Учебное пособие по курсу «Региональная геология» («Геология России») Часть Подвижные пояса неогея

В связи с интенсивной тектонической нарушенностью океанических и островодужных комплексов в современной структуре описываемых зон офиолиты обычно обнаруживаются в краевых их частях и нередко надвинуты (и шарьированы) на смежные с ними блоки континентальной коры (пассивная палеоокраина ВЕП, Восточно-Уральский палеомикроконтинент), образуя здесь крупные аллохтонные пластины и входя в состав серпентинитовых и полимиктовых меланжей. Островодужные комплексы слагают обычно ядерные части этих зон.

Рассмотрим строение двух островодужно-офиолитовых зон – Магнитогорской и Тагильской. Ширина их достигает 100 км на юге, составляя на севере 5-7 км.

Стратиграфический разрез Магнитогорской зоны начинается со спилитов, перемежающихся с углисто-кремнистыми сланцами ордовикского возраста (поляковская свита), являющихся осадочно-вулканогенной составляющей офиолитового комплекса. Мощность этой части разреза составляет 1-1,5 км.

Выше залегают вулканогенно-осадочные отложения, принадлежащие островодужной риолит-базальтовой контрасной формации силурийского возраста.

Нижний девон представлен мелководными песчано-глинистыми породами.

Эйфельские отложения сложены островодужными комплексами контрастной (риолит-базальтовой) формации (баймак-буримбаевская свита) мощностью 1-1,5 км и сменяющими ее вверх по разрезу породами непрерывной (базальт-андезит-дацитовой) формации (ирендыкская свита) мощностью 1-4 км. Одновременно с формированием названных островодужных вулканитов в пределах задугового (тыловодужного) бассейна, находящегося восточнее вулканических дуг, происходило образование офиолитов.

Выше по разрезу залегают осадочно-вулканогенные островодужные отложения живета-франа, объединяемые в карамалыташскую (контрастная формация) и улутаускую (непрерывно-дифференцированная формация) свиты общей мощностью 2,5-4,5 км.

Завершается разрез вулканогенно-осадочными терригенными и терригенно-карбонатными мелководными отложениями верхнего девона – среднего карбона. В частности, в пределах наиболее погруженной Кизилской впадины мощность пачки мелководных известняков достигает 1-1,5 км.

Нижняя (ордовикская) часть разреза Тагильской зоны сложена офиолитами.

Силур представлен здесь вулканитами базальт-андезитовой островодужной формации, прорванными интрузиями диоритов и плагиогранитов.

Нижний-средний девон сложен карбонатными отложениями, залегающими на нижележащих несогласно.

Верхнедевонская-нижнекаменноугольная часть разреза Тагильской зоны представлена терригенными отложениями.

Палеомикроконтиненты в пределах Восточно-Уральской мегазоны функционировали, вероятно, в ордовике (позднем кембрии?)-девоне, то есть в период существования в области, находящейся восточнее ВЕП океанического бассейна. Современное Восточно-Уральское (Урало-Тобольское) поднятие («мегантиклинорий») представляет собой палеомикроконтинент (или несколько сближенных структур этого типа).

Вопрос о возрасте геологических комплексов, слагающих гнейс-мигматитовые ядра и сланцевое обрамление структур, реконструируемых как палеозойские палеомикроконтиненты, дискуссионен.

По данным цирконовой геохронологии (А.А.Краснобаев и др., 1998г.) в истории развития метаморфических пород, слагающих ядра палеомикроконтинентов, фиксируются две возрастные датировки, фиксирующие время их образования и диафтореза. Время формирования осадочных и вулканогенно-осадочных пород, являющихся субстратом метаморфитов, слагающих Сысертско-Ильменогорский террейн, датируется в интервале от 580±50- 631 ±41 млн. лет (R_3-V) до 2080±15 млн. лет (PR₁), Восточно-Мугоджарский- 1165±72 млн. лет (R₂), диафтореза - 325±13 - 439±12 млн. лет (О₃-С₂) и 410±7 млн. лет S₂-D₁).

Ниже приведен стратиграфический разрез одного из типичных для Восточного Урала (Ильменогорского) мегаморфического комплекса по Г. П. Кузнецову и др. (1998 г.) с принятыми этими авторами датировками слагающих его свит и толщ.

