Предуральский краевой прогиб (I)

Вдоль складчатого Урала прослеживается Предуральский краевой прогиб (рис. 1, 2, 3), имеющий форму впадины близмеридионального простирания шириной от 15 до 40 км выполненной в большей части пермскими отложениями. Граница с восточной окраиной Русской плиты почти на всем протяжении фиксируется полосой развития мощных известняковых рифовых сооружений сакмаро-артинского возраста. Геологический разрез Предуральского прогиба слагают осадочные породы верхнего докембрия, палеозоя, мезозоя и кайнозоя. По условиям образования выделяются предпрогибные отложения, входящие в состав основания (или ложа), и собственно прогибные, образовавшиеся в периоды погружающегося перед орогенными цепями ложа. Первые охватывают отрезок времени от докембрия до среднего карбона, а вторые – от позднего карбона до перми. Предпрогибные отложения представлены терригенными и карбонатно-терригенными осадками верхнего рифея, венда, ордовика и силура и преимущественно карбонатными осадками среднего и верхнего девона и нижнего и верхнего карбона. Прогибные отложения представлены карбонатными, терригенно-карбонатными, терригенными, сульфатно-терригенными и сульфатно-галогенными ассоциациями пород верхнего карбона, перми, триаса и кайнозоя. В поперечном сечении прогиб имеет асимметричное строение: его западный борт значительно шире и положе восточного.

Северо-восточнее г. Уфа сплошная полоса Предуральского прогиба поперечной структурой Каратау разделена на северную и южную части, которые отвечают Уфимско-Соликамской и Бельской мегавпадинам.

Бельская мегавпадина простирается вдоль западного склона Южного Урала почти на 500 км, ширина ее в современном структурном плане изменяется от 25 до 60 км. Структура выполнена преимущественно пермскими отложениями, в центральной части ее отмечаются триасовые, палеогеновые и неогеновые осадки; южнее г. Стерлитамак западная часть прогиба закрыта третичными и четвертичными осадками. Архей-раннепротерозойский фундамент Русской плиты на территории Бельской мегавпадины полого погружается к востоку, залегая в ее центральной части на глубинах 18-20 км. К югу от структур Каратауского антиклинория наблюдается последовательное углубление Бельской части прогиба и в соответствии с этим изменяется характер и интенсивность складчатости выполняющих его отложений. Это объясняется как общим увеличением мощности пермских осадков, так и появлением в составе кунгурского яруса гипс-ангидритовых и галогенных толщ, мощность которых возрастает так же в южном направлении. В целом интенсивность дислокаций в мегавпадине возрастает с севера на юг и с запада на восток в направлении складчатого Урала.

В северной части Бельской мегавпадины от структур Каратау на юг примерно до широты г. Красноусольск преобладают пологие и обширные складки, соляная тектоника развита слабо. Здесь находятся небольшие по размерам, разобщенные и сравнительно редкие соляные структуры, обрамленные плоскими мульдами, выполненными красноцветами верхней перми. В строении этих мульд наблюдается резкая асимметрия: на плоских склонах породы наклонены под углами 5-15°, а на крутых - более 45°.

В средней части мегавпадины к югу от широты пос. Красноусольский до широты г. Салават геофизическим данным по поверхности кристаллического фундамента выделяется Ишимбайский выступ. Породы палеозоя вдоль его западного и восточного крыльев смяты в линейные складки асимметричного строения, центральная же часть ее представлена пологой синклиналью. Длина структуры 25 км, ширина 3-5 км. Породы западного крыла падают под углами 28-30°, восточного - 3-10°. Западное крыло структуры осложнено надвигом, прослеживающимся на юг. К восточному крылу приурочено несколько антиклиналей с размерами в плане 1-2 х 3-10 км. Они имеют пологие западные (10-20°) и крутые восточные (30-90°) крылья.

В южной части мегавпадины южнее г. Салават и артинский фундамент прогиба погружается к югу, в соответствии с этим возрастают размеры, глубина погружения и сложность строения структур. Здесь выделяются все переходные формы от пологих антиклинальных соляных вздутий до резко выраженных ядер протыкания и соляных взбросов. Диапировые структуры группируются в антиклинальные валы значительной протяженности (от 30-40 до 100-150 км), которые приурочены к фронтальным частям надвигов. Южнее г. Ишимбай выделено четыре наиболее крупных надвига (с запада): Восточно-Белоглинский, Мелеузовский, Шиханско-Волостновский и Саратовский, которые ограничивают с запада одноименные тектонические чешуи, последовательно с востока надвинутые одна на другую. Наиболее крупным, протягивающимся до структур Каратау, является Шиханско-Волостновский надвиг. Его поверхность погружается на восток под углами от 15 до 60° во фронтальной части, выполаживаясь с глубиной. Амплитуда горизонтального перемещения пород по надвигу от 400 м артинских отложениях до 800 м - в нижнекаменноугольных.

