Предуральский краевой прогиб полезные ископаемые

Предуральский краевой прогиб (ПКП), крупная синклинальная структура, переходная между Вост.-Европ. платформой (ВЕП) и складчатым Уралом. Расположена в зап. (предгорной) части последнего и протягивается в меридиональном направлении. Границей между ПКП и ВЕП считается крутой (1—5°) уступ, к востоку от к-рого наблюдаются сильное увеличение мощности и фациальные изменения отложений кунгурского и артинского ярусов пермской системы. Восточная. граница проводится по полосе грубообломочных молассовых отложений ниж. перми, к-рая совпадает с зап. границей Зап.-Урал. внеш. зоны складчатости. Ширина прогиба изменяется в пределах от 30 до 80 км. Значит. часть его характеризуется более глубоким по сравнению с ВЕП и складчатым Уралом залеганием нижнепермских отложений ассельского и сакмарского ярусов, а также большей мощностью вышележащих отложений кунгурского яруса с пластами солей. Общее синклинальное (выпуклостью вниз) строение прогиба с более пологим зап. крылом осложнено крупными мегавпадинами и седловинами, ниж. граница к-рых фиксируется по нижнепермским отложениям. Контакт между ними и нижележащими кам.-уг. осадками находится на глуб. 500—1000 (в седловинах) и 2500—2600 м (в мегавпадинах). Допалеозойские породы фундамента ВЕП в пределах прогиба залегают на глуб. 5—6 км, у его зап. борта — на глуб. 3,5—4 км. В стратиграфич. разрезе прогиба установлены отложения силура (вост. крыло); нижне- и среднедевонские карбонатные породы прослеживаются до зап. крыла ПКП. Верхнедевонские, нижнекам.-уг., ср.- и верхнекам.-уг., а также нижнепермские отложения в терригенных, терригенно-карбонатных фациях развиты в пределах прогиба и далеко на З.— на ВЕП. Особенностью разреза ПКП является латеральная смена терригенных отложений верх. карбона, ассельского, сакмарского и артинского ярусов ниж. перми в направлении с В. на З. одновозрастными карбонатными отложениями. Др. особенность заключается в том, что эта смена терригенных и карбонатных фаций происходит дальше на З. в более высоких горизонтах разреза в соответствии со смещением осевой части прогиба в зап. направлении. ПКП разделяется на 2 крупные части — юж. (Уфим.-Соликамскую) и сев. (Верхне-Печорскую) мегавпадины,— раздел. Кольвинской седловиной сев.-зап. (тиманского) простирания. В первой из мегавпадин выделяются Айская, Соликамская и Сылвенская впадины, раздел. седловинами. В пределах Айской впадины, располож. у зап. границы Чел. обл., прогиб выражен наиб. четко. Он имеет здесь асимметричное строение; зап. крыло его полого падает на В. под углом до 2° (на отд. участках до 10—15°); вост. осложнено различными складками. Общее падение вост. крыла —зап., под углом 3—5° (местами до 7—10°). В пределах Сев.-Печорской мегавпадины с Ю. на С. выделяются Косью-Роговская, Коротаихинская и Карская впадины, раздел. поднятиями. Все они отличаются от впадин Уфим.-Соликамской группы намн. большей мощностью орогенных молассовых формаций (до 6—7 км и более). Значит. часть разреза здесь занимают угленосные лагунно-мор., лагунно-озерные и болотно-озерные отложения воркугинской (кунгурский и уфим. ярусы) и печорской (уфим., казанский и тат.) серий пермской системы. В пределах Сев.-Печорской мегавпадины также наблюдается постепенный надвиг ПКП на платформу. В пределах прогиба находятся уник. месторожд. полезных ископаемых, напр. калийных и кам. солей у гг. Соликамск и Березники. Здесь макс. мощность соленосных толщ кунгурского яруса достигает значений 700 м, а суммарная мощность пластов собственно кам. соли (галита) — 500 м. Месторожд. приурочены к Соликамской впадине, характеризующейся наиб. сильным проявлением соляной тектоники, наличием длинных валов, куполов, связ. с раздувами солей и соленосных глин. К северной части ПКП приурочен Печорский угольный басс. площадью ок. 96 тыс. км 2 . Он включает 6 геолого-пром. районов, в пределах к-рых насчитывается до 40 месторожд. (15 из них эксплуатируются). В разрезе угленосной формации устанавливаются 5 циклов угленакопления, стратиграфически они приурочены к воркутинской и печорской сериям. В ниж. воркутинской серии насчитывается 170 угольных пластов (32 имеют пром. мощность), в отложениях печорской серии — до 120 пластов и прослоев, часто довольно большой мощности (5 самых крупных — 10, 12, 15, 20 и 33 м). В пределах ПКП в районе пос. Верхнечусовские Городки (Пермский край) в артинских отложениях в нач. 1940-х гг. была впервые открыта пром. залежь нефти. Нефтеносные участки приурочены к широко развитым в зап. прибортовой части прогиба барьерным, атолловидным и одиночным рифовым массивам (рифовые гряды сами непродуктивны, но образуют крупные структуры облекания, с к-рыми связаны известные большие скопления нефти в вышележащих отложениях). Нефтегазоносными являются также взбросо-надвиговые структуры центр. части прогиба. С этими структурами связан ряд месторожд. нефти, открытых в Оренб. обл., Пермском крае и Башкортостане.

