Строение и история развития терр. респ. в ее кр. дины (три последние структуры входят в терр. респ. лишь
совр. структурах — платформенной и складчатой — существенно окраинными зонами); в Предуральском прогибе располагаются (с
отличаются. С. на Ю.): Юрюзано-Сылвенская и Вельская депрессии, разделен-
В платформенной части осн. элементами ные Каратауским структурным комплексом; Шиханско-Ишимбаев-
ее строения являются кристаллич. фундамент, R авлакогенный и екая седловина и Мраковская депрессия.
V-PZ плитный комплексы. R-PZ осадочные породы слабо дефор- PZ структуры платформенной обл. в плане большей ч. не сов-
мированы: углы падения слоистости составляют доли градуса (до падают с расположением однотипных рифейских структур. Юж-
2-3). Углы наклона в целом выполаживаются снизу вверх. Струк- но-Тат. свод в PZ структурах простирается с С.-З. на Ю.-В. от
тура плитного комплекса изучена по данным авлгкогенного Туймазинского вала, соответствущего вершине свода, до Преду-
бурения — в осн. по сейсмич. материалам и результатам бурения ральского прогиба. Баш. свод, как и Бирская седловина, соединя-
наиб. глубоких скважин. По данным сейсморазведки прослежива- ющая его с Южно-Тат. сводом, большей ч. "подвешены" над ри-
ется неск. отражающих горизонтов (1-й — в подошве PZ, 2-й — фейским Камско-Бельским авлакогеном. И лишь Благовещенская
в подошве V, 3-й и 4-й — в кровле и подошве калтасинской впадина, расположенная в центр, ч. респ., является целиком
свиты R и 5-й — по границе R и кристаллич. фундамента), при- унаследованной ("сквозной") структурой. Палеозойские структуры
вязка к-рых к глубоким скважинам и дальнейшая экстраполяция 1-го порядка осложнены валами, куполами и грабенообразными
позволяют выяснить структуру авлакогенного комплекса прогибами. Таковы Туймазинский, Серафимовско-Чекмагушский,
(М.В.Ишерская, В.А.Романов, 1993, 1996). Рельеф поверхности Сергеевско-Дёмский валы, Белебеевский и Шкаповский куполы
фундамента ранее был изучен по аномалиям поля силы тяжести Южно-Тат. свода, Карабаевский, Иванаевский, Андреевский, Ка-
(И.С.Огаринов и др., 1980). ра-Зириковский, Манчаровский продольные и Чекмагушский попе-
По комплексу геолого-геофиз. данных установлен общий наклон речный валы Бирской седловины, осложненные локальными под-поверхности фундамента, рифейских толщ и увеличение их мощн. нятиями. Локальные положит, структуры имеют большое значе-к В. и Ю.-В. в направлении к складчатому Уралу. На склоне ние, т. к. часто являются нефтеносными.
платформы по поверхности фундамента выделяются Пермско- Характерным элементом внутр. строения PZ толщ являются т.
Баш., Татарский и Оренб. своды. Между сводами располагаются наз. Камско-Кинельские прогибы. Их система пересекает плат-
авлакогены — глубокие удлиненные прогибы: Камско-Вельский форменную ч. респ. в сев.-зап. направлении. В пределах респ.
(или Камско-Уфим.), простирающийся с Ю.-В. на С.-З. между развиты Актаныш-Чишминский, Салынский (южн. ч.) и Инзеро-
Пермско-Баш. и Татарским сводами, и Серноводско-Абдуллинский, Усольский прогибы. Наиб, отчетливо они проявляются в фамен-
ориентированный субширотно и разделяющий Татарский и Оренб. ских и турнейских отложениях.
своды. Вост., наиб, погруженная ч. платформы выделяется в ка- Предуральский краевой прогиб заполнен в осн. отложениями Р.