Восточный борт мегавпадины осложнен вторичными складками, где выделяются антиклинали и синклинали. В ядре этих структур выходят породы среднего и верхнего карбона, а в крыльях - породы нижней перми. Западные крылья этих складок более крутые (углы падения 30-50°), а восточные - более пологие с углами падения пород от 10 до 20 и редко 30°; местами отмечается опрокинутость слоев на запад.

Начало образования Предуральского прогиба относится к позднекаменноугольному времени, когда он представлял собой обширную впадину, где происходило накопление осадков небольшой мощности, иногда на больших глубинах (кремнистые аргиллиты верхнего карбона, “депрессионные” фации сакмаро-артинского возраста). С запада прогиб был ограничен полосой рифовых массивов и известняковых толщ сакмаро-артинского возраста, а с востока в артинское время шло формирование терригенных образований. Только в кунгуре эта впадина была выполнена сульфатно-галогенными толщами, затем перекрытыми красноцветами верхней перми и триаса, свидетельствующими о заполнении осадками краевого прогиба.

 

 

Западно-Уральская мегазона внешней складчатости (II₁)

По передовым хребтам западного склона Южного Урала неширокой (15-20 км) полосой вытянута краевая зона складчатости. Она прилегает с запада к Центрально-Уральскому поднятию и представляет крупную моноклинальную структуру, в которой наблюдается постепенная смена с востока на запад относительно древних палеозойских пород более молодыми (от ордовикских до раннепермских). Эта зона сильно осложнена пликативными и разрывными дислокациями и по характеру складчатости и особенностям распространения структурных ярусов подразделяется на Северную подзону и Южную. Северная подзона находится за пределами Южного Урала.

Южная подзона прослеживается южнее Каратауского антиклинория почти на 250 км полосой меридионального на юге и северо-восточного простирания на севере при ширине от 3-5 до 10-15 км и только на широтном отрезке долины р. Белая она расширяется до 40-50 км. В этой полосе преобладают верхнепалеозойские породы, спокойно погружающиеся в сторону Предуральского прогиба. На северном участке от хр. Каратау до р. Зилим моноклинорий осложнен несколькими крупными линейно вытянутыми структурами: Улутауской антиклиналью, Ташастинской и Усаклинской синклиналями. В сводах антиклиналей обычно обнажены породы ашинской серии, а в ядрах синклиналей - породы среднего и верхнего карбона. Улутауская антиклиналь протягивается от р. Баса на севере до р. Зилим на юге и имеет северо-восточное простирание; ядро ее сложено породами зиганской свиты, а крылья - породами девона и карбона. Падение пород в крыльях колеблется от 5-10 до 30-50°; южнее р. Аскын восточное крыло складки нарушено Сикаштинским надвигом с плоскостью падения на юго-восток около 40°. По этому надвигу породы турнейского яруса контактируют с песчаниками зиганской свиты венда. Усаклинская синклиналь расположена между Авдырдакской и Улутауской антиклиналями и сло­жена в ядре отложениями артинского яруса нижней перми. Южнее р. Зилим, приблизительно до широты г. Ишимбай, моноклинорий резко сужен и осложнен небольшими узкими антиклинальными складками коробчатой формы. Западные крылья некоторых структур запрокинуты и осложнены надвигами. Наиболее крупными антиклиналями здесь являются Ташлинская и Макаровская. Ташлинская антиклиналь расположена северо-восточнее одноименной деревни (г. Фатимаш) и имеет северо-восточное простирание. Падение слоев на восточном крыле 10-25°, а на западном - 40-50°. Ядро складки сложено породами зиганской свиты венда, а крылья - породами девона и карбона. Севернее с. Макарово расположена одноименная антиклиналь близмеридионального простирания. Ядро ее сложено песчаниками венда, а крылья - породами девона и карбона; падение пород на западном крыле 30-50°, а на восточном - 10-20°. Южнее г. Ишимбай и до южной рамки геокарты моноклинорий осложнен сильно сжатыми складками, часто разбитыми разрывными нарушениями. Они нередко запрокинуты на запад и близки к изоклинальным. Севернее р. Белая здесь выделяются Армакская и Урюкская антиклинали, Иргизская и Тукмакская синклинали. В сводах антиклиналей обычно обнажены вендские песчаники, а в ядрах синклиналей - породы нижнего карбона. Особенно сложное строение имеет рассматриваемая зона на отрезке долины р. Белая, где начинается непосредственное сближение ее с Зилаирским синклинорием. Здесь выделяются Кибизская, Мазимагушская, Ямантауская, Максютовская и Уваровская антиклинали, Камбляклинская, Шкайская и Суюшевская синклинали.