источник

Уральские горы образовались в позднем Палеозое в эпоху интенсивного горообразования (Герцинская складчатость). Формирование горной системы Урала началось в позднем Девоне (около 350 млн. лет назад) и закончилось в Триасе (около 200 млн. лет назад).

Является составной частью Урало-Монгольского складчатого геосинклинального пояса. В пределах Урала на поверхность выходят деформированные и часто метаморфизованные горные породы преимущественно палеозойского возраста. Толщи осадочных и вулканических пород обычно сильно смяты, нарушены разрывами, но в целом образуют меридиональные полосы, обусловливающие линейность и зональность структур Урала. С запада на восток выделяются:

§ Предуральский краевой прогиб со сравнительно пологим залеганием осадочных толщ в западном борту и более сложным в восточном;

§ зона западного склона Урала с развитием интенсивно смятых и нарушенных надвигами осадочных толщ нижнего и среднего палеозоя;

§ Центральноуральское поднятие, где среди осадочных толщ палеозоя и верхнего докембрия местами выходят более древние кристаллические породы края Восточно-Европейской платформы;

§ система прогибов-синклинориев восточного склона (наиболее крупные—Магнитогорский и Тагильский), выполненных главным образом среднепалеозойскими вулканическими толщами и морскими, нередко глубоководными осадками, а также прорывающими их глубинными изверженными породами (габброидами, гранитоидами, реже щелочными интрузиями) — т. н. зеленокаменный пояс Урала;

§ Урало-Тобольский антиклинорий с выходами более древних метаморфических пород и широким развитием гранитоидов;

§ Восточно-Уральский синклинорий, во многом аналогичный Тагильско-Магнитогорскому [5,c. 305].

В основании первых трёх зон по геофизическим данным уверенно прослеживается древний, раннедокембрийский, фундамент, сложенный преимущественно метаморфическими и магматическими породами и образованный в результате нескольких эпох складчатости. Самые древние, предположительно архейские, породы выходят на поверхность в Тараташском выступе на западном склоне Южного Урала. Доордовикские породы в фундаменте синклинориев восточного склона Урала неизвестны. Предполагается, что фундаментом палеозойских вулканогенных толщ синклинориев служат мощные пластины гипербазитов и габброидов, местами выходящих на поверхность в массивах Платиноносного пояса и других родственных ему поясов; эти пластины, возможно, представляют собой отторженцы древнего океанического ложа Уральской геосинклинали. На востоке, в Урало-Тобольском анти-клинории, выходы докембрийских пород довольно проблематичны.

Палеозойские отложения западного склона Урала представлены известняками, доломитами, песчаниками, образовавшимися в условиях преимущественно мелководных морей. Восточнее прерывистой полосой прослеживаются более глубоководные осадки континентального склона. Ещё восточнее, в пределах восточного склона Урала, разрез палеозоя (ордовик, силур) начинается изменёнными вулканитами базальтового состава и яшмами, сопоставимыми с породами дна современных океанов. Местами выше по разрезу залегают мощные, также изменённые спилит-натро-липаритовые толщи с месторождениями медноколчеданных руд. Более молодые отложения девона и отчасти силура представлены преимущественно андезито-базальтовыми, андезито-дацитовыми вулканитами и граувакками, отвечающими в развитии восточного склона Урала стадии, когда океаническая земная кора сменилась корой переходного типа. Каменноугольные отложения (известняки, грау-вакки, кислые и щелочные вулканиты), связаны с наиболее поздней, континентальной стадией развития восточного склона Урала. На этой же стадии внедрилась и основная масса палеозойских, существенно калиевых, гранитов Урала, образовавших пегматитовые жилы с редкими ценными минералами.