Селянкинская свита (AR?) сложена битотитовыми, гранат-биотитовыми, силлиманит-гранат-биотитовыми гнейсами и кварцито-гнейсами с графитом, амфиболитами, гранатовыми амфиболитами, диопсид-плагиоклазовыми и другими кристаллическими сланцами. Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации (650-670⁰ С, 6 кбар), при этом данный метаморфизм является наложенным на более древние метаморфиты гранулитовой фации (700-750⁰С, 8-9 кбар). Р- Т-условия определены по составу пиропа.

Вишневогорская толща (PR₁, возраст по данным α-Pb- метода-1,9-2 млрд. лет) представлена кристаллическими сланцами амфиболитовой фации (биотитовые, гранат-биотитовые, кианит-биотитовые гнейсы и кварцито-гнейсы) и амфиболитами. Породы интенсивно гранитизированы (плагиограниты). Мощность толщи около 850 м.

Ильменогорская толща (PR₁, радиологические данные отсутствуют) сложена (снизу вверх): амфиболитами с пачками лейкократовых биотитовых, графит-биотитовых гнейсов и кварцитов (мощность пачки 200 м)→ амфиболитами с большим количеством пачек гранат-биотитовых, гранат-биотит-графитовых гнейсов и кварцитов (200 м) → амфиболитами с прослоями гранат-биотитовых гнейсов (500 м).

Еланчиковская толща (PR₁, возраст плагиогранитизации оценен Rb-Sr-методом в 466 млн.лет) представлена биотитовыми, амфибол-биотитовыми, реже, гранат-биотитовыми и силлиманит-гранат-биотитовыми интенсивно мигматизированными плагиогнейсами (двуполевошпатовыми плагиомигматитами).

Ильменогорская и еланчиковская толщи сопоставляются с гнейсами Шумихинского купола (северная часть Сысертско-Ильменогорского палеомикроконтинента).

Кыштымская толща (PR₁, радиологические данные отсутствуют), возраст плагиомигматизации – кембрийский-ордовикский) сложена графитистыми кварцитами, амфиболитами, гранатовыми и пироксеновыми амфиболитами, биотитовыми, биотит-гранатовыми, гранат-амфибол-биотитовыми, ставролит-гранат-биотитовыми плагиогнейсами, слюдистыми кварцитами и мраморами общей мощностью 925 м. Породы интенсивно мигматизированы (плагиомигматиты).

Породы, слагающие вишневогорскую, ильменогорскую, еланчиковскую и кыштымскую толщи, метаморфизованы в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. Они слагают центральную часть Ильменогорского блока, образуя его ядро.

Метаморфиты вышележащей саитовской серии (R₂, возраст определен по микрофоссилиям) слагают краевые зоны блока, образуя его сланцевое обрамление. Уровень метаморфизма пород серий соответствует эпидот-амфиболитовой-зеленосланцевой фациям. В составе серии выделяют три свиты (снизу вверх):

- аракульскую (метатерригенные биотитовые, гранат-биотитовые, гранат-ставролит-биотитовые плагиосланцы в различной степени мигматизированные, содержащие прослои амфиболитов (9% объем свиты) и амфиболовых плагиосланцев (30%) мощностью 580-680 м;

- саитовскую (амфиболовые, биотит-амфиболовые, биотит-гранат-амфиболовые плагиосланцы, кварциты →биотитовые, гранат-биотитовые, двуслюдяные плагиосланцы, амфиболовые, биотит-амфиболовые, гранат-биотит-амфиболовые плагиосланцы с прослоями мраморов и кварцитов) мощностью 680-1700 м;

-игишскую (графитистые кварциты с прослоями биотитовых, гранат-биотитовых, мусковит-биотитовых, ставролит-гранат-биотитовых плагиолсланцев) мощностью 300-500 м.

Кундравинская свита (R₃-V) представлена биотитовыми, биотит-амфиболовыми, гранат-биотит-амфиболовыми карбонатсодержащими плагиосланцами с прослоями мраморов, сменяющимися вверх по разрезу биотитовыми, гранат-биотитовыми плагиосланцами с прослоями метаалевролитов, метапесчаников и метагравелитов общей мощностью 740-1040 м.