Ямантауская антиклиналь расположена к югу от Ялмаш-Урюкской складки. Ядро ее сложено песчаниками венда, а крылья - породами ордовика, силура, девона и карбона. Свод структуры плоский (складки сундучного типа), падение слоев в крыльях 25-40°. Западное крыло складки осложнено разрывным нарушением, по линии которого породы турнейского яруса приведены в соприкосновение с породами верхнего и среднего девона. Суюшевская синклиналь расположена между Ямантауской и Максютовской антиклиналями. Ядро ее выполнено породами нижнего и сред­него карбона, крылья складки осложнены мелкими сгофрированными складками с углами падения слоев 50-70°; местами слои поставлены вертикально и опрокинуты на запад (разрезы по р. Батран).

 

Центрально-Уральская мегазона (поднятие - II₂)

Эта структура приурочена к центральной части территории и сложена преимущественно рифей-вендскими образованиями и частично архей- раннепротерозойскими и фаунистически охарактеризованными отложениями палеозоя. На западе поднятие ограничено Предуральским краевой прогиб, а на востоке - зоной Главного Уральского разлома. Основными структурами Центрально-Уральского поднятия являются Башкирская зона (II₂¹) и Уралтауская зона (II₂²) (мегантиклинории) и разделяющая их Зилаирская подзона (синклинорий - II₂³) (рис. 1).

 

Башкирский мегантиклинорий

Наиболее крупной структурой поднятия является Башкирский мегантиклинорий, протягивающийся с северо-востока на юго-запад и юг на 350 км от р. Уфа (у г. Нижний Уфалей) на севере до широтного колена р. Белая на юге. Максимальная ширина структуры на широте пос. Инзер достигает 110 км. На западе мегантиклинорий переходит в Предуральский краевой прогиб, а на востоке граница мегантиклинория проходит последовательно (с юга на север) по западным крыльям Зилаирского синклинория, Уралтауского антиклинория и Магнитогорского мегасинклинория. Основными структурами Башкирской зоны (мегантиклинория) являются Тараташская, Ямантауская, Алатауская и Каратауская подзоны (антиклинории), Инзерская подзона (синклинорий) и Месединская подзона (седловина).

Тараташский антиклинорий является наиболее приподнятой северо-восточной частью Башкирского мегантиклинория и включает Тараташскую и Липовскую антиклинали, разделяющую их Кисеганскую синклиналь и мелкие структуры Бакало-Саткинского рудного района.

Тараташская антиклиналь расположена в междуречье рек Уфа и Ай на одноименном хребте и имеет северо-восточное простирание. Ядро ее сложено наиболее древними на Урале архей- раннепротерозойскими образованиями, на севере и юге отчетливо видны периклинальные замыкания этой структуры и несогласное налегание рифейских отложений (бурзянская серия нижнего рифея) на более древних образованиях. Западное крыло структуры надвинуто на смежную полосу палеозойских образований. К югу от Тараташской антиклинали шарнир антиклинория постепенно погружается (углы 10-15°) и в районе г. Бакал крылья его замыкаются. К югу от г. Бакал крупная Бакальская синклиналь расширяется и переходит в Месединскую седловину. Крылья Бакальской синклинали сложены кварцитами зигальгинской свиты, а ядро - породами зигазино-комаровской свиты среднего рифея.

Месединская седловина разделяет Тараташский и Ямантауский антиклинории, имеет северо-восточное простирание и сложена осадками среднего рифея. Центральная часть ее осложнена складками низших порядков с несколько асимметричным строением: северо-западные крылья структур более крутые. Восточная часть седловины осложнена Зюраткульским надвигом.

