Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах
Подождите немного. Документ загружается.
628
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
Рассматриваемый
район,
около
60
nм
поперечником,
находится
на
восточном
склоне
Среднего
Урала
в
области
распространения
силур
девонских
зелено
каменных
пород
центральной
части
Уральской
геосин
клинальной
системы,
испытавшей
значительные
поднятия
и
размыв,
чем
и
объясняется
отсутствие
в
ее
пределах
последевонских
отло
жений.
В
нижнем
уинлоке
в
пределах
всего
района
происходило
накопление
толщи
вулканических
БРeI{ЧИЙ,
андезито-базальтового
состава,
чередо
вавшихся
с
подчиненными
покровами
тех
же
лав
общей
мощностью
до
1000
М.
ИСТОЧНИI{ом
вулканогенньго
материала
являлись
вулканы,
гряды
которых
протягивались
вдоль
окраины
геосинклинали
по
бортам
ограничивающих
ее
межгеосинклинальных
поднятий.
В
среднем
уинлоке
излияние
лав
значительно
усиливается
и
они
по
крывают
почти
весь
район.
Только
в
центре
геосинклинали
в
пределах
узкой
меридионально
вытянутой
полосы
образуются
яшмы,
переслаиваю
щиеся
с
туфами
диабаЗ0ВЫХ
порфиритов
общей
мощностью
до
200
м
(фиг.
5-ХVа).
В
верхнем
уинлоке
в
западной
и
восточной
частях
района
накапли
ваются различные
пирокластические
породы
и
диабаЗ0вые
порфириты
мощностью
ДО
700
.М.
В
центральной
же
его
части,
в
области
распростра
нения
яшм,
образуются
рифовые
известняки,
протягивающиеся
в
мери
диональном
направлении
в
виде
полосы
шириной
2,5-4
nм.
Эта
полоса
известнЯ!
{о
в
с
некоторыми перерывами
прослеживается
среди
зеленока
менных
пород
Урала
на
протяжении
нескольких
сотен
километров.
В
нижнем
лудлоу
сохраняется
установившийся
перед
этим
план
рас
пределения
осадочных и
ВУЛIW.ногенных
отложений,
но
ширина
полосы,
занятой
и
з
вестняками,
увеличивается
до
15
nм
(фиг.
5-ХVб).
R
западу
п
,
востоку
эти
известняки
замещаются
эффузивами
и
пирокластичесними
производными
андезитовой
магмы.
В
начале
среднего
лудлоу
в
центральной
части
зеленокаменной
по
лосы
накапливалась
продунтивная
бокситоносная
толща,
сложенная
пре
имущественно
породами,
образованными
за
счет
размыва
узких
островов
~фиг.
5-ХУв).
,
Вс!{оре,
однако,
эти
остров
а
ПОГРУ3ИЛИСЬ
ниже
уровня
моря
и
в
центральной
части
зеленонаменной
полосы
шириной
в
18-19
nм
вновь
стали
накапливаться
известняки,
мощность
которых
достигает
.400
м.
Кан
и
прежде,
по
обе
стороны
от
полосы
отложения
известнянов
;Jiроисходит
накопление
туфов
и эффУ3ИИ
порфиритов
И
альбитофиров.
,,'
в
конце
среднего
лудлоу
в
рассматриваемом
районе
происходят
под
н-лtия,
особенно
заметные
на
периферии
района,
а
таюке
в его
централь
'
ной
З0не,
где
с
этого
времени
вознинают
вулканы,
за
счет
деятельности
которых
образуются
ортофировые
туфы
и
кр~нистые
туффиты,
ложащиеся
яесогласно
на
более
древние
породы.
Вулканические
же
извержения
на
западном и
восточном
обрамлении
зеленонаменной
полосы
в
это
время
отсутствуют.
С
внешних
сторон этих
30Н
потухших
вулнанов
в
верхнем
лудлоу
вознинают
области
денудации,
за счет
размыва
которых
образуются
об
ломочные
породы,
распространенные
в
пределах западной
и
восточной
Бон
(фиг.
5-ХVг).
В
жединсний
вен
продолжается
энергичная
вулканическая
деятель
пость,
обусловившая
образование
ПОНРОВОВ
диабазовых
порфиритов
и
их
туфов
общей
мощностью
до
400-500
м.
В
конце
жединс!{ого
вю{а
диабазовые
порфириты
продолжают
нана
IIливаться
тольно
в
центральной
части
района
!{
западу
и
востоку
от
ко-
ФОРМАЦИИ
И
их
ПРО
С
ТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
629
торой
возникают
толщи
кремнистых
или
l<ремнисто-карбонатных
ОТЛ<1-
жений
(фиг.
5-ХVд).