В частности, в пределах западной периферии Казахского континента на каледонском складчатом фундаменте возник Валерьяновский краевой вулкано-плутонический пояс, сложенный мощной (около 3 км) вулканогенной серией (C₁v-s), представленной андезитами и дацитами; перекрывающий слабо дислоцированные терригенно-карбонатные породы чехла Казахского континента. Оба названных комплекса прозваны интрузиями диорит-гранодиоритовой формации, комагматичными эффузивной валерьяновской толще. С этими интрузиями связаны локализованные в карбонатных породах скарновые железорудные месторождения Соколовско-Сарбайского бассейна.

Коллизия сопровождалась проявлением крупноамплитудных покровных тектонических структур (см. выше) и мощным гранитообразованием. Основные поля развития интрузий гранитов (так называемая Главная гранитная ось Урала) приурочены к блокам, сложенным докембрийскими метаморфитами и обрамляющими их зонально-метаморфизованными осадочно-вулканогенными образованиями нижнего-среднего палеозоя, образующими в совокупности Урало-Тобольское и Зауральское поднятия («антиклинории»).

При разнообразии гранитоидного магматизма ведущая роль среди них принадлежит формациям нормальных Na-K-гранитов: гранитовой, лейкогранитовой и аляскитовой.

Мезозойско-кайнозойские структуры

В триасе на территории Урала была сформирована серия меридиональных грабенов. Наиболее крупный из них (Челябинский) выполнен континентальной терригенно-вулканогенной (базальты, риолиты) толщей нижнего-среднего триаса, перекрытой угленосными озерными отложениями верхнего триаса. Общая мощность триасовых отложений в различных грабенах варьирует от 1 до 4 км. Геодинамический режим формирования грабенов реконструируется как внутриконтинентальный рифтогенный.

На границе триаса и юры на Урале фиксируется фаза проявления локальных складчато-надвиговых дислокаций.

В течение средней юры-палеогена территория Урала развивалась в платформенной обстановке, представляя собой равнину, наиболее приподнятую в своей западной части. Осадконакопление происходило в континентальной и прибрежно-морской (мел-палеоген, восточная часть Восточной мегазоны) обстановках. Кроме «стандартного» комплекса отложений равнинных областей (аллювиальные, лимнические, склоновые и др.) на пенепленизированном складчатом основании в условиях теплого влажного климата широко проявились процессы химического выветривания, которые привели к формированию мощных ( до 100 и более метров) площадных и линейных кор выветривания силикатного профиля. С этими образованиями на Урале связаны месторождения силикатного никеля (коры выветривания по ультрамафитам) и каолиновых глин (коры выветривания по гранитам и другим полевошпатсодержащим породам).

Новейший (неоген-четвертичный) этап развития Урала в пределах Западной и, частично, Восточной («Магнитогорский прогиб») мегазон проявился в слабом (амплитуды nх100 м – 1 км) горообразовании (эпиплатформенный орогенез). В результате возникло Уральское низкогорное меридионального простирания сооружение. Орогенез происходит в обстановке линейного субширотного сжатия.

Восточная и юго-восточная части Уральского складчатого сооружения также, как в юре-палеогене, и в новейшее время продолжают развиваться в платформенном режиме.

Типы геоморфологических ландшафтов, сформированных в новейшее время на территории складчатого Урала, диктуют проявление определенных генетических типов отложений, а также сохранность отложений, образованных в предшествующие этапы развития.

Так в пределах Горного Урала относительно более широко по сравнению с равнинным развиты коллювиальные отложения, но меньшим распространением пользуются делювиальные, озерные и практически не формируются элювиальные. Более того образованные в мезозое коры выветривания в пределах Западной мегазоны обычно сильно трансформированы и в большей или меньшей степени разрушены эрозионными процессами. В то же время в Восточной мегазоне те же коры выветривания нередко сохраняются в слабо нарушенном виде.

История геологического развития
Анализ приведенных выше материалов позволяет выделить в истории геологического развития Уральской складчатой области следующие этапы и стадии:

- доуральский этап;

- байкальский этап (рифей-кембрий);

- уральский (каледонско-герцинский; поздний кембрий − пермь) океанический – коллизионный этап;

- постуральский (мезокайнозойский) этап со стадиями: внутриконтинентального рифтогенеза (Т₁-Т₃), платформенной (J-Pg – Западная мегазона, J-Q – Восточная мегазона) и эпиплатформенного орогенеза (N-Q – Западная мегазона).
Полезные ископаемые
Минерагения последовательно сформированных геологических комплексов и формаций Урала весьма разнообразна. Отмечу лишь главные рудовмещающие и рудоносные формации и связанные с ними полезные ископаемые.