Каратауский антиклинорий представляет собою крайнюю западную структуру Башкирского мегантиклинория. перекрывающую Предуральский краевой прогиб и по тектоническому шву (надвигу) соприкасающуюся с восточной окраиной Русской плиты (рис. 1). Антиклинорий состоит из антиклиналей и разделяющих их синклиналей, в которые “заходят” западные ответвления Симской мульды. Антиклинали сложены породами верхнего рифея и ашинской серии венда, а синклинали - девонскими, каменноугольными и частично нижнепермскими отложениями. Простирание складок северо-восточное и широтное. Северо-западные крылья антиклиналей срезаны надвигами с амплитудами не менее 1500-2000 м. Вследствие такого строения слагающие антиклинорий породы имеют падение преимущественно на юго-восток и юг под углами от 20 до 45°. На юго-западе все складки Каратауского антиклинория оборваны Ашинским сдвигом, зона которого здесь почти повсеместно выражена интенсивным смятием, дроблением пород, многочисленными трещинами с зеркалами скольжения, охватывающими полосу шириной от 20 до 150-200 м. На северо-востоке эти же складки обрезаны Юрюзанским сдвигом, зона которого отчетливо фиксируется в излучине левого берега р. Юрюзань, напротив горы Янгантау. Амплитуда Ашинского сдвига оценивается в десятки километров, а Юрюзанского - около 5 км. Это различное перемещение краев Каратауского аллохтона развернуло его почти под прямым углом к структурам Урала.

Алатауский антиклинорий прослеживается в близмеридиональном направлении почти на 225 км (от р. Ук на севере до широтного течения р. Белая на юге) и имеет максимальную ширину около 25 км по дороге Стерлитамак-Белорецк. Он состоит из серии линейно вытянутых, согласно с общим простиранием структуры, антиклинальных и синклинальных складок, местами опрокинутых к западу. Ядро структуры сложено породами бирьянской и нугушской подсвит, а крылья - лемезинской и бедерышинской подсвитами зильмердакской свиты и известняками катавской свиты. Ось антиклинория постепенно погружается к югу, восточное крыло его широкое и сложено верхнерифейскими (надкатавскими), вендскими, а севернее д. Бакеево и палеозойскими отложениями. Западное крыло структуры более пологое (преобладающие углы падения пород от 10-15 до 20-30°), сложено рифей-вендскими (надкатавскими) отложениями и осложнено Алатауским надвигом (рис. 1), по которому породы зильмердакской свиты надвинуты на отложения венда. Падение плоскости сместителя на восток в среднем под углами 45-60°, амплитуда перемещения составляет 1500-2000 м.

Наиболее крупными структурами Алатауского антиклинория являются Авдырдакская, Алатауская, Ташлинская, Ряузякская, Ялмаш-Урюкская антиклинали, антиклинали хр. Калу и Яшкурт, Кулгунинская, Зилимо-Шишенякская и Инзеро-Нугушская (Куюковская) синклинали.

Авдырдакская антиклиналь расположена в северной половине антиклинория, имеет близмеридиональное простирание от р. Инзер на севере до р. Зилим на юге (около 80 км при ширине 5-10 км). Ядро ее сложено породами зильмердакской и катавской свит, а в крыльях последовательно отмечаются верхнерифейско-вендские (надкатавские) и девонские отложения. Западное крыло складки местами более крутое, чем восточное, углы па­дения пород в крыльях колеблются от 25-35 до 50-70°, крылья структуры осложнены надвигами. По левобережью р. Зилим на участке д. Саралы - д. Зирекла катавская свита надвинута на басинские песчаники венда. К северу от Авдырдакской антиклинали, несколько восточнее, расположены антиклинали хр. Яшкурт и горы Веселой, имеющие почти аналогичное строение. Последние две антиклинали располагаются между Алатауским и Каратауским антиклинориями. К юго-западу ось Авдырдакской антиклинали постепенно погружается и на хр. Алатау уже выделяется Алатауская антиклиналь, протягивающаяся от р. Саралы на севере до р. Нугуш на юге. Ядро этой складки относительно гребня хр. Алатау смещено к западу и сложено породами бирьянской и нугушской подсвит зильмердакской свиты, а крылья - лемезинской и бедерышинской подсвит той же свиты и катавской свиты. Ось складки постепенно погружается к югу и южнее р. Урюк ядро структуры сложено породами инзерской и миньярской свит, а крылья - породами ашинской серии венда, ордовика, силура и девона. Зилимо-Шишенякская синклиналь занимает понижение между южным окончанием Авдырдакской антиклинали и антиклиналью хр. Калу, по которому протекает р. Зилим и ее левый приток р. Б. Шишеняк. На большей части площади синклиналь представлена только западным крылом, сложенным породами катавской, инзерской, миньярской и укской свит, имеющими восточное падение под углами 30-40°. Западное крыло синклинали к западу надвинуто на ядро Авдырдакской антиклинали, а восточное в южной половине структуры в свою очередь перекрыто надвинутым на него ядром антиклинали хребта Калу. Инзеро-Нугушская (Куюковская) синклиналь приурочена к понижению между хребтами Калу и Зильмердак, Баштин и Ардакты. Ядро ее севернее р. Б. Нугуш сложено породами басинской свиты, а южнее, где происходит воздымание оси структуры - последовательно сменяющимися породами урюкской, укской, миньярской и инзерской свит. В восточном крыле синклинали выходят отложения инзерской, миньярской, укской и урюкской свит. Севернее автодороги Стерлитамак - Верхний Авзян восточное крыло по линии Зильмердакского надвига перекрыто зильмердакской свитой западного крыла Инзерского синклинория и Сызганской синклинали.

