (генетически - поддвиг). При движении блоков по надвигу в них происходило формирование складок. Наиболее сложные складки образовывались в более тонкой фронтальной части аллохтона, а затем в поднадвиге и в тыловой части чешуи, где складкообразование происходило менее интенсивно. После достижения значительного, близкого к пределу, сжатия пород в чешуе, при непрекращающемся давлении, напряжение снималось следующим к западу надвигом. При движении по нему опять происходило складкообразование и т.д. В результате происходила "общая миграция складчатости с востока на запад".

В кайнозое складчатости не было. В олигоцен-четвертичное время часть Уральской складчато-надвиговой области была вовлечена в эпиколлизионный орогенез, сформировавший современные Уральские горы. На Пай-Хое, из-за запаздывания геотектонических процессов, он начался в голоцене и продолжается до настоящего времени. М еханизм этого орогенеза рассматривается в основном как компенсационное изостатическое всплывание скученных при коллизии сиалических корней орогена после снятия нагрузки отмиравшей нисходящей ветви конвективного мантийного тока.

КРИТЕРИИ ПОИСКОВ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМ ЫХ

Выделению таких критериев посвящены многие работы, в том числе более 30 наших публикаций.

Нефть и газ. Поиски углеводородов на Севере Урала и Пай-Хое только начинаются. Здесь нет глубоких поисковых и параметрических скважин, почти нет сейсмопрофилей, хотя установлены благоприятные литологические и геохимические критерии нефтегазоносности (Перспективы..., 1975, 1985, 1988 и др.). В прилегающих районах Предуральского краевого прогиба известны газовые и нефтегазовые месторождения. В единичных поднадвиговых структурах Южного и Среднего Урала получены промышленные притоки газа и открыты месторождения углеводородов.

тектонического фактора.

Нами выделены пять потенциальных нефтегазоносных западноуральских районов, в которых выявлены и намечены 35 перспективных антиклинальных ловушек с площадью от 20 до 900 км2 (в среднем 150 км2). Из них 18 являются приповерхностными (аллохтонными) и 17 - автохтонными или параавтохтонными.

Кроме того, в поднадвиговой зоне Главного Западноуральского надвига прогнозируются тектонически экранированные залежи и ловушки в рифовых массивах. Среди всех их в порядке перспектив ности намечены 5 основных групп объектов (направлений) поисков: поднадвиговые складки, сложенные елецким комплексом формаций; аллохтонные передовые антиклинали; тектонически экранированные и литологические ловушки в автохтоне Главного Западноуральского надвига; автохтонные структуры под сланцевыми комплексами и глубоко эродированные крупные антиклинали поперечных поднятий.

Вопрос о поднадвиговых структурах в рассматриваемом регионе был поставлен после выявления Главного Западноуральского надвига (Юдин, 1974, 1978, 1983). В автохтоне по данным наших исследований за 1971-1988 гг. были выделены и описаны, фрагменты поднятий, большая часть которых расположена под аллохтоном. Наиболее крупной, просто построенной и расположенной вблизи Вуктыльского центра газодобычи является выделенная нами Гудырвожская антиклиналь. В ее своде рекомендована параметрическая скважина, глубиной 5000 м с проектным горизонтом в ордовикских отложениях. Необходимо заложить глубокую параметрическую скважину на поднадвиг в Лемвинском аллохтоне, где по материалам отдельных сейсмических профилей намечены крупные автохтонные антиклинали, сложенные шельфовыми формациями. Не менее интересные поднадвиговые объекты выявлены в Припайхойской зоне (Пестанвожская антиклиналь в тектоническом окне).

Обобщение результатов геолого-съемочных работ и детальное изучение структур региона позволило существенно изменить представления о потенциальной нефтегазоносности аллохтонных складок. Значительная часть из них оказалась не складками, а клиппами и чешуями без западного крыла, с моноклинальным падением пород (Юдин, 1984). Одновременно были выделены мало нарушенные антиклинали, например, Сочьинская, где бурится первая на севере Урала 5-километровая параметрическая скважина.