честве зоны Западно-Уральского перикратонного опускания, про- В составе Pf подавляющий объем занимают: на зап. крыле проги-
слеживающейся под Предуральским прогибом и Зап. склоном ба — рифовые известняки мощн. до 1,5 км, а на вост. крыле -
Урала. В сводах кристаллич. фундамент залегает на глуб. 1,5— сероцветная моласса мощн. до 2,0 км; в Р2 преобладает красно-
3,5 км, в авлакогенах - до 6-8 км, в перикратонном погруже- цветная моласса мощн. до 2,0 км. Структура прогиба, по пред-
нии до 16 — 18 км. ставлению М.А.Камалетдинова (1972, 1974) и Ю.В.Казанцева
Границы назв. структур фундамента осложнены разломами, кр. (1984), осложнена надвигами с горизонтальной амплитудой пере-из к-рых - Главный Уральский разлом и Предуральский краевой мещений от первых сотен м до первых км, поверхности к-рых прогиб - имеют общеуральское простирание и выражены в поле ЧЭ1«е падают на В. К фронтальным ч. надвигов приурочены неф-силы тяжести отчетливыми "гравиметрическими ступенями". Пер- тегазоносные антиклинали, формирование к-рых указанные авто-вый служит резким разделом земной коры разл. типа: западнее Ры связывают с надвигообразованием. В южн. ч. прогиба, к Ю. него кора имеет двучленное строение, характерное для континен- от Ишимбая, в верхне-пермских и кунгурских отложениях разви-тов, состоит из гранитно-гнейсового и гранулито-базитового ело- ™ характерные "петельчатые" структуры, созданные проявлени-ев; к В. гранито-гнейсовый слой коры отсутствует или развит ем диапировой соляной тектоники.
фрагментарно; Предуральский прогиб отделяет окраинную ч. в пределах Уральской складчатой о 6 -платформы от зоны перикратонного опускания. Менее значит, ласти на терр. респ. выделяются: Западноуральская внеш-разломы имеют сев.-зап., сев.-вост. и близширотные простирания. няя зона складчатости, сложенная на поверхности мелководными Они ограничивают своды, авлакогены и их более мелкие струк- pz отложениями; Баш. антиклинорий (мегантиклинорий) с разви-турные элементы. Наиб. кр. из них (Осинско-Златоустовский, тыми в его пределах рифейскими отложениями, сопоставимыми с Дюртюлинско-Белорецкий и Большекинельско-Баймакский) Пересе- отложениями авлакогенов; Зилаирский синклинорий с глубоковод-кают всю платформенную ч. и прослеживаются далее на В., в ными PZ отложениями, слагающими его ядро и вост. борт; Урал-складчатую обл. Урала. тауский антиклинорий (антиформа), сложенный разнофациальны-
Осн. положит, и отрицат. структуры платформенной ч. ослож- ми метаморфизованными PZ и, возможно, PR отложениями, сбли-нены структурами более высоких порядков: горстами, грабенами, женными по крулноамплитудным надвигам; зона Главного Ураль-валами, террасовидными уступами. Отрицательные структуры в ского разлома, представленная серпентинитовым меланжем - ги-осн. заполнены рифейскими отложениями, огромные мощн. к-рых гантской тектонич. брекчией; Магнитогорский мегасинклинорий, (более 10 км) в 5 — 7 и до 10 раз превышают мощн. плитного выполненный комплексами осадков океанического дна и остров-комплекса. Наиб, обширный Камско-Вельский авлакоген по по- ных ДУГ-
верхности фундамента и внутр. строению подразделяется на при- Западноуральская внешняя зона складчатости характеризуется бортовые грабены и центр, горст. В зоне перикратонного опуска- развитием протяженных линейных складок и брахискладок общения И.С.Огариновым с соавторами по рельефу фундамента выде- уральского простирания, образованных осадочными породами ляются центр, система поднятий и краевых прогибов. Наиб, верхнего палеозоя.
значит, из разделяющих эти структуры разломов — Зюраткуль- Баш. антиклинорий — кр. положит, структура сложного строе-
ский - отделяет Западно-Уральский осевой горст и Тораташско- ния (дл. 350 и шир. до ПО км), образованная R и PZ отложе-
Ямантауский краевой массив от расположенных вост. Приуралта- ниями, в к-рой с 3. на В. выделяются: Каратауский структурный
уского грабена и антиклинория Уралтау. комплекс, Алатауский антиклинорий, Инзерский синклинорий,Отложения плитного комплекса полого залегают на рифейских Ямантауский антиклинорий, Тараташский антиклинорий и Белопородах с угловым несогласием, заметным на протяженных сейс- рецко-Златоустовский структурный комплекс. Границы Баш. антимопрофилях. Осн. структурой вендского уровня является обшир- клинория проходят по надвигам и взбросам вост. падения, осн.