Ямантауский антиклинорий является одной из крупнейших структур Башкирского мегантиклинория и простирается почти на 200 км от Бакало-Саткинского района на севере до широтного течения р. Белая на юге. Антиклинорий представляет собой сложную структуру, благодаря ундуляции оси расчленяющуюся на ряд самостоятельных антиклинальных и синклинальных складок, осложненных разрывными нарушениями. Осевая зона антиклинория севернее автодороги Стерлитамак - Верхний Авзян ориентирована в северо-восточном направлении (15-20°), а южнее последней - в близмеридиональном. Антиклинорий погружается на северо-восток и юго-запад, максимальное воздействие его наблюдается в районе широтного течения р. Б. Инзер, где ядро структуры сложено дозигальгинскими образованиями нижнего рифея, а крылья имеют асим­метричное строение: машакская свита среднего рифея развита только на восточном крыле (хребты Машак, Юша, Белятур, Б. и М. Шатак) и отсутствует в западном; восточ­ное крыло местами срезано Зюраткульским надвигом. В северной половине ядро структуры сильно сжато и здесь преобладают крутые углы падения (60-80°). Наиболее крупными антиклинальными складками являются Кузьелгинская, Айгирская, Миньякская, Лапыштинская и Гадыльшинская, а синклинальными - Юшинская, Багарыштинская, Миньякская, Лапыштинская и Манявская. Наиболее интересной является Айгирская антиклиналь, осложняющая западное крыло Ямантауского антиклинория. Она расположена в 2 км северо-западнее ж/д станции Айгир, ядро ее здесь целиком сложено породами зигальгинской свиты среднего рифея, а южнее станции - большеинзерской и суранской свитами. Восточное крыло складки срезано Айгирским надвигом, по которому на средний рифей (зигальгинская и зигазино-комаровская свиты) надвинуты карбонатные породы суранской свиты нижнего рифея. Падение восточного крыла антиклинали крутое от 40 до 85°, местами наблюдаются вертикальные углы. Западное крыло структуры падает на северо-запад под углами от 50 до 85°, а в ущелье р. М. Инзер в крыле этой антиклинали отмечается опрокинутое залегание пород.

На широте Зигазино-Комаровского железорудного района западное крыло антиклинория, сопряженное с восточным крылом Инзерского синклинория, сложено породами зигазино-комаровской и авзянской свит, имеющими преобладающую нормальную последовательность напластования. Здесь отмечаются осложняющие крыло мелкие складки, иногда опрокинутые залегания и разрывные нарушения (Туканский, Майгашлинский, Тарский и другие надвиги), которые устанавливаются по выпадению из разреза отдельных подсвит и толщ зигазино-комаровской и авзянской свит, геофизическими методами и дешифрированием аэрофотоснимков. Восточное крыло антиклинория в этом районе и несколько южнее имеет сложное строение. В районе хр. Б. и М. Шатак оно осложнено мелкими антиклинальными складками, фиксируемыми выходами зигальгинских песчаников и кварцитов. Почти на всем протяжении это крыло срезано Зюраткульским надвигом.

Большинство перечисленных структур отделены друг от друга разноамплитудными надвигами (Караташским, Туканским, Айгирским, Алакуяновским, Юрматинским и др.). Три крупных взбросо-сдвига наблюдаются в районе г. Ямантау, где восточное крыло антиклинория и прилегающая часть ядра разбиты на ряд блоков, что доказывается непосредственным соприкосновением по линиям нарушений различных по составу и возрасту толщ, залегающих с одним и тем же простиранием и близкими углами падения слоистости пород. В районе хр. Б. Шатак Ямантауский антиклинорий осложнен системой продольных надвигов и поперечных сбросо-сдвигов, по линиям которых приходят в соприкосновение различные горизонты юшинской, машакской и зигальгинской свит, хорошо прослеживаемые по обе стороны от контактов.