В позднекаменноугольно-пермское время осадконакопление на восточном склоне Урала почти прекратилось и здесь сформировалось складчатое горное сооружение; на западном склоне в это время образовался Предуральский краевой прогиб, заполненный мощной (до 4-5 км) толщей обломочных пород, сносившихся с Урала,- молассой. Триасовые отложения сохранились в ряде впадин-грабенов, возникновению которых на севере и востоке Урала предшествовал базальтовый (трапповый) магматизм. Более молодые толщи мезозойских и кайнозойских отложений платформенного характера полого перекрывают складчатые структуры по периферии Урала.

Предполагается, что палеозойская структура Урала заложилась в позднем кембрии — ордовике в результате раскалывания позднедокембрийского континента и раздвижения его обломков, вследствие чего образовалась геосинклинальная впадина с корой и осадками океанического типа в её внутренней части. Впоследствии раздвижение сменилось сжатием и океаническая впадина начала постепенно закрываться и «зарастать» вновь формирующейся континентальной корой; соответственно менялся характер магматизма и осадконакопления. Современная структура Урала носит следы сильнейшего сжатия, сопровождавшегося сильным поперечным сокращением геосинклинальной впадины и образованием пологих чешуйчатых надвигов — шарьяжей.

Урал — это целая система горных хребтов, вытянутых параллельно один к другому в меридиональном направлении. Как правило, таких параллельных хребтов два-три, но местами при расширении горной системы количество их возрастает до четырех и более. Так, например, орографически очень сложен Южный Урал между 55 0 и 54° с. ш., где насчитывается не менее шести хребтов. Между хребтами лежат обширные понижения, занятые долинами рек.

Орография Урала тесно связана с его тектонической структурой. Чаще всего хребты и увалы приурочены к антиклинальным зонам, а понижения — к синклинальным. Реже встречается обращенный рельеф, связанный с наличием в синклинальных зонах более устойчивых к разрушению горных пород, чем в расположенных рядом антиклинальных зонах. Такой характер имеет, например, Зилаирское плато, или Южноуральское плоскогорье, в пределах Зилаирского синклинория.

Пониженные участки сменяются на Урале возвышенными — своего рода горными узлами, в которых горы достигают не только своих максимальных высот, но и наибольшей ширины. Замечательно, что такие узлы совпадают с местами, в которых простирание Уральской горной системы меняется. Главные из них — Приполярный, Среднеуральский и Южноуральский. В Приполярном узле, лежащем под 65° с. ш., Урал отклоняется от юго-западного направления на юг. Здесь поднимается самая высокая вершина Уральских гор — гора Народная (1894 м). Среднеуральский узел расположен около 60° с. ш., там, где простирание Урала меняется с южного на юго-восточное. Среди вершин этого узла выделяется гора Конжаковский Камень (1569 м). Южноуральский узел находится между 55 0 и 54 0 с. ш. Здесь направление хребтов Урала становится вместо юго-западного южным, а из вершин привлекают внимание Иремель (1582 м) и Ямантау (1640 м) [3,c.590].

Общей чертой рельефа Урала является асимметричность его западного и восточного склонов. Западный склон пологий, переходит в Русскую равнину более постепенно, чем восточный, круто опускающийся в сторону Западно-Сибирской равнины. Асимметрия Урала обусловлена тектоникой, историей его геологического развития.

С асимметрией связана другая орографическая особенность Урала — смещение главного водораздельного хребта, отделяющего реки Русской равнины от рек Западной Сибири, на восток, ближе к Западно-Сибирской равнине. Этот хребет в разных частях Урала носит разные названия: Уралтау на Южном Урале, Поясовый Камень на Северном Урале. При этом он почти везде не самый высокий; наибольшие вершины, как правило, лежат западнее его. Подобная гидрографическая асимметрия Урала есть результат повышенной «агрессивности» рек западного склона, вызванной более резким и быстрым по сравнению с Зауральем поднятием Предуралья в неогене.

Даже при беглом взгляде на гидрографический рисунок Урала бросается в глаза наличие у большинства рек западного склона резких, коленчатых поворотов. В верховьях реки текут в меридиональном направлении, следуя продольным межгорным понижениям. Затем они круто поворачивают на запад, перепиливая часто высокие хребты, после чего снова текут в меридиональном направлении или же сохраняют старое широтное. Такие резкие повороты хорошо выражены у Печоры, Щугора, Илыча, Белой, Аи, Сакмары и многих других. Установлено, что реки перепиливают хребты в местах понижения осей складок. Кроме того многие из них, по-видимому, старше горных хребтов, и врезание их протекало одновременно с поднятием гор.