морфология антиклиналей упрощается. 2. Складки приурочены к региональным надвигам и поиск ловушек следует проводить, исходя из расположения этих разрывов. 3. Наиболее крупные, простые и наименее сжатые приповерхностные антиклинали расположены в районе поперечных поднятий Урала. 4. Из приповерхностных перспективными являются крупные складки тыловых участков чешуи. Более благоприятной является каждая вторая антиклиналь, расположенная к востоку от Главного Западноуральского надвига. 5.

Наиболее перспективны на севере Урала поднадвиговые структуры: антиклинали под фронтальными дислокациями крупных надвигов, перекрытые шельфовыми и батиальными комплексами и тектонически экранированные ловушки в их автохтоне. 6.

Выявленные послойные срывы ограничивают структурные уровни с разными, часто не совпадающими планами, в результате чего поиск ловушек необходимо вести по каждому структурному уровню отдельно. Сами зоны послойных срывов вследствие пониженной плотности и увеличенной трещиноватости, могут являться региональными горизонтами с повышенными коллекторскими свойствами, а следовательно, возможными объектами нефтегазопоисковых работ и путями миграции углеводородов.

Не менее важны г еодинамические критерии нефтегазоносности. Так, доказательство восточного падения палеозоны ВЗБ существенно уменьшает потенциальную газоносность западноуральских структур. Перспективной следует считать лишь наиболее западную зону передовых и особенно поднадвиговых складок, в которую при субдукции и коллиз ии происходила дополнительная миграция углеводородов, последовательно отжатых по латерали из пород аккреционной призмы. Непосредственно глубинного подтока из палеозоны ВЗБ в западноуральские ловушки не было - он мог происходить в Тагильскую формационную зону. По аналогии с современными участками сочленения зон субдукции и спрединга (Лисицын, 1988)на стыке западноуральских структур и Печоро-Колвинского авлакогена можно ожидать аномальное скопление газов за счет дополнительного подтока мантийного метана и гелия, в девоне - раннем карбоне.

Важное значение для оценки перспектив нефтегазоносности имеет доказательство ведущей роли тангенциального сжатия при формировании.структур. При этом механиз ме в сводах антиклиналей образуются послойные линзовидные отслоения с повышенной трещиноватостью, брекчированием и пористостью пород, с которыми могут быть связаны притертые контакты, маломощные зоны брекчирования и, видимо, не раскрывали ловушки углеводородов.

Использование всех этих критериев позволило предложить и в недрить в практику оптимальный вариант размещения геолого-поисковых работ (Комплексный проект..., 1987ф; Перспективы..., 1988). Учитывая малую освоенность и изученность обширной территории Западного Урала, основные объемы геологоразведочных работ предложено сконцентрировать на четырех полигонах - Сочьском, Воркутском, Кожимском и Лемвинском. И х отработка при минимальных затратах позволит выявить перспективы нефтегазоносности всех типов западноуральских структур.

В области рудных полезных ископаемых разработка геодинамической модели позволяет более определенно ориентировать поиски месторождений разных генетических типов в соответствии с их современными аналогами. М играция орогенеза привела к закономерному смещению генетически единых зон магмо- и рудообразования.

В результате такие зоны имеют скользящий возраст, что необходимо учитывать при корреляции магматиз ма, метаморфизма и связанного с ними рудогенеза.

Открытие в зонах спрединга современных морей и океанов гидротермальноосадочных месторождений, сформированных "курильщиками", позволяет прогнозировать их аналоги на Урале и Пай-Хое. Такие месторождения могли формироваться в Тагильской зоне (Офиолитовом аллохтоне, в зонах задугового спрединга) и в Печоро-Колвинском авлакогене - ныне на Тимаизском поднятии Урала.

Учитывая повышенный геохимический фон отложений батиального комплекса по ряду элементов (Юдович, 1981), перспектив ной на выявление рудоносных "курильщиков" является омолаживающаяся к западу зона формирования депрессионных отложений, предшествующих флишу. В карбонатных толщах современных пассивных окраин континентов также известны гидротермально-осадочные свинцово-цинковые месторождения. И х древними аналогами в рассматриваемом районе, видимо, являются рудопроявления типа Шантым-Прилукского. По аналогии с современными шельфами в фалаховых формация х эйфельского, франского и визейского возрастов возможно выявление россыпных и других месторождений.