Инзерский синклинорий располагается между Алатауским и Каратауским антиклинориями на западе и Ямантауским антиклинорием на востоке и прослеживается примерно на 100 км. Это большая по площади и сложно построенная синклинальная структура северо-восточного простирания. На севере синклинорий разветвляется: северо-западная ветвь его доходит до Каратауского антиклинория, а северо-восточная - переходит в Месединскую седловину. Крылья структуры сложены зигазино-комаровской и авзянской свитами среднего рифея, а центральная часть - породами каратауской серии верхнего рифея. Последовательность напластования здесь в целом нормальная, но наблюдается мелкая складчатость и разрывные нарушения; местами отмечается опрокинутое залегание (на южном окончании хр. Салдыс породы зильмердакской свиты опрокинуты на запад). На восточном крыле синклинория, севернее хр. М. Кареда, в районе Сухих гор, вследствие вторичной складчатости полоса бирьянской подсвиты зильмердакской свиты резко расширяется, достигая 20 км. Западное крыло синклинория по линии Зильмердакского надвига надвинуто на восточное крыло Алатауского антиклинория. В центральной части Инзерского синклинория в местах наибольшего погружения его шарнира, выделяются синклинальные складки, сложенные породами катавской, инзерской и миньярской свит, в свою очередь осложненные мелкими складками и разрывными нарушениями небольших амплитуд. Особенно интенсивно смяты породы инзерской свиты, что видно в разрезе по правому берегу р. Инзер, в выемке железной дороги в 0,5 км восточнее ст. Инзер, в выемке автодороги у д. Усмангали и по левому берегу р. Б. Инзер на отрезке д. Усмангали - пос. Инзер. Южное окончание синклинория осложнено Зилимской и Атолямской антиклиналями, погружающимся к северо-востоку и отвечающим соответственно горе Улькан и западным отрогам хр. Салдыс. В северной части синклинория расположена Лемезинская синклиналь, имеющая относительно пологие западный и северный борта (углы падения 10-15°). На южный борт этой структуры надвинуты (местами опрокинутые) верхние подсвиты зильмердакской свиты (северная часть Сухих гор, имеющих здесь антиклинальное строение). Ядро синклинали сложено породами миньярской свиты. Сочленение Инзерского синклинория и Ямантауского антиклинория на широте г. Белорецк - пос. Инзер осложнено Караташским надвигом, по которому породы зигазино-комаровской и авзянской свит юрматиния надвинуты на зильмердакскую свиту каратавия. При этом породы в зоне контакта имеют крутые углы падения, а в 500-800 м - сравнительно пологие (30-45°).

Таганайский антиклинорий сложен породами таганайской (зигальгинской) свиты, слагающей ядра антиклиналей, отвечающие хребтам Юрма, Малый, Средний и Большой Таганай и Ицыл. Шарниры этих антиклиналей к югу и юго-западу погружаются под углами от 10 до 40°. Складки имеют почти симметричное строение с падением крыльев на запад и восток соответственно от 35 до 60° и от 25 до 50°. Из разделяющих антиклинали синклинальных складок наиболее крупной является Уреньгинская. Ядро ее сложено породами одноименной свиты, являющимися одновозрастными таковым зигазино-комаровской и авзянской свит типового разреза Башкирского мегантиклинория.

Иремельский антиклинорий расположен западнее Ямантауского и южнее Таганайского антиклинориев, имеет близмеридиональное простирание, в ядре он сложен породами машакской свиты, а в крыльях – зигальгинской, зигазино-комаровской и авзянской свит. Западное крыло структуры осложнено Зюраткульским надвигом, восточное – на севере сопряжено с западным крылом Верхнебельского синклинория, а южнее д. Байсакалово - осложнено Западно-Уралтауским надвигом. Антиклинорий представлен рядом антиклинальных (Березякская, Авалякская, Дагардавдинская, Ягодная) и синклинальных (Байсакаловская, Айская, Тюлюкская) складок, сложенных подсвитами зигальгинской, зигазино-комаров-ской и авзянской свит.