Небольшая абсолютная высота определяет на Урале господство низкогорных и среднегорных геоморфологических ландшафтов. Вершины у многих хребтов плоские, у отдельных гор куполовидные с более или менее мягкими очертаниями склонов. На Северном и Полярном Урале вблизи верхней границы леса и выше его, где энергично проявляется морозное выветривание, широко распространены каменные моря (куркумы). Для этих же мест очень характерны нагорные террасы, возникающие в результате солифлюкционных процессов и морозного выветривания.

Альпийские формы рельефа в Уральских горах исключительно редки. Они известны лишь в наиболее приподнятых частях Полярного и Приполярного Урала. С этими же горными массивами связана основная масса современных ледничков Урала.

«Леднички» не случайное выражение по отношению к ледникам Урала. По сравнению с ледниками Альп и Кавказа уральские выглядят карликами. Все они принадлежат к типу каровых и карово-долинных и расположены ниже климатической снеговой границы. Общее число ледников на Урале — 122, а вся площадь оледенения составляет лишь немногим более 25 км 2 . Больше всего их в полярной водораздельной части Урала между 67 0 —68 0 с. ш. Здесь найдены карово-долинные ледники до 1,5—2,2 км длины. Второй ледниковый район находится на Приполярном Урале между 64 0 и 65° с. ш.

Основная часть ледников сосредоточена на более увлажненном западном склоне Урала. Примечательно, что все уральские ледники лежат в карах восточной, юго-восточной и северо-восточной экспозиций. Объясняется это тем, что они навеянные, т. е. образовались в результате отложения метелевого снега в ветровой тени горных склонов.

Не отличалось большой интенсивностью на Урале и древнее четвертичное оледенение. Достоверные следы его прослеживаются на юг не дальше 61° с. ш. Довольно хорошо здесь выражены такие ледниковые формы рельефа, как кары, цирки и висячие долины. Вместе с тем привлекает внимание отсутствие бараньих лбов и хорошо сохранившихся ледниково-аккумулятивных форм: друмлинов, озов и конечно-моренных валов. Последнее наводит на мысль, что ледниковый покров на Урале был маломощным и не везде активным; значительные площади, по-видимому, были заняты малоподвижным фирном и льдом [6,c.260].

Замечательной особенностью рельефа Урала являются древние поверхности выравнивания. Они были впервые подробно изучены В. А. Варсанофьевой в 1932 г. на Северном Урале и позднее другими на Среднем и Южном Урале. Различные исследователи в разных местах Урала насчитывают от одной до семи выровненных поверхностей. Эти древние поверхности выравнивания служат убедительным доказательством неравномерного во времени поднятия Урала. Самая высокая из них соответствует наиболее древнему циклу пенепленизации, падающему на нижний мезозой, самая молодая, нижняя поверхность имеет третичный возраст.

И.П. Герасимов отрицает наличие на Урале разновозрастных поверхностей выравнивания. По его мнению, здесь существует лишь одна поверхность выравнивания, сформировавшаяся на протяжении юры-палеогена и затем подвергшаяся деформации в результате новейших тектонических движений и эрозионного размыва.

Трудно согласиться с тем, что на протяжении столь длительного времени, как юра-палеоген, был только один, ничем не нарушенный цикл денудации. Но И.П. Герасимов, несомненно, прав, подчеркивая большую роль в формировании современного рельефа Урала неотектонических движений. После киммерийской складчатости, не затронувшей глубоко палеозойские структуры, Урал на протяжении мела и палеогена существовал в виде сильнопенепленизированной страны, по окраинам которой находились к тому же мелководные моря. Современный горный облик Урал приобрел только в результате тектонических движений, происходивших в неогене и четвертичном периоде. Там, где они достигали большого размаха, теперь поднимаются наиболее высокие горы, а где тектоническая деятельность проявлялась слабо, лежат малоизмененные древние пенеплены.

Широко распространены на Урале карстовые формы рельефа. Они характерны для западного склона и Предуралья, где карстуются палеозойские известняки, гипсы и соли. Об интенсивности проявления карста здесь можно судить по такому примеру: для Пермской области на детально обследованных 1000 км 2 описано 15 тыс. карстовых воронок. Самой крупной на Урале является пещера Сумган (Южный Урал) длиной 8 км, большой известностью пользуется Кунгурская ледяная пещера с многочисленными гротами и подземными озерами. Другие крупные пещеры — Дивья в районе Полюдова кряжа и Капова на правом берегу реки Белой.

Уральские горы — это сокровищница разнообразных полезных ископаемых. В Уральских горах представлено 48 видов полезных ископаемых.