в
кобленцский
век
в
восточной
И
центральной
части
зелеНOIшменной
полосы
образуются
карбонатные
отложения
до
700
ом
мощности,
к
западу
gJ
Фиг.
5-ХУ
.
Сх
ема
р
асп
ред
~ле
нил
осадочных
и
в
ул
канич
ески
х
обра
u
о
ваний
в
Исов
си
ом
участке
зеленокаменнои
зоны
Среднего
Урала
:
а
-
сред
н
ий
уинлок;
б
-
ниж
ний
лудлоу
'
;
в
-
средний
лудлоу;
г
-
верхний
лудлоу;
д
-
конец
ж
е
динсиого
BeI,a;
е
-
эйфельский
век
(по
Н.
А
.
ШтреЙсу)
.
1 -
области
денудации;
2 -
области
НaRоплеНИfl
маломощных
наиоплен
и
й;
3 -
зона
вулианов~
4 -
ионгломер
а
ты.
п
!'с
чаниии и
глинистые
породы;
5 -
извеСТНflИИ;
б
-
flШМЫ;
7 -
flШМЫ
И
извест
НflИИ;
8 -
flшмы
11
туфы
порфиритов;
9 -
иремнистые
туффиты
и
туфы
орт
офирав;
10
-
диаба
зов
ые
порфИРИТЫ;
,
l1-ПОРфириты.
вулианичесиие
бреичии
порфиритов
и
туфы;
12 -
вулианичесиие
бреи-
чии
порФиритов,
замещаемые
обломочными
породами.
В
эйфельском
И
живетском
веке
со
храняется
такой
же
план
распределения
отложений,
с
тем
различием,
что
в
западной
зоне
в
связи
с
возобновлением
деятельности
вулканов
рас
пространяются вуш<аничесние
брекчии
преимущественно
альбитофи
ров
(фиг.
XVe).
630
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
Таким
образом,
в
верхнем
силуре,
нижнем
и
среднем
девоне
в
рас
сматриваемом
райФне,
по
Н.
А.
Штрейсу,
намечаются
три
фациально
структурные
зоны.
Западной
или
Кабанско
й
зо:н:е
было
свойственно
почти
'
непрерывное
накопление
ВУЛl<анических
пород
при
полном
отсутствии
известняков.
В
центральной
или
Тагильско-Исовской
зоне,
начиная
с
верхнего уинлока,
с
некоторыми перерывами
образовалась
толща
из
вестняков.
Восточная
или
Красноуральская
зона
до
середины
лудлов
екого
яруса,
так
же
как
и
Rабанская,
характеризовалась
накоплением
вулканогенных
толщ.
Н
ачиная
с
кобленцскоговека,
вулканическая
дея
тельность
в
КрасноураЛЬС
I{ОЙ
зоне
прекратилась
и
в
дальнейшем
в ее
пределах
накапливались
преимущественно
карбонатные
породы.
Во
всех
зонах,
перед
накоплением
мощных
толщ
известняков,
образовывались
Rремнистые
породы.
Резко
неодинаковы
мощности
пород
11
различных
зонах.
В
Кабан
ской
зоне
мощность
верхнесилурийских
и
девонских
отложений
превы
шает
6000
М,
в
Тагильско-Исовской
-
она
менее
4000
М,
а
в
Красно
уральской
-
около
5500
М.
Таким
образом,
в
геосинклиналях
зоны
шириной
всего
в
10-20
/'>М
характеризуются
существенными
отличиями
разреза
и
мощности
слагаю
щих
их
пород.
Некоторые
общие
закономерности
пространственного
размещения
геосинклинальных
формаций.
Как
видно
из
приведенной
выше
краткой
характеристики
геологической
истории
геосинклинальных
областей,
в
различные
промежутки
времени
в
их
пределах
образуются
различные
типы
осадочных
формаций.
В
начале
погружения
ге~синклинали
в
нее
обычно
приносится
зна
чительное
,
;количество
обломочного
материала
за
счет
размыва
прилежа
щих
платформ,
испытавших
перед
этим
значительные
поднятия
,
и
разру
шения
приподнятых
участков
внутри
самой
геосинклинали,
унаследован
ных
от
горных
возвышенностей
предыдущего
ритма.
,
При
отложении
этого
материала
возникают
глинисто-сланцевые
'
формации.
В
центральных
зонах
геосинклинальных
областей,
где
в
это
время
происходит
напряжен
ная
вулканическая
деятельность,
вместо
глинистых
толщ
образуются
вулканогенные
формации,
сложенные
главным
образом
спилито-диаба
зовыми
породами
и
их
туфами
.
,
в
ряде
случаев
глинистые
и
вулканоген
ные
породы
переслаиваются
между
собой.