Дунит-гарцбургитовая формация вмещает месторождения хромитов, силикатного никеля (в мезозойских корах выветривания по ультрамафитам), золота, хризотил-асбеста, ряда цветных камней (изумруд, демантоид, жадеит, нефрит) и др.

С вулканическими комплексами океанической и, главным образом, островодужной стадии развития Урала связаны месторождения меди и цинка, составляющие основу уральской и российской сырьевых баз этих металлов.

С глубокометаморфизованными комплексами Урало-Тобольского поднятия ассоциируют месторождения антофиллит-асбеста, абразивного корунда, изумруда и других полезных ископаемых.

Минерагения гранитоидов Урала весьма широка: с лейкограниты зон коллизии специализированы на бериллий; с тоналит-диоритовыми комплексами активных континентальных окраин раннего карбона генетически связаны месторождения золота и т.д.

Осадочные комплексы рифея Башкирского антиклинория вмещают месторождения железных сидеритовых руд и магнезитов.
Продолжая рассмотрение геологического строения и развития Урало-Азиатского и Тихоокеанского подвижных поясов автор полагает необходимым привести и повторить некоторе сведения, касающиеся Гиперборейского кратона и Арктиды.

По периферии современных океанических бассейнов Арктики располагаются разновеликие блоки коры континентального типа: Карский (северная часть полуострова Таймыра и архипелаг Северная Земля), блок хребта Ломоносова, северная часть Аляски, Чукотский, Новосибирский (Новосибирские острова и прилегающие к ним шельфы).

Позднее (Л.П.Зоненшайн и др.) была разработана гипотеза, согласно которой в позднем докембрии и раннем палеозое все вышеперечисленные блоки принадлежали единому массиву континентальной коры, который до среднего палеозоя существовал как единый самостоятельный блок, получивший название Арктиды. Предполагается, что на рубеже силура и девона он столкнулся с Инкуитским краем Лаврентии (Инкуитский складчатый пояс) а в позднем девоне - с Баренцевско-Новоземельским краем ВЕП (Новоземельско-Североземельская зона дислокаций). Позднее (в мезозое и начале кайнозоя) в результате раскрытия океанических бассейнов Северной Атлантики и Северного Ледовитого океана (котловина Макарова), Евразийского и Амеразийского (Канадского) бассейнов, Арктида распалась и поэтому в настоящее время ее фрагменты (вышеперечисленные блоки) пространственно разобщены.

Палеомагнитные данные (А.Н.Храмов и др.) показали, что Новоземельско-Североземельская зона дислокаций не является следом позднедевонского столкновения Арктиды и северного фланга ВЕП и что Карский блок (а значит и вся Арктида) уже начиная с раннего палеозоя входил вместе с ВЕП в состав единого континента и,следовательно, столкновение ВЕП и Арктиды произошло до раннего палеозоя, а зона этого столкновения располагается где-то между собственно ВЕП и Баренцевоморско-Печорской частью Арктиды.

Анализ показал, что этот «след» представлен Припечорско-Илыч-Чикшинской разломной зоной (см. ниже).

Тимано-Печоро-Баренцевоморская молодая платформа
В орографическом отношении она представляет собой: на западе и юго-западе – Тиманский кряж (линейно вытянутое неотектоническое поднятие – высокую денудационную равнину с максимальной абсолютной отметкой 324 м над уровнем моря), в центре и на востоке – низкую аккумулятивную равнину ледникового происхождения, называемую Большеземельской тундрой.

Геологические комплексы, слагающие описываемую область. на З-Ю-З надвинуты на Мезенскую синеклизу Восточно-Европейской платформы. На ЮВ и СВ они граничат соответственно с грядой Чернышева (поднятие фундамента краевой части Предуральского краевого прогиба) и грядой Чернова (то же в краевой части Пайхойско-Новоземельской складчатой зоны). Названные гряды представляют собой складчато-надвиговые структуры.