Уралтауский антиклинорий образует осевую, наиболее высокую часть горного сооружения Урала. Он сложен породами доордовикского комплекса (нижнего структурного яруса): гнейсами, амфиболитами, кварцитами, метаморфическими сланцами и др. В антиклинорий развиты сильно сжатые линейные складки, опрокинутые на запад или на восток, что придает антиклинорию веерообразное строение. Вдоль восточного склона антиклинория проходит Главный Уральский глубинный разлом, к которому приурочены многочисленные интрузии ультраосновных пород. С ними связан большой комплекс полезных ископаемых: месторождения никеля, кобальта, хрома, платины, уральских самоцветов. С толщей рифейских отложений связаны месторождения железа.

В рельефе антиклинорий представлен узким меридионально вытянутым хребтом. На юге он называется Уралтау, севернее — Уральский хребет, еще дальше — Поясовый Камень, Исследовательский и т. д. Этот осевой хребет имеет два изгиба к востоку — в районе Уфимского горста и Большеземельского (Усинского) свода, т. е. там, где огибает жесткие глыбы Русской плиты.

Магнитогорско-Тагильский (Зеленокаменный) синклинорий протягивается вдоль всего Урала вплоть до побережья Байдарацкой губы. Он сложен осадочно-вулканогенным комплексом ордовика-нижнего карбона. Здесь распространены диабазы, диабаз-порфиры, туфы, разнообразные яшмы (зеленые, мясо-красные и др.), обширные кислые интрузивные тела (трахиты, липариты), кое-где очень сильно метаморфизованные известняки (мраморы). В приразломных зонах, ограничивающих синклинорий, встречаются интрузии ультраосновных пород. Все породы сильно рассланцованы. Часто породы подвергались гидротермальному изменению. Это — медноколчеданная полоса, где имеются сотни месторождений меди. К контакту гранитов с известняками нижнего карбона приурочены месторождения железных руд. Есть россыпное золото и уральские самоцветы (драгоценные и полудрагоценные камни).

В рельефе данная зона представлена короткими хребтами и отдельными массивами высотой до 1000—1200 м и выше, расположенными среди обширных понижений, по которым проложены долины рек.

Урало-Тобольский, или Восточно-Уральский, антиклинорий прослеживается вдоль всего складчатого сооружения, но в состав Уральской горной страны входит лишь его южная часть, так как севернее Нижнего Тагила он скрывается под покровом мезокайнозойского чехла Западно-Сибирской плиты. Он сложен сланцевыми и вулканогенными толщами палеозоя и рифея, пронизан интрузиями гранитоидов преимущественно верхнепалеозойского возраста. Подчас интрузии имеют громадные размеры. С ними связаны месторождения железа высокого качества и золота. Здесь же прослеживаются короткие цепочки ультраосновных интрузий. Широко распространены уральские самоцветы.

В рельефе антиклинорий представлен увалистой полосой восточных предгорий и Зауральским пенепленом. Аятский синклинорий входит в состав Урала лишь своим западным крылом на крайнем юге региона. Севернее и восточнее он перекрыт мезокайнозойским осадочным чехлом. Сиклинорий сложен сильно раздробленными и перемятыми отложениями, палеозоя, прорванными магматическими породами разного состава, выступающими из-под покрова па­леогеновых отложений. Здесь развиты узкие грабенообразные впадины, заполненные триасовыми и нижнеюрскими отложениями туринской и челябинской серий. С последней связаны месторождения угля. В рельефе Аятский синклинорий представлен как часть Зауральского плато. Таким образом, морфотектонические зоны Урала отличаются друг от друга геологическим строением, рельефом и набором полезных ископаемых, поэтому природно-зональная структура Урала прекрасно читается не только на геологической карте, но и на картах полезных ископаемых и гипсометрической.

В рельефе Урала отчетливо выделяются две полосы предгорий (западных и восточных) и расположенная между ними система горных хребтов, вытянутых параллельно друг другу в субмеридиональном направлении соответственно простиранию тектонических зон. Таких хребтов может быть два-три, но местами количество их возрастает, до шести-восьми. Хребты отделены друг от друга обширными понижениями, вдоль которых текут реки. Как правило, хребты соответствуют антиклинальным складкам, сложенным более древними и прочными породами, а понижения — синклинальными [7,c.178].

источник

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 (II₂ 1 ) и Уралтауская зона (II₂ 2 ) (мегантиклинории) и разделяющая их Зилаирская подзона (синклинорий — II₂ 3 ) (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 — II₂ 2 ) 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 (II₂ 3 ) 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

Механическое удерживание земляных масс: Механическое удерживание земляных масс на склоне обеспечивают контрфорсными сооружениями различных конструкций.