По
мере
погружения
геосинклинали
и
распространения
трансгрес
сии
на
приле
жащие
платформы
количество
обломочного
материала,
при
носимого
в
геосинклиналь,
заметно
уменьшается.
Поэтому
во
время
мак
симума
трансгрессии
в
геосинклиналях
в
условиях
достаточно
теплого
Rлимата
получают
исключительно
широкое
распространение
карбонат
ные
отложения.
Накоплению
толщ
известняков
часто
предшествует
образование
l{ремнистых
пород
типа
яшм
и
кремнистых
сланцев,
особенно
в
центральных
участках
геосинклинальных
систем
с
их
напряженной
вулканической
деятельностью
.
Раньше
всего
здесь
в
разрезах
появляются
рифовые
известняки,
распространенные
большей
частью
в
ВИД
'
е
узких
по
лос,
приуроченных
к
осям
или
склонам
внутригеосинклинальных
под
нятий.
Подобные
рифовые
толщи
часто
залегают
среди
вулканогенных
образований.
В
:
п ериод
перехода
от
общего
погружения
к
общему
поднятию
неко
торые
зоны
геосишшиналей
превращаются
в
острова
с
пологим
рельефом,
поверхно
сть
I{OTOPblX
длительное
время
находится
на
одной
и
той
же
вы
соте
над
уровнем
моря
.
Поэтому
на
этих
островах
иногда
обра
зу ется
ФОРМАЦИИ
И ИХ
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
631
иощная
латеритная
кора
выветривания.
За
счет
переотложения
этой
коры
выветривания
возникают
·
скопления
бокситов,
железных
и
мар
ганцовых
руд,
приуроченных
обычно к
карбонатным
или
кремнистым
геосинклинальным
формациям.
___
ОсноОнои
n!lmb
раз8/Jт/J1l
Умень
ше
н
ие
HQ//Ulfecm8a
ОО
ЛОМОlfного
материала,лрtJнос
и
мо
г
о
из
оdп
щти
сноса
Мопассо6ые
формации
Фиг.
6-ХУ.
Схема
соотнош
е
ния
основных
формаций,
образующихся
при
геосинкли
нальном
типе
тектонического
движения.
Заштриховано
поле
наиболее
частого
распро
странения
сопутствующих
вулканогенных
формаций.
в
последующее
время
поднятия
становятся
преобладающими,
обра
зуются узкие
прdгибы
между
внутригеосинклинальными
поднятиями,
в
которых
формируются
флишевые
отложения.
Разрез
геосинклинальных
толщ
заканчивается
молассами,
которые,
так
же
как
и
флиш,
сложены
главным
образом
обломочными
породами.
Однако
эти
обломочные
отложения
почти
целиком
во
з
никают
за
счет
размыва
внутригеосинклинальных
поднятий,
а
не
платформ,
чем
су
щественно
отличаются
от
глинисто-сланцевых
отложений,
лежащих
в
основании
ряда
разрезов
геосинклинальных
формаций.
Схема
сочета
ния различных
типов
геосинк
л
инальных
формаций
приведена
на
фиг.6-ХV.
Рассмотренная
'
выше
последовательность
залегания
формаций
в
гео
синклинальных
областях
прослеживается
лишь
в
самом
общем
виде.
Это
объясняется
наличием
более
мелких
ритмов
на фоне
более
крупных.
приуроченностью
вулкаНJ.iческоЙ
д
е
ятельности
во
время
погружения
•
632
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
геосинклинальных
систем,
преимущественно
к
центральным
зонам,
бq
лее
ранним
их
поднятием
по
отношению
к
периферическим
геосинклина
лям,
а
также
различием
климатического
режима,
особенно
сильно
сказав
шимся
на
накоплении
карбонатных
толщ.
§ 78.
Древние
островные
дуги
и
геОСИНIшинальные
формации
Ряды
,
фаций
и
формаций.
Подобно
тому
как
одни
фации
сменяются
другими
из-за
непостоянства
условий
отложения
в
пределах
данной
пло
щади
накопления
осадков,
так
и
одни
формации
сменяются
другими
в
результате
различия
тектонического
режима
и
климата
в
пределах
об
ширных
территорий.
J 8
~
а
з
в
~
б
01
.2
vЗ
'
Фиг.
7-ХУ.
Приуроченность
очагов
глубокофокусных
землетря
сений
к
плоскостям
и
равличие
их
наклона
(по
Беньофу,
1956):
а
-
Курильская
дуга;
б
-
впадина
Тонга.
1-3
-
очаги
вемлетрнсениf,
с
последовательно
увеличивающейсн
глубиной.
"у
становление
закономерностей
этих
формационных
замещений
в
зна
чительной
мере
облегчается
выбором
правильного
отправного
пункта.