ная Байкибашевско-Колганская перикратонная впадина, занимаю- из к-рых (с 3. на В.) Каратауский, Нугушский, Алатауский,
щая большую ч. платформенной обл. республики. Разломами сев.- Зильмердакский, Юрматинский, Зюраткульский.
зап. и сев.-вост. простирания она разделена на блоки (седловины, Зилаирский синклинорий — обширная отрицат. структура зап.
впадины и моноклинали), в которых выделяются локальные склона Южн. Урала сложена в осн. мощными (до 3-4 км) фли-
структуры. шоидными толщами зилаирской серии, заполнившими глубокий бассейн (Б.М.Келлер, 1949). Более древние отложения PZ, от ордовика до ср. девона, узкими полосами выходят на зап. и вост. бортах синклинория, причем на зап. борту они представлены шельфовыми фациями со сравнительно мощными рифогенными известняками девона, а на вост. борту — маломощными, преим. кремнистыми осадками континентального склона силурского и девонского возраста.
Уралтауский антиклинорий — сравнительно узкая (15 — 35 км), протяженностью св. 400 км структура общего антиклинального строения, ограниченная с В. Главным Уральским разломом. Слагающие его породы суванякского и максютовского метаморфич. комплексов смяты в линейные брахиантиклинальные складки, осложненные мелкой, часто изоклинальной складчатостью. Характерная черта структуры антиклинория заключается в наклоне подавляющего большинства складок к его оси.
Магнитогорский мегасинклинорий, расположенный на вост. терр. респ. и входящий в нее зап. крылом и сев. замыканием, относится к палеоокеанич. (эвгеосинклинальному) сектору Южн. Урала. В связи с этим состав геол. формаций и внутр. строение этой обширной структуры существенно отличаются от структур зап. склона Южн. Урала, прежде всего, широким развитием вулканогенных и интрузивных магматич. пород. В целом он представляет собой гигантскую синформу, предположительно подстилаемую серпентинитовым меланжем, зоны к-рого выходят на его бортах, погружаясь к ц. структуры.
Зона меланжа Главного Уральского разлома, простирающаяся на терр. респ. пологой дугой с С. на Ю. на расстояние 380 км при ширине 3 — 15 км, состоит из пластин и блоков вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород преимущественно ордовик-ско-силурского возраста, тектонических брекчий и серпентинизи-рованных альпинотипных гипербазитов, образующих вытянутые по простиранию зоны тела, окружающие и цементирующие блоки гигантской тектонической брекчии, и отд. массивы, такие как Байгускаровский, Миндякский, Нуралинский и др. Зона меланжа в целом имеет вост. падение под углом 60 — 30°, на отд. участках видна в обнажениях и установлена бурением. По геофиз. данным зона Главного Уральского разлома не вполне совпадает с зоной меланжа, являясь местами более крутой структурой.
В строении зап. крыла мегасинклинория (его баш. ч.) важную роль играют разломы общеуральского простирания — крутые взбросы и сбросы, разделяющие его на узкие структурно-форма-ционные зоны (с 3. на В.): Таналыкскую, Ирендыкскую, Узун-кыро-Сибайско-Орскую (Кизило —Уртазымскую), Центральномаг-нитогорскую и Учалинско —Верхнеуральскую (две последние зоны лишь частично входят в терр. респ.). Эти зоны, как правило, сложены образованиями островодужных вулканогенных формаций, носят черты автономного развития и в совр. структуре сближены между собой по разделяющим их надвигами. Однако, несмотря на преобладание тектонич. контактов, нормальная последовательность напластования (исключая .зону меланжа) в целом не нарушена: в отд. пунктах установлены стратиграфич. контакты и иногда постепенные переходы между всеми формациями девонско-кам.-уг. возраста, что определяет горизонтальные амплитуды перемещения по отд. разломам от первых км до 8—10 км, при общем смятии и скучивании структуры. Известны также пологие надвиги после раннекаменноугольного возраста (Тубинско-Мамбе-товская система и др.). Внутр. строение зон во многом определяется спецификой вулканогенного лито- и седиментогенеза: фаци-альной изменчивостью осадочно-вулканогенных формаций и резким возрастанием мощн. в обл. вулканич. центров. В вулканогенных зонах выделяются первично вулканич. структуры разных порядков — вулканогенные гряды и биклинальные структуры, в к-рых реконструированы фрагменты палеовулканов центр, типа: щитовых вулканов, стратовулканов, кальдер, экструзивных куполов и др. вулканич. структур (по данным М.Б.Бородаевской, А.И.Кривцова и др., 1971; П.Ф.Сопко и др., 1973; Прокина, 1977; Серавкина, 1986 и др.). В процессе деформаций за счет вулканич. построек возникли брахиантиклинальные и горст-антиклинальные структуры (Карамалыташская, Сибайская, Бакрузяк-ская и др.), а за счет кр. кальдер — вулкано-тектонич. депрессии (Подольская и др.).