Поперечные профили набережных и береговой полосы: На городских территориях берегоукрепление проектируют с учетом технических и экономических требований, но особое значение придают эстетическим.

источник

1. Географическое положение.

2. Геологическое строение и рельеф.

3. Климат и поверхностные воды.

4. Почвы, растительный и животный мир.

Географическое положение

Уральские горы протягиваются вдоль восточных окраин Русской равнины, от побережья Северного Ледовитого океана до южных границ России. «Урал» в переводе с тюркского означает «пояс». С севера на юг Уральская горная страна протягивается более чем на 2000 км, пересекая пять природных зон – тундру, лесотундру, тайгу, лесостепь и степь. Ширина горного пояса от 50 км на севере, до 150 км на юге. Вместе с предгорными равнинами ширина страны увеличивается до 200-400 км. На севере продолжением Урала является остров Вайгач и острова Новая Земля, а на юге горы Мугоджары (в Казахстане). На западе граница Урала с Русской равниной не имеет четких очертаний. Обычно границу проводят по Предуральскому краевому прогибу, по долине реки Коротаиха и по реке Усе, далее по долине Печеры, затем чуть восточнее долины Камы, по рекам Уфа и Белая. На востоке Уральские горы круто обрываются к низким предгорьям, поэтому граница Западной Сибири более контрастна. Она начинается от Байдарацкой губы, далее на юг к Зауральскому плато. Урал издавна считают границей между Европой и Азией. Граница проводится по всей части гор и далее по реке Урал. В природном отношении Урал ближе к Европе, чем к Азии.

Геологическое строение и рельеф

Геологическое строение Урала довольно сложно. В его строении прослеживается два структурных яруса (комплекса). Нижний ярус представлен до ордовикскими толщами (гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты, мрамор). Эти породы вскрываются в ядрах крупных антиклинориев. Сверху эти толщи покрыты верхнепротерозойскими отложениями мощностью до 10-14 км. Здесь присутствуют кварцевые песчаники, переходящие выше в алевролиты, глинистые сланцы, доломиты и известняки. Вероятно этот нижний ярус формировался в байкальскую складчатость, при этом территория Урала опускалась и неоднократно поднималась, становясь сушей. Верхний ярус образован отложениями начиная с ордовика и заканчивая нижним триасом. Тектонические структуры современного Урала связаны с формированием именного этого структурного яруса. Урал является примером одной из крупной линейных складчатых структур, протянувшихся на тысячи километров. Он представляет собой мегантиклинорий состоящий из чередующихся антиклинориев и синклинориев, вытянутых в меридиональном направлении. Современный структурный план Урала был заложен уже в раннем палеозое. При этом в геологическом строении четко прослеживаются различия в развитии тектонических зон западного и восточного склонов, которые образуют две самостоятельные мегазоны. Восточная мегазона максимально прогнута и характеризуется развитием основного вулканизма и интрузивного магматизма. В ней накопились толщи (свыше 15 км) осадочно-магматических отложений. Западная – лишена магматических пород и состоит из морских терригенных отложений. К западу она переходит в Предуральский краевой прогиб. Таким образом формирование Урала началось в каледонскую складчатость при взаимодействии литосферной океанической плиты на востоке и континентальной Восточно-Европейской – на западе. Но основное горообразование Урала продолжалось в герцинскую складчатость. В мезозое активно протекали горообразующие процессы денудации и к началу кайнозоя сформировались обширные пенеплены и коры выветривания, с которыми связаны россыпные месторождения полезных ископаемых. В неоген-четвертичное время на Урале наблюдались дифференцированные тектонические движения, происходило дробление и перемещение отдельных глыб, что привело к возрождению гор. На Урале хорошо прослеживается соответствие геологического строения современной поверхности. С запада на восток здесь сменяют друг друга 6 морфотектонических зон. 1) Предуральский краевой прогиб отделяет складчатые структуры Урала от восточного края Русской плиты. Поперечными горстообразующими поднятиями (Каратау, Полюдов Камень и др.) прогиб разделен на отдельные впадины: Бельскую, Уфимско-Соликамскую, Печерскую, Воркутинскую (Усинскую). Мощность отложения в прогибах от 3 до 9 км. Здесь залегают соляные, а к северу угольные толщи, есть нефть. 2) Зона синклинориев западная склона (Зилаирский, Лемвильский и др.) примыкает к Предуральскому прогибу. Она сложена осадочными породами палеозоя. В эту зоны входит также Башкирский антиклинорий. Полезных ископаемых здесь мало, лишь строительные материалы. В рельефе эта зона выражена короткими краевыми хребтами и массивами, например Зилаирским плато, Высокой Пармой. 3) Уральский антиклинорий образует осевую, наиболее высокую часть Урала. Он сложен породами более древними (нижнего яруса): гнейсами, амфиболитами, кварцитами, сланцами. Вдоль восточного склона антиклинория проходит главный Уральский глубинный разлом, где залегают никель, кобальт, хром, железо, платина, уральские самоцветы. В рельефе антиклинорий представлен узким линейно вытянутым хребтом, на севере он называется Поясовый камень, далее Уральский хребет, на юге Уралтау. 4) Магнитогорско-Тагильский (Зеленокаменный) синклинорий протягивается от Байдарацкой губы на юг до государственной границы. Он сложен осадочно-вулканическими породами: диабазами, туфами, яшмами, есть липариты, мраморы; имеется медный колчедан, железная руда, россыпное золото, драгоценные камни. В рельефе зона представлена короткими хребтами, высотой до 1000 м. 5) Восточно-Уральский (Урало-Тобольский) антиклинорий прослеживается вдоль всего складчатого сооружения, но в состав Уральских гор входит лишь его южная часть (южнее Нижнего Тагила). Он сложен сланцевыми и вулканогенными породами. Здесь есть золото, железо, драгоценные камни. В рельефе это полоса восточных предгорий и Зауральский пенеплен. 6) Аятский синклинорий в состав Урала входит лишь своим западным крылом на юге страны. Есть уголь. В рельефе это Зауральское плато.