В тектоническом отношении в составе области выделяются два структурных элемента: Тиманское поднятие и Печорская плита.

Тиманское поднятие (Тимано-Варангеровская зона) имеет ширину около 100 км и протягивается примерно на 1700 км в ЗСЗ направлении. Оно представляет собой линейно вытянутое неотектоническое поднятие (возвышенность) с абсолютными отметками 200-300 м.

Именно на Тимане и п-ве Канин в нескольких небольших поднятиях на поверхность выступает складчатый (байкальский по возрасту) фундамент описываемой области. Представлен он относительно слабо метаморфизованными осадочными толщами рифея-венда общей мощностью10-15 км и обладает простой линейно-складчатой структурой.

Стратиграфический разрез фундамента имеет здесь следующий вид (снизу вверх):

- светлинская свита (R₂) представлена кварцитами с прослоями кварц-серицитовых сланцев общей мощностью более 2 км:

- верхний и терминальный рифей (вероятно, нижняя его часть) сложена кварцитами, алевролитами, кварц-хлорит-серицитовыми сланцами общей мощностью 3,5 км:

- быстринская свита (V₁?) сложена глинисто-карбонатными отложениями мощностью около 4 км;

- кислоручейская свита (V₂) представлена кварц-серицит-хлоритовыми сланцами мощностью около 4 км.

Выше следует поверхность размыва отмеченных отложений (поверхность углового и стратиграфического несогласия), на которой горизонтально залегают морские терригенные песчано-глинистые отложения среднего девона, сменяющиеся выше по разрезу наземными вулканитами основного состава среднего - начала верхнего девона.

Время складкообразования позднедокембрийских отложений датируется поздним вендом - началом раннего палеозоя.

Печорская плита (ПП) характеризуется отчетливо выраженным двухчленным строением. Верхний структурный этаж представлен слабодислоцированным мощным (от 2-4 до 5-9 км) осадочным чехлом, сложенным преимущественно осадочными породами, относящимися к стратиграфического диапазону от верхнего кембрия (?) – нижнего ордовика до кайнозоя. Нижний этаж (фундамент) сложен разнородными позднедокембрийскими в разной степени метаморфизованными и дислоцированными комплексами.

По представлениям Н.П.Хераскова, фундамент ПП сложен байкалидами. Н.Н.Шатский относил Тиманскую структуру к авлакогеосинклиналям и считал, что восточнее его находится блок, сложенный добайкальскими (раннедокембрийскими) породами.

Поверхность байкальского фундамента в пределах Печорской плиты имеет «клавишное» строение, представляя собой ряд чередующихся горсто- и грабенообразных структур северо-западного простирания, проявленных в структуре плитного чехла линейно-вытянутыми зонами поднятий и разделяющими их авлакогенами. В этом ряду выделяются (в скобках - ширина структуры/глубина залегания фундамента): 1 )Ижма-Печорская зона; 2) Печоро-Колвинский авлакоген (30-50км/5-9 км); 3) Денисовская зона (50-100км/4-6 км); 4) Колвинский авлакоген (5-8 км); 5) Хоревейская зона (4-5 км).

С юго-востока зоны 2-5 ограничены надразломной зоной гряды Чернышова СВ простирания, отделяющей Печорскую впадину от Предуральского краевого прогиба.

Родственные комплексам фундамента ПП позднедокембрийские образования участвуют в строении тектонических единиц, обрамляющих Печорскую плиту: на юго-западе – Тиманского кряжа, а на востоке –Урала. В этих регионах допозднекембрийские комплексы выходят на дневную поверхность и, по сравнению с комплексами фундамента ПП, лучше изучены.

В строении фундамента ПП отчетливо обособляются Ижемская, Печорская и Большеземельская зоны. Первую из них обычно вместе с Тиманом объединяют в Тиманский мегаблок, а последние две в совокупности рассматривают как Большезельский мегаблок.

Границей между названными мегаблоками в пределах фундамента ПП является выделяемая в основном по геофизическим данным Припечоро-Илыч-Чикшинская зона разломов, в Центрально-Уральской зоне Урала - граница между северной вулканогенной (Кожимский блок) и южной (осадочной) частями Ляпинского антиклинория. В пределах Припечорско-Илыч-Чикшинской зоны (совпадает с мощной магнитной аномалией) предполагается широкое распространение массивов ультрамафитов и мафитов, и поэтому она интерпретируется как зона, разделяющая Тиманский и Большеземельский мегаблоки.