Складчатые структуры разнообразны и значит, отличаются как по пл., так и в разрезе. В строении зап. крыла мегасинклинория выделяются 2 структурных яруса: ниж., вулканогенный, и верх., преим. осадочный, граница между к-рыми проходит по подошве
улутауской (местами — ирендыкской) свиты. В вулканогенном структурном ярусе образование складок было связано с взбросо-выми движениями по разрывным нарушениям. В сев., интенсивно сжатой ч. мегасинклинория, складки весьма напряженные, до изоклинальных (например, Учалинская антиклиналь), в менее сжатых южн. р-нах они более пологие и развиты лишь вблизи разломов. Здесь характерны, наряду с общеуральским, их диагональные сев.-зап. и сев.-вост. простирания; в нек-рых блоках Баймак-ского, Сибайского и Бурибай-Маканского рудных р-нов породы лежат субгоризонтально и элементы вулканич. структуры имеют прекрасную сохранность (Серавкин, 1986). Для осадочного структурного яруса характерны кр. открытые синклинали с крутыми бортами и пологими днищами (Имангуловская, Худолазовская, Уртазымская мульды) и интенсивная линейная и дисгармонич. складчатость в зонах поздних надвигов.
В целом стиль тектоники Магнитогорской синформы заключался в выдавливании пластичных масс на борта мегасинклинория и его отд. структурно-формационных зон, о чем, кроме указанных фактов, свидетельствует веерообразная вергентность, установленная Г.С.Сенченко. Масштабные горизонтальные перемещения, приведшие к поглощению океанической коры, вполне возможны по древней сейсмофокальной зоне, следы к-рой сохранились в меланже Главного Уральского разлома. Эта т. зр. была высказана С.Н.Ивановым, Пучковым и др. (1986), Серавкиным (1992). Существуют и иные взгляды на структуру Магнитогорской синформы, согласно к-рым вулканогенные формации девона имеют ал-лохтонное залегание и подстилаются каменноугольными отложениями (Казанцев, 1992; Казанцев, Т.Т.Казанцева, 1992).
В истории Уральской складчатой обл. выделяются 2 кр. тектонич. цикла — PR и PZ, начинавшиеся растяжением, раскалыванием континентальной коры и образованием басе, с океанич. и переходной корой и заканчивавшиеся континентальной коллизией (столкновением), складчатостью и образованием гор. При этом PR цикл закончился коллизией и орогенезом в позднем венде. В кон. кембрия — нач. ордовика континент вновь раскололся и образовался Уральский палеоокеан, реликты к-рого так же, как и реликты активно развивавшихся островных дуг, в совр. структуре представлены зоной Главного Уральского разлома и Магнитогорским мегасинклинорием. В более зап. структурах Урала сохранились реликты окраины Вост.-Европ. континента. Позднепалео-зойская (варисская) складчатая обл. Урала возникла в результате поглощения земной коры Уральского палеоокеана в зонах субдук-ции. Это привело к коллизии Вост.-Европ. и Казахстанского континентов, нагромождению блоков континентальной коры, образованию сложных шарьяжно-складчатых структур, возникновению гор и краевого прогиба.
Палеозойские Уральские горы были полностью эродированы в MZ и вновь стали формироваться, начиная с олигоцена уже как возрожденная сводово-глыбовая горная страна.
09:46
Дамир
Posted in
Природа