В рельефе Урала выделяют две полосы предгорий (западных и восточных) между которыми система горных хребтов вытянутых в субмеридеональном направлении параллельно друг другу. Таких хребтов может быть от 2-3 до 6-8. Хребты отделены друг от друга понижениями, вдоль которых текут реки. Уральские горы невысокие. Высшая точка Урала – гора Народная (1895 м). На Урале выделяют с севере на юг несколько орографических областей: Пай-Хой от пролива Югорский Шар до реки Кары, высота гор 400-450 м; Полярный Урал от горы Константинов Камень до верховья реки Хулги, высоты хребтов 600-900 м. Наивысшая точка – гора Пайер (почти 1500 м). Приполярный Урал от реки Хулги до реки Щугор. Это наиболее высокая часть Урала – горный узел. Здесь несколько вершин превышают 1500 м: Народная, Нейрока, Карпинского и др. Северный Урал начинается горой Тэльпозиз и заканчивается Конжаковским Камнем (1570 м); Средний Урал – до горы Юрма, это наиболее пониженная часть гор, высота 500-600 м; Южный Урал от горы Юрма и до южных границ России. Это самая широкая часть Урала, высоты гор от 1200мдо 1600 м, высшая точка – гора Иремель (1582 м). Основным типом морфоструктур Урала являются возрожденные складчато-глыбовые горы. Есть морфоструктуры, переходные от складчатых к платформенным областям: плоскогорье Южно-Уральский пенеплен, цокольные кряжевые возвышенности (Пай-Хой) и цокольная равнина — Зауральский пенеплен. Эти структуры являются пластовыми равнинами. На морфоструктуры созданные эндогенными процессами наложены более мелкие морфоструктуры, экзогенного происхождения. На Урале преобладают эрозионный рельеф, среди которого преобладают речные долины. В наиболее высоких частях гор активны гольцовые процессы (морозное выветривание, солифлюкция) приводящие к россыпям камней (каменные моря и реки). Плащ обломочного материала достигает до 5 м толщины. Для западного склона и Предуралья характерны карстовые формы рельефа (пещеры – Кунгурская, Дивья, Капова и др., воронки и т.д.). Ледниковые формы на Урале очень редки, они лишь на наиболее преподнятых участках Полярного и Приполярного Урала, где есть современные оледенение.

Климат и поверхностные воды.

Климат Урала по сравнению с климатом Русской равнины отличаются большей континентальностью. При этом вследствие значительной протяженности Урала в меридиональном направлении наблюдаются большие климатические различия между севером и югом этой горной страны. На севере климат субарктический (до полярного круга), и умеренный на остальной территории. Из-за незначительной высоты гор свой особый горный климат на Урале не формируется. Но Урал играет роль барьера на пути движения западных ветров. Климатические различия между севером и югом особенно проявляются летом, июльская температура изменяется соответственно от +6˚C до +22˚C. Зимой температура различается меньше. Север Урала зимой попадает под влияние циклональной деятельности. Циклоны несут с Северной Атлантики более теплый и влажный воздух. Пай-Хой оказывается на стыке влияния холодного Карского моря и относительно теплого Баренцева. Самая низкая средняя температура января на Полярном Урале -22˚C. Южнее Урал зимой находится под влиянием континентальных воздушных масс Азиатского максимума, поэтому январские температуры и здесь тоже низкие, до -18˚C. Западный склон и Предуралье являются более увлажненными, чем восточный склон. На западном склоне выпадает на 200 м осадков больше, чем на восточном. Наибольшее количество осадков приходится на западные склоны Полярного – Северного Урала, свыше 1000 мм. К югу их количество убывает до 600-800 мм. В Зауралье количество осадков снижается до 450-500 мм. Зимой устанавливается снежный покров, в Предуралье его мощность до 90 см, в горах западного склона до 2 метров. При этом на юге Зауралья высота снежного покрова всего 30-40 см. Зимой в межгорных котловинах наблюдаются температурные инверсии.