Угленосность на территории Севера Урала и Приуралья в основном приурочена к коллизионному орогенному комплексу. Зона угленакопления существовала весьма длительно и смещалась на запад, что обусловило омоложение этажа угленосности, образования углей приурочены к толще перехода нижней молассы в верхнюю. Эта толща имеет скользящий возраст - от раннего карбона в Тагильской зоне до поздней перми включительно во Внешней зоне Предуральского прогиба. Выявление шарьяжного строения позволило увеличить перспективные угленосные площади, прогнозируя высококачественные угли в перекрытом аллохтонном поднадвиге Западной структурной зоны Полярного Урала (Дембовский, Беляков, 1979). Общие закономерности строения уральских структур позволяют более достоверно выделять малодислоцированные участки для добычи угля в сложнопостроенном районе. Такими участками являются тыловые зоны крупных чешуй. Сами пласты угля часто являются зонами послойных срывов.

Таким образом, без понимания важной роли значительных горизонтальных перемещений, геодинамических и палинспастических реконструкций с учетом современных аналогов, правильный прогноз поисков полезных ископаемых Севера Урала, Приуралья и Пай-Хоя, видимо, будет мало эффективен. Дальнейшая разработка модели эволюции Урала с позиций тектоники плит позволит существенно расширить представления о перспектив ности этого региона.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Выявлены полный объем и сложная эволюция орогенного комплекса, формаций. Флиш, нижняя и верхняя молассы образованы в результате размыва гор Тагильской островной дуги, эволюционирующей в Уральский коллизионный ороген.

Возраст этих формаций последовательно омолаживается со среднего девона в Тагильской до перми - триаса в Вуктыльской структурной зоне, отражая процесс длительного (170 млн. лет) конвергентного орогенеза. Комплекс автономен и залегает на разных доорогенных формация х - островодужных, батиальных и шельфовых.

Рассмотрение состава орогенных псефитов карбона-триаса позволяет полагать, что значительный объем пелагических осадков Уральского палеоокеана был скучен при скрэпинге, выведен в невулканической островной дуге и после размыва переотложен в мощных орогенных формация х краевого прогиба.

2. Изучена и переинтерпретирована морфология орогенных структур.

геодинамических карт и разрезов доказано шарьяжное строение орогенных структур и скученное положение литодинамических комплексов Севера Урала, Приуралья и ПайХоя. Обсуждены и уточнены границы разнопорядковых структур.

сложнопостроенных структур Урала и Пай-Хоя тектонотипических разрезов. Для разнопорядковых элементов региона такие тектонотипические разрезы построены методом "матрешек" - последовательного неоднократного уменьшения масштабов, начиная от фотопанорам и зарисовок обнажений до сводных геолого-геоф изических.

Все формационные комплексы Урала, Приуралья и Пай-Хоя тектонически расслоены. Основными уровнями в составленной полной модели тектонической расслоенности являются: в шельфовом и батиальном комплексах - основание и кровля рифтогенной ордовикской формации, три фалаховые формации и их дистальные фрагменты (нижне-среднедевонского, франского и нижнекаменноугольного возраста); в орогенном комплексе - аргиллитовая толща в основании флиша (скользящего каменноугольно-раннепермского возраста), а также кунгурские угленосные и соленосные пласты моласс; в палеоокеаническом комплексе - граница М охо и основание первого (осадочного) слоя. Крупнейшие шарьяжи связаны с этими послойными срывами и их секущими фрагментами. Более мелкие структуры можно рассматривать как следствие дифференцированного движения по ним литопластин. С глубиной их строение упрощается.

Орогенные структуры уралид представляют собой разнопорядковые пластины, складки и чешуи, ограниченные пятью крупнейшими надвигами с элементами левого сдвига. Это: Уральский (сутура), Фронтальный, Осевой, Западноуральский и Приуральский. По ним сближены разные литодинамические комплексы палеозойского шельфа, батиали, островной дуги и абиссали, скученные в моновергентный шарьяжантиклинорий. Пологая дислоцированность сместителей надвигов привела к образованию разнопорядковых клиппов, тектонических окон, полуокон и выступов.

Складки имеют принадвиговое происхождение, вследствие чего они линейны и асимметричны, а степень их сжатия скачкообразно увеличивается во фронтальных частях аллохтонов.