Маярдакский антиклинорий расположен восточнее Ямантауского и юго-западнее Иремельского антиклинориев и протягивается почти на 100 км от широтного течения р. Тирлян на севере до широты с. Узян на юге. Западное крыло структуры осложнено Зюраткульским надвигом, а восточное – на севере по Западно-Уралтаускому надвигу сопряжено с Верхнебельским синклинорием, а на юге – ограничено Зилаирским синклинорием. Этот антиклинорий отличается от других структур Центрально-Уральского поднятия отсутствием линейно вытянутого ядра и обилием второстепенных складок, часто осложненных разноамплитудными разрывными нарушениями. Антиклинорий является весьма своеобразным по характеру дислокаций, магматизму и метаморфизму, но имеет ряд черт, указывающих на тесную связь в его развитии с более западными структурами. Это подтверждается однотипностью состава и строения слагающих его отложений, проявлением синхронных фаз тектогенеза и магматизма. Антиклинорий сложен метаморфизованными аналогами бурзянской, юрматинской и каратауской серий, (П.Н. Швецов, В.И. Козлов и др., 1974), причем аналогия устанавливается как по возрасту, так и по составу исходных осадков с некоторыми фациальными изменениями для отдельных толщ. Наиболее крупными в антиклинории являются Кызылташская, Кумардакская и Малиногорская антиклинали и Юрюзанская синклиналь. Последняя имеет северо-восточное (общеуральское) простирание и сложена ордовикскими, силурийскими и девонскими отложениями. Северо-западное крыло ее срезано Зюраткульским надвигом, по которому она граничит с Ямантауским антиклинорием. В центриклинальном окончании эта синклиналь осложнена мелкой складчатостью. Породы в юго-восточном крыле падают нормально на северо-запад под углами 20-50°.

 

Уралтауский мегантиклинорий

Уралтауская зона (мегантиклинорий - II₂²) сравнительно узкой (от 10-15 до 50 км у г. Белорецк) полосой северо-восточного, а южнее массивов Крака близмеридионального простирания протягивается от севера га юг. Он сложен преимущественно допалеозойскими в различной степени метаморфизованными образованиями и только на небольшом участке (в верховьях р. Юрюзань) фаунистически охарактеризованными отложениями палеозоя. На востоке мегантиклинорий ограничен Магнитогорским мегасинклинорием, на западе – Башкирским мегантиклинорием и Зилаирским синклинорием; большей частью эти границы осложнены разрывными нарушениями (рис. 1).

Уралтауский антиклинорий простирается в близмеридиональном направлении в виде слабо выпуклой на запад дуги протяженностью около 400 км при ширине от 5-8 до 20-30 км. На всем протяжении антиклинорий сложен метаморфизованными терригенными и отчасти вулканогенными породами, одновозрастными рифей-вендским отложениям типовых разрезов Башкирского мегантиклинория. Антиклинальное строение северной половины структуры доказывается последовательной сменой (от ядра к периферии) древних образований более молодыми и падением пород в западном крыле на запад, а в восточном – на восток. В этих же направлениях возрастают и углы падения слоистости в породах соответственно от 10-40° до 45-60°.

Вследствие ундуляции оси Уралтауского антиклинория выделяются несколько антиклиналей, вытянутых цепочкой или расположенных кулисообразно, но подчиненных общему тектоническому плану основной структуры. Наиболее крупными здесь являются Кубиясская и Уткальская антиклинали (севернее широтного колена р. Белая) и Максютовская антиклиналь, расположенная южнее. Антиклинорий имеет асимметричное строение, обусловленное отсутствием в восточном крыле на севере курташской, мазаринской, арвякской и аршинской свит, а на юге – уткальской, акбиикской и белекейской, установленных в западном крыле. На всем протяжении восточное крыло антиклинория срезано по зоне Главного Уральского разлома. Западное крыло антиклинория от с. Кирябинское на севере до д. Махмутово сопряжено с Верхнебельским синклинорием по Западно-Уралтаускому надвигу, а южнее имеет нормальное соотношение с восточным крылом этой структуры (Тирлянская синклиналь Верхнебельского синклинория) и восточным крылом Зилаирского синклинория (рис. 1).

 

Зилаирский синклинорий

Зилаирский синклинорий (II₂³) располагается между Башкирским мегантиклинорием и Уралтауским антиклинорием и имеет близмеридиональное простирание. В северной части, от широты приустьевой части р. Суваняк до г. Белорецк синклинорий осложнен обширным Кракинским поднятием. Эта часть структуры сложена осадочными и частично вулканогенными породами ордовика, силура и девона и ультраосновными породами массивов Крака (Узянский, Северный, Средний и Южный Крака). Наиболее крупными структурами здесь являются Кагинская синклиналь и сложные Межкракинские структуры. От широты с. Кананикольское до массива Южный Крака южная часть синклинория имеет симметричное строение: в крыльях наблюдается последовательная смена ордовикских, силурийских и девонских осадочных образований, ядро структуры сложено породами зилаирской свиты. Характерной чертой синклинория в этой части является интенсивно развитая мелкая складчатость с размахом крыльев от десятков до сотен метров и протяженностью от 3-5 до 10-20 км. Форма строения этих складок весьма разнообразная - от узких, нередко запрокинутых, до складок сундучного типа. В восточном крыле синклинория отложения зилаирской свиты собраны в мелкие параллельные складки нередко запрокинутые на восток. Углы падения крыльев этих складок колеблются от 45 до 70°. На западном крыле структуры породы собраны в подобные же складки, но здесь более крутые углы падения (60-80°) и складки часто опрокинуты на запад. В центральной части синклинория юго-западнее с. Кананикольское расположены Калмычихинская, Кувязьская и Артамонихинская синклинали, Усмановская, Федоровская (Бердяшская) и Икская антиклинали, Восточная и Западная синклинали.