Реки Урала принадлежат бассейнам Печоры, Волги, Урала и Оби, соответственно Баренцева, Каспийского и Карского морей. Величина речного стока на Урале больше, чем на прилегающих равнинах. Реки западного склона многоводнее восточного. На их долю приходится до 75% от общего годового стока Урала. Преобладает снеговое питание ( до 70%), дождевое составляет почти 25%, остальное – подземные воды. Озера на Урале распространены неравномерно. Наибольшее их количество в восточных предгорьях Северного и Южного Урала, где преобладают тектонические озера. В Предуралье характерны карстовые озера, на Зауральском плато – суффозионные. Крупных озер мало, самое глубокое озеро на Полярном Урале — Большое Щучье ( глубина до 136 м), оно ледниково-тектоническое. Много на Урале и водохранилищ и прудов. Современное оледенение развито на Полярном и на Приполярном Урале, где снеговая граница лежит на высоте около 1000 м.

Почвы, растительный и животный мир.

Почвы предгорий аналогичны зональным почвам прилегающих равнин. На севере преобладают тундрово-глеевые почвы, южнее распространены подзолистые и еще южнее распространены – дерново-подзолистые почвы. В Предуралье южнее Перми появляются серые лесные почвы, которые к югу переходят в черноземы. На юго-востоке Зауралья появляются каштановые почвы. В горах развиты горные типы почв, которые все насыщены обломочным материалом. Это горно-тундровые, горные лесные (подзолистые и т.д.), горные черноземы.

Растительность Урала довольно разнообразна. Во флоре Урала насчитывается до 1600 видов растений. Но эндемики составляют лишь 5%. Бедность эндемиками объясняется срединным положением гор на материке. Так многие сибирские виды перевалили через Урал, и западная граница их ареала проходит по Русской равнине. На крайнем севере Урала от предгорий до вершин распространены тундры. Близ полярного круга тундра превращается в высотный пояс, а у подножья развиваются редкостойные леса, которые поднимаются до 300 м. Самым распространённым типом растительности Урала являются леса, они тянутся от полярного круга на юг до г. Екатеринбурга. Преобладают хвойные леса из ели, пихты, кедра, но на восточных склонах велика доля сосны. Иногда встречается лиственница. Южнее 58˚с.ш. к хвойным породам добавляется широколиственные породы: липа, вяз, клен. На западных склонах Южного Урала леса становятся широколиственными, с преобладанием липы. Но эти леса занимают на Урале не более 5% лесопокрытой площади. Значительно шире представлены мелколиственные леса из березы и осины. Они распространены по всему Уралу. Верхняя граница леса на Северном Урале доходит до 500-600 м, а на Южном – до 1200 м. Выше лесов лежат горные тундры, горные луга и гольцовый пояс. Лесостепь появляется фрагментарно в предгорьях Среднего Урала (Красноуфимск). На Южном Урале лесостепь подходит к подножию гор. Крайний юг страны занимают степи, с зарослями кустарников из караганы, спиреи, вишни и др.

Животный мир слагается из тундровых, лесных и степных видов, распространенных на соседних равнинах. Настоящих горных видов в пределах Уральской страны нет. На севере типичны лемминг, песец, полярная сова, сапсан, канюк, белая куропатка, пуночки, лапландский подорожник, золотистая ржанка и др. В лесах обитают лось, бурый медведь, росомаха, рысь, соболь, куница, волк, бурундук, белка, заяц-беляк, рябчик, глухарь, тетерев, кедровка, дятлы, синицы, поползень, различные совы ( филин и др.), летом прилетают славки, горихвостки, кукушка, дрозды и др. В степях многочисленны грызуны: сурки (байбак), суслики, хомяк, хомячок, хорь. Из птиц – степной орел, беркут, степной лунь, курганник, коршун, пустельга, жаворонки, чекан-каменка и др.

источник