Выделенные пайхоиды. также в целом представляют собой моновергентный шарьяж-антиклинорий, состоящий из серии пластин, складок и чешуй, ограниченных Нядейтинским и Вашуткино-Талотинским. Отличие пайхоид от уралид заключается в более молодом (пермско-меловом) возрасте, ином наложенном на уралиды простирании структур, отсутствии поднятия в присутурной зоне, а также в несколько большей тектонической расслоенности, ундуляции шарниров складок, масштабе проявления ретронадвигов, отсутствии поперечных структур и в проблематичности развития у сутуры значительных островодужных и офиолитовых комплексов.

Орог енные структуры. Урала и Пай-Хоя образованы танг енциальным сжатием.

М еханиз мы гравитационного оползания и др. были второстепенными.

3. Впервые для севера Урала и Пай-Хоя составлена полная палинспастическая модель, основанная на комплексе структурных и геодинамических методов. Проведенная структурная реконструкция показала, что ширина края Евроамериканского континента при скучивании была сокращена: на Урале в 2,5-3,5 и на Пай-Хое в 2,3 раза. М инимальное суммарное сокращение оценивается для Урала в 255-285 км и для Пай-Хоя в 245 км.

Кроме того, ширина полностью субдуцированного фрагмента Уральского палеоокеана, ограниченного Тагильской островной дугой по оценкам разными геодинамическими методами составляла 300-900 км.

4. Комплексное изучение и анализ возраста дислокаций, включая предложенный метод изотопного датирования разрывов, показали, что уралиды формировались непрерывно со среднего девона до средней юры. Основная зона складчатости при этом также длительно смещалась к западу, отражая поддвиг края Евроамериканского континента в зону конвергенции. Синхронные повсеместные фазы складчатости в ордовикско-юрский этап развития региона не выявляются. Комплексом методом возраст пайхоид определен как позднепермско-меловой. В пайхоидах также выявлены длительное проявление и миграция основной зоны структуро-образования, но на юго-запад.

5. Актуалистическим аналогом Палеоурала и Палеопайхоя является Индонез ийская зона конвергенции. В последней в разных пересечения х сосуществуют современные аналоги разных стадий формирования уральского и пайхойского конвергентного орогенеза.

Решение ряда проблем уральской палеогеодинамики позволило построить однозначную плитотектоническую модель эволюции севера Палеоурала. История орогенеза интерпретируется как длительная обратная субдукция, поддвиг и коллизия Евроамериканского континента с Тагильской энсиматической островной дугой, - дейтероороген.

7. С позиций палео- и современной геодинамики выявлены новые критерии поисков на Урале и Пай-Хое ряда полезных ископаемых. Дан конкретный положительный прогноз газоносности Западного Урала. Выделены 5 потенциально газоносных районов с 35-ю антиклинальными аллохтонными и поднадвиговыми ловушками. Основные структурные критерии газоносности следующие: с глубиной строение антиклиналей упрощается; складки связаны с надвигами; наиболее крупные антиклинали приурочены к поперечным поднятия м; из аллохтонных более благоприятны складки тыловых частей крупных чешуи; наиболее перспективны поднадвиговые антиклинали, расположенные под главным Западноуральским надвигом.

Выявленная тектоническая расслоенность приводит к необходимости поиска ловушек отдельно в каждом структурном уровне с учетом возможных коллекторов в послойных брекчиях, приуроченных к региональным послойным срывам. Использование выделенных критериев позволило составить и внедрить Комплексный проект геологоразведочных работ для Западного Урала.

Основные работы, в которых опубликованы положения диссертации следующие:

1. М онография: Структура платформенного чехла Европейского Севера СССР. - Л.:

Наука, 1982. - 200 с. (сов местно с В.А.Дедеевым, В.Г.Геценым, И.В.Запорожцевой и др.).

2. М онография: Варисциды Северного Урала. - Л.: Наука, 1983.-174 с.

3. М онография: Тектонические критерии прогноза нефтегазоносности Печорской плиты. - Л.: Наука, 1986. - 217 с. (совместно с В.А.Дедеевым, Л.З.Аминовым, В.Г.Геценым и др.).

4. М онография: Угленосные формации Печорского бассейна. - Л.: Наука, 1990. с. (совместно с В.А.М олиным, З.А.Дедеевым, Ю.В.Степановым и др.).