В строении Тимана и прилегающей к нему с северо-востока Ижемской зоны фундамента ПП преобладают слабо метаморфизованные и существенно менее деформированные преимущественно осадочные образования. Лишь на северо-западе (на Северном Тимане и п-ове Канин) метаморфизм доходит до уровня амфиболитовой фации и встречаются интрузии габбро, гранитов и сиенитов. В восточной части Ижемской зоны бурением вскрыты гранитные массивы предположительно поздне- или посттектонические.

Характер строения допалеозойского фундамента ПП резко изменяется к северо-востоку от Припечорско-Илыч-Чикшинской зоны разломов. Здесь начинают преобладать существенно вулканогенные комплексы. В пределах Печорской зоны развиты известково-щелочные вулканические и интрузивные островодужные комплексы среднего и основного состава. В Большеземельской зоне бурением вскрыты вулканогенно-осадочные породы и вулканиты кислого состава, а также интрузии двуслюдяных гранитов и габбро.

Состав и строение позднедокембрийских комплексов Тиманского мегаблока позволяет интерпретировать их как образования позднедокембрийской пассивной окраины ВЕП.

В строении Большеземельского мегаблока выделяются несколько крупных (Колгуевское, Хоревейское, Новоземельское) и ряд более мелких поднятий, рассматриваемых ранее как антиклинорные структуры. Позднее их стали относить к микроконтинентам или террейнам. Эти поднятия пространственно разделяют ареал развития позднедокембрийских (протоуральских) меланократовых (базит-гипербазитовых) и непрерывно дифференцированных вулканогенных, а также вулканогенно-осадочных и ассоциирующихся с ними осадочных (обломочных) комплексов Большеземельского мегаблока на ряд протяженных зон. Таковыми являются (с юго-запада на северо-восток) Нижнепечорская, Кожимско-Вангырская, Полярно-Уральская структурно-формационные зоны. Комплексы Полярно-Уральской зоны представлены протоуральскими офиолитами, дифференцированными вулканогенными и ассоциирующими с ними осадочными образованиями.

Геофизические данные и материалы по редким скважинам, достигшим фундамента Большеземельского мегаблока ПП, указывают на то, что здесь развиты образования, сформированные в пределах бассейнов с корой океанического типа и надсубдукционные магматические образования (вулканиты и гранитоиды).

Судя по составу и строению позднедокембрийских комплексов Тимана прилегающих к нему частей ПП (Тиманский мегаблок) и южной части Ляпинского антиклинория Центрально-Уральской зоны (Западно-Уральская мегазона), они представляют собой комплексы пассивной окраины BEП. В то же время, по геофизическим данным и результатам, полученным при бурении редких скважин, достигших фундамента ПП в пределах Большеземельского мегаблока, а также по данным геологического строения Кожимского блока Ляпинского антиклинория и более северных частей ЦУП, можно утверждать, что здесь преимущественным распространением пользуются позднедокембрийские (протоуральские) вулканогенно-осадочные и магматические комплексы. Представляется, что в совокупности эти образования, по-видимому, маркируют собой активную окраину континента Арктида. В зоне субдукции, падающей под эту окраину, поглощалась литосфера океанического бассейна, разделявшего позднедокембрийский континент Арктида и ВЕП. С осадочно-вулканогенными и вулканогенными комплексами активной окраины Арктиды пространственно и генетически связаны гранитоиды позднерифейско-ранневендского возраста, являющиеся наиболее ранними протоуральскими гранитоидными образованиями.

На рубеже венда и кембрия океанический бассейн, разделявший в позднем докембрии ВЕП и континент Арктида, полностью закрылся. Произошла коллизия этих континентов с образованием Тимано-Печорского позднедокембрийско-раннепалеозойского коллизионного орогена. Вещественным выражением этого события явилось становление массивов гранитоидов, характеризующихся изотопными датировками в диапазоне от 584 до 510 млн.лет. Максимальным развитием эти гранитоиды пользуются в Припечорско-Илыч-Чикшинской разломной зоне, пограничной между Тиманским и Большеземельским мегаблоками фундамента ПП и представляющей собой сутуру, по которой были приведены в соприкосновение Тиманская пассивная окраина ВЕП и Большеземельская активная окраина Арктиды. Кроме того, гранитоиды этого возраста отмечаются и в приближенных к Припечорско-Илычу-Чикшинской шовной зоне частях Тиманского и Большеземельского мегаблоков.