Наиболее крупная Усмановская антиклиналь (3-5 х 25 км) четко картируется среди сплошного поля граувакк зилаирской свиты. Ядро ее сложено ордовикскими песчаниками, в крыльях перекрытыми кремнистыми и глинистыми сланцами силура.

 

Разрывные нарушения в Зилаирском синклинории развиты широко. Наиболее крупным из них является Покровский надвиг. Большое количество мелких разрывных нарушений приурочено к долинам рек Б. и М. Ик, Кана, Сурень, Кага и др.

В Центрально-Уральском поднятии наряду с пликативой складчатостью значительную роль играют разрывные нарушения. Наиболее крупными из них являются Зильмердакский и Зюраткульский надвиги.

Зильмердакский надвиг (1) от предгорий хр. Каратау идет на юг по западному склону хребтов М. Зильмердак и Зильмердак, продолжается к верховьям р. Б. Кудашка, затем выходит к р. Б. Нугуш и далее по западному склону хр. Ардакты до перекрытия Икской тектонической пластиной палеозойских пород Зилаирского синклинория. Преобладающее простирание надвига близмеридиональное, он хорошо дешифрируется на аэрофото-снимках, четко фиксируется гравитационной ступенью и резкой границей раздела пород с разным удельным сопротивлением. По геофизическим данным, плоскость сместителя имеет восточное падение при углах 35-45°. На отрезке между автодорогами Уфа-Белорецк и Стерлитамак-Верхний Авзян по линии надвига породы каратауской серии надвинуты на отложения ашинской серии венда и девонские отложения (от д. Зяуково до автодороги Уфа-Белорецк). Вдоль линии надвига иногда наблюдаются раздробленные породы, линия надвига местами извилистая, что свидетельствует о пологом падении плоскости сместителя.

Зюраткульский надвиг (2) прослеживается вдоль восточного крыла Башкирского мегантиклинория. Южнее пос. Магнитка до Юрюзанской синклинали к нему приурочены интрузии габбродолеритов Кусинско-Копанской группы и гранитоидов Рябиновского массива. Этот надвиг четко фиксируется в Юрюзанской синклинали, где отложения ордовика, силура и девона с северо-западным простиранием контактируют с породами зигальгинской свиты, имеющими северо-восточное простирание, т.е. разница в простирании палеозойских и рифейских пород достигает 90°. По геофизическим данным плоскость Зюраткульского надвига падает на восток в среднем под углом 30-40°, амплитуда перемещения с востока более 1 км. Имеющиеся материалы позволяют предположить, что образование основных складок и разрывов в Центрально-Уральском поднятии связано с позднепалеозойским циклом тектогенеза.

 

Магнитогорская мегазона (мегасинклинорий - II₃)

Эта крупная палеозойская структура Южного Урала обрамляет с запада рифейские образования Центрально-Уральского поднятия, а с восточной - докембрийские и палеозойские в различной степени метаморфизованные отложения Восточно-Уральского поднятия.

Магнитогорская мегазона протягивается более чем на 450 км при ширине до 110 км, резко сужаясь севернее г. Учалы до 10-20 км, где выделяемые в ее пределах структурные зоны частично срезаются Миасским разломом, ограничивающим с запада Восточно-Уральское поднятие. По особенностям геологического строения в мегазоне выделяются Западно-Магнитогорская, Центрально-Магнитогорская и Восточно-Магнитогорская зоны. Первая включает Воскресенско-Присакмарскую, Ирендыкскую и Кизило-Уртазымскую подзоны, последняя - Ахуново-Кацбахскую и Уйско-Новооренбургскую, а в Центрально-Уральской - подзоны не выделяются.

Крайняя западная структура Западно-Магнитогорской зоны - Вознесенско-Присакмарский моноклинорий - контактирует с докембрийскими толщами зоны Уралтау по Главному Уральскому разлому (ГУРу). Слагающие эту структуру палеозойские (ордовик-карбон) вулканогенно-осадочные и осадочные отложения падают на восток согласно с развитыми здесь разрывными нарушениями, по которым в виде протрузий внедрены ранне-среднеордовикские апогарц