5. Препринт: Перспективы нефтегазоносности западного склона Северного, Приполярного и Полярного Урала и севера Предуральского краевого прогиба. (Докл. на Президиуме Коми ф илиала АН СССР), сер. "Научные рекомендации - народному хозяйству", вып. 5. - Сыктывкар, 1975. - 50 с. (совместно с А.И.Елисеевым, В.Н.Пучковым, Н.И.Тимониным, Я.Э.Юдов ичем).

Севера Урала. - М.: ВНИИЭгазпром, 1985. - 60 с. Сер. "Геология и разведка газовых и газоконденсатных месторождений", вып. 5 (совместно с Б.И.Тарбаевым, Л.Н.Беляковым, С.Н.Сивковым, А.С.Воиновым).

7. Препринт: Тектоническая карта Печорской плиты. Сер. "Научные доклады" Коми филиала АН СССР, вып. 142. - Сыктывкар, 1985. -12 с. (совместно с В.А.Дедеевым, В.И.Богацким, Л.Н.Беляковым и ДР.).

8. Препринт: Орогенные формации севера Урала и Приуралья. Сер. "Научные доклады" Коми ф ил. АН СССР, вып. 163. - Сыктывкар, 1987.-32, с.

9. Препринт: Геодинамическая модель Печорской плиты. Сер. "Научные докл." Коми фил. АН СССР, вып. 171. - Сыктывкар, 1987. -12 с. (совместно с В.А.Дедеевым).

10. Препринт: Перспективы нефтегазоносности и направления развития геологоразведочных работ на западном склоне Севера Урала. Сер. "Научные рекомендации - народному хозяйству", вып. -71. - Сыктывкар: Коми НЦ УрО АН СССР, 1988. - 48 с. (совместно с В.А.Дедеевым, Л.З.Аминовым, Б.А.Пименовым).

11. Препринт: Термальный эпигенез палеозойских отложений Пай-Хоя. Сер.

"Научные доклады" Коми НЦ УрО АН СССР, вып. 224. - Сыктывкар, 1989. - 24 с.

(совместно с А.А.Беляевым, А.А.Иевлевым, Н.С.Овнатановой).

12. Препринт: Тектоника Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции (объяснит, записка к "Структурно-тектонической карте Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции" м-ба 1:1 000 000. -Сыктывкар, 1989. - 27 с. (совместно с В.А.Дедеевым, В.И.Богацким, А.Н.Шардановым).

13. Препринт: Палинспастические реконструкции сложнодислоцированных областей (на примере Урала, Приуралья и Пай-Хоя). Сер. "Новые научные методики" Коми НЦ УрО АН СССР, вып. 33. - Сыктывкар, 1990. - 24 с.

14. Основные черты морфологии структур р. Уньи (западный склон Северного Урала //Геология и пол. ископаемые Северо-Востока Европейской части СССР.- Сыктывкар, 1974. С. 10-15.

15. Клиппены на западном склоне Северного Урала //Геология и пол.

Ископаемые Северо-Востока Европейской части СССР. - Сыктывкар, 1976. С. 68-72.

16. Терригенные отложения карбона в М алопечорской зоне Северного Урала 17. О происхождении складчатости на западном склоне Северного Урала //Геология и пол.

ископаемые Северо-Востока Европейской части СССР. - Сыктывкар, 1977. С. 93-97 (Ежегодник ИГ КФАН СССР).

18. Разрывные нарушения западного склона Северного Урала в связи с перспективами нефтегазоносности //Тектоника и нефтегазоносность Тимано-Печорской провинции и ее структурных обрамлений.- Сыктывкар, 1978. С. 30-40. (Тр. ИГ КФАН СССР, вып. 26).

19. Перспективы нефтегазоносности юга Печорского Урала // Геология, разведка и разработка газовых и газоконденсатных месторождений Тимано-Печорской провинции. Сыктывкар, 1978; С. 36-47.

20. Ранние стадии развития Предуральского краевого прогиба на Северном Урале //Геология и пол. ископаемые Северо-Востока Европейской части СССР. - Сыктывкар, 1978. С.

56-59. (Тр. ИГ КФАН СССР, вып. 27).