Существование названного орогена подтверждается также глубоким размывом позднедокембрийских комплексов фундамента ПП и ярко выраженным несогласием в подошве палеозойских образований ее чехла. Юго-восточный фланг орогена распознается в структурах северной части ЦУП, а реликты северо-западного его продолжения устанавливаются сейчас на полуостровах Рыбачий и Варангер. Иногда этот позднедокембрийско-раннепалеозойский коллизионный ороген в литературе называется Тимано-Варангеровской складчатой системой байкалид, или Канино-Тиманским складчатым поясом.

Плитный чехол Печорской плиты сложен субгоризонтально залегающими отложениями ордовика-силура, среднего девона - перми, мезозоя (триас, средняя юра - нижний мел) и квартера.

Стратиграфический разрез чехла Печорской впадины имеет следующий вид.

Ордовик представлен прибрежно-морскими и континентальными терригенными отложениями мощностью 0,5 - 0,8 км (западная часть впадины) и карбонатными отложениями (северо-восточная ее часть).

Силур сложен сероцветными глинисто-карбонатными, реже - карбонатными отложениями (0.5-1 км).

Средний девон представлен мелководными кварцевыми песчаниками с прослоями конгломератов, алевролитов небольшой мощности; с этими отложениями связаны титановые россыпи.

Верхний девон (нижний фран) сложен континентальными песчано-глинистыми отложениями с покровами и силлами базальтов и прослоями базальтовых туфов. Зафиксированы 2 фазы базальтового вулканизма, в промежутке между которыми были сформированы бокситоносные коры выветривания по рифейским и среднедевонским отложениям.

Верхний фран представлен континентальными и прибрежно-морскими карбонатными отложениями.

Фаменский ярус сложен морскими известняками и доломитами.

Общая мощность верхнего девона составляет от первых до 800 м, в северной части впадины - до 1500 м.

Нижне-, среднекаменноугольные отложения общей мощностью 0,8-1.5 км сложены (снизу вверх):

- турнейский ярус - алеврито-глинистыми и карбонатными отложениями (0,25-0,5 км);

- среднее визе - терригенными отложениями (0,15-0,2 км);

- серпухов - карбонатными породами (0,25-0,2 км);

- башкирский ярус - карбонатными отложениями (0,05-0,1 км):

- московский ярус - известняками (0,1-0,25 км).

Верхняя пермь (казанский и татарский ярусы) представлены черноцветными угленосными терригенными отложениями мощностью от 1 до 3,5 км, сформированными в пределах низменных заболоченных равнин в условиях гумидного климата.

Нижний триас сложен континентальными отложениями с отдельными прослоями морских. В пределах Баренцева моря мощность триаса увеличивается до 5 км. На о. Шпицберген нижне-, верхнетриасовые отложения выходят на дневную поверхность. Здесь отмечается комплекс морских и континентальных песчано-сланцевых отложений мощностью 3,5-4 км.

На триасовых отложениях с перерывом залегают среднеюрские (келловейский ярус) кварцевые песчаники и глины мощностью 50-100 м.

Выше залегают мергели и известняки оксфордского яруса верхней юры.

Нижний мел представлен всеми ярусами за исключением альбского и сложен морскими песчано-глинистыми отложениями мощностью около 100 м.

После продолжительного периода слабого воздымания (поздний мел - палеоген), когда Печорская и Тиманская структуры представляли собой денудационную равнину, в новейшее время Печорская плита оказалась между активно (Полярно-Уральская часть Уральского эпиплатформенного орогена) и умеренно (Тиманский кряж, амплитуды поднятий до 200-300 м) воздымавшимися областями и, будучи относительно стабильной (амплитуды поднятий до 50-100 м), приобрела все черты аккумулятивной равнины. В ее пределах в четвертичное время формировались ледниковые, флювиогляциальные и лимногляциальные, озерные, аллювиальные и др. отложения.