21. Тектонические критерии прогноза нефтегазоносности западного склона Севера Урала и Приуралья //Геология месторождений горючих ископаемых Европейского северо-востока СССР. - Сыктывкар, 1981. С. 7-14. (Тр. IX Геол. конф. Коми АССР, т. II). (совместно с Н.И.

Тимониным).

22. Изотопное датирование разрывов (на примере западного склона Северного Урала) //Геотектоника. - 1982. - № 4. - С. 14-17.

23. Орогенные формации севера Урала как показатель складчатости //Геология и пол.

ископаемые Европейского северо-востока СССР. Сыктывкар, 1983. С. 32-33. (Тр. ИГ КФАН СССР, вып. 44).

24. Тектонические аспекты прогноза нефтегазоносности Cевера Урала и Пай-Хоя //Тектоника и нефтегазоносность складчатых поясов. Фрунзе. "Кыргызстан". С. 245- (совместно с В.А.Дедеевым, Н.И. Тимониным, А.И.Елисеевым).

25. Послойные срывы в чехле востока Печорской плиты - возможный объект поиска углеводородов //Печорский нефтегазоносный бассейн. - Сыктывкар, 1985. С. 38-45. (Тр. ИГ КФАН СССР, вып. 52).

26. Проблема границ Предуральского краевого прогиба //Тектоника Европейского севера СССР. - Сыктывкар, 1986. С. 67-78. (Тр. ИГ КФАН СССР, вып. 55).

27. Поднадвиговые структуры севера Урала и их нефтегазоносность //Печорский нефтегазоносный бассейн (геология и геохимия). -Сыктывкар, 1988. С. 32-41. (Тр. ИГ Коми НЦ УрО АН СССР, вып. 64).

прогнозирования нефтегазоносности недр. - М., 1988. С. 258-259. (Тез. докл. Всес. конф.).

29. Тектоническое развитие орогенных формаций Севера Урала и Приуралья //Геотектоника Европейского северо-востока СССР. -Сыктывкар, 1988. С. 37-42. (Тр. X Геол. конф. Коми АССР).

30. Тектоника платформенного чехла Печорской плиты //Тектоника платформенных областей. - Новосибирск: Наука, 1988. С. 137-150. (совместно с В.А.Дедеевым, Н.А.М алышевым).

31. Проблема уральской, границы Печорской плиты //Тектоника Северо-Востока Европейской платформы. - Сыктывкар, 1988. С. 25-31. (Тр. ИГ Коми НЦ УрО АН СССР, вып. 68).(совместно с В.А.Дедеевым).

32. Происхождение Предуральского краевого прогиба //Тектоника Северо-Востока Европейской платформы. - Сыктывкар, 1988. С. 90-97. (Тр. ИГ КНЦ УрО АН СССР, вып.

68).

33. Структурно-тектоническая карта Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции масштаба 1:1 000 000. - М.:М ингео СССР, 1988, (совместно с В.И.Богацким, А.С.Голованем, В.И.Громекой и др.).

34. Проблема наклона М агнитогорской зоны палеосубдукции на Урале //Геология и ресурсы горючих ископаемых Европейского севера СССР. - Сыктывкар, 1989. С. 47-53. (Тр.

ИГ КНЦ УрО АН СССР, вып. 68).

35. Геодинамика севера Урала //Тектоника, геодинамика и металлогения УралоТяньшаньской складчатой системы. - Свердловск, 1989. С. 164-165.

36. Состав орогенных псефитов и аккреционная эволюция Палеоурала //Изв. АН СССР.

Сер. геол. - 1989. - № 6. - С. 116-127. (совместно с Е.О.М алышевой, Р.М.Ниязметовой), 37. Тектоническая расслоенность севера Предуральского краевого прогиба //Шарьирование и геологические процессы. -Уфа, 1989. С. 33-34.

38. Эволюция Севера Урала и Пай-Хоя на коллизионной стадии // Геодинамика и развитие тектоносферы. - М., 1990. С. 64. (Тез. ХХШ Всес. тект. совещания).

39. Прогноз нефтегазоносности поднадвиговых структур Севера Урала и Приуралья //Тектоника и нефтегазоносность поднадвиговых зон. - М.: Наука, 1990. С. 149-156.

(совместно с В.А.Дедеевым, Н.А.М алышевым).

_ Ротапринт Коми научного центра УрО АН СССР.