По
мнению
автора,
такими
исходными
реперами,
по
отношению
к
кото
рым
должны
выясниться
формационные
замещения,
должны
служить
древние
островные
дуги,
ныне
представляющие
дугообразные
складча
тые
системы.
В
нашей
тектонической
литературе
уже
развивалось
представле
ние,
что
геосинклинали
образуются
в
областях
глубоких
разломов
(А.
В.
Пейве
и Н. М.
Синицын).
Если
допустить,
что
земная
кора
сжата
силой
тяжести,
то
поверхности
такого
рода
сверхглубинных
разломов
должны
быть
наклонными,
а
выходы
их
на
поверхность
Земли
будут
ду
гообразны,
как
это
было
показано
для
современных
островных
дуг,
для
которых
нюшонное
положение
разломов
подтверждается
и
расположением
центров
землетрясений
(фиг.
7-ХУ).
Сверхглубинные
разломы,
порождающие
островные
дуги,
всегда
падают
в
сторону
прилежащего
материка,
т.
е.
поднимающегося
блока
земной
коры.
Материковое
крыло
разлома
испытывает,
в
конечном
счете,
поднятие,
а
океаническое
вовлекается
в
прогибание.
В
результате
и
обра
зуется
структура,
до
некоторой
степени
напоминающая
надвиг.
Места
выхода
сверхглубинных
разломов
на
поверхности
Земли
ха
рактеризуются
наибольшей
контрастностью
рельефа.
С
океанической
стороны
располагаются
области
очень
интенсивного
погружения
(глубо
ководные
впадины),
а
с
материковой
-
поднятия
островных
дуг.
ФОРМАЦИИ
И
ИХ
ПРО
С
ТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
633
~ногие
современные
дуги
состоят
из
двухпараллельных
поднятий,
удаленных
друг
ОТ
друга на
расстояние
200-300
Х:М
(фиг.
8-XV).
Такие
дуги
называются
двойными.
В
других
случаях
расстояние
между
поднятиями
уменьшается
до
50-70
Х:М.
Поэтому
одинарные
дуги
пред
ставляют
в
действительности
своеобразную
разновидность
двойных
дуг.
Ха
рактерно, что
И
в
этом
случае
наиболее
активная
деятельность
наблю-
_._.
,
145
а
5S 50"
6
Фиг.
8-ХУ.
Параллельное
распо
ложение
двух
зон
поднятий,
удален
ных
друг
от
друга
на
расстояние
250-300
1I:М,
неСRОЛЫ\о
разново
з
ра
стных
и
поэтому
неодинаRОВО
выра
женных
в
современн
о
м
рельефе
дна
он
е
анов.
Аналогичные
сист
е
мы
под
нятия
типичны
для
многих
дре
в
них
геОСИНRлинал
е
й
(по
Хессу,
1952).
а
-
МариаНСRая
дуга;
6 -
АНТИЛЬСRая
(для
удобства
сравнения
изображена
в
п
е
ре-
вернут
ом
виде);
1 -
оси
геосиmшиналей;
2 -
глубоиоводные
впадины.
дается
во
внутренней
дуге.
Это
хорошо
видно,
в
частности,
в
районе
Ку
рильских
островов,
параллельно
которым
с
внешней
стороны
распола
гается
подводный
хребет
Витязя.
Амплитуда
поднятия
дуг
изменяется по
их
простиранию
.
Она
наиболь
шая
по
их
краям,
где
нередко
располагаются
крупные
острова
или
полу
острова
(Камчатка,
Японские
острова,
Формоза
и
др.).
В
центральной
же
части
дуги
размеры
островов
значительно
меньше
в
связи
с
меньшей
интенсивностью
поднятий,
а
также
ослаблением
вулканической
деятель
ности.
Характерной
особенностью
островных
дуг
является
приуроченность
к
ним
массивов
ультраосновных
пород.
Возраст
этих
массивов
неодина
ков
в
различных
дугах,
принадлежащих
к
одной
и
той
же
системе
(фиг.
9-XV).
Очевидно,
что
возраст
массивов
ультраосновных
пород
фиксирует
начало
поднятия
дуги.
634
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
Островные
дуги
редко
одиночны
·
(Малая
Антильская
дуга
и
дуга
Южных
Тибридских
островов);
чаще
они
встречаются
в
виде
пояса,
окаймляющего
материк
(Японская,
Курильская,
Алеутска~
дуги).
В
ме-
120·
• 1
02
еэ
:.
:~:
,1
IJ
_/
..
~--
I
I
•
"',
, .
О:
•.
о,
...
~I)
.
о·
Фиг.
9
-
ХУ
.
Перидотитовые
пояса
в
современных
островных
дугах
(по
Хессу,
1952).
Воа"аст
перидотитовых
интрувий:
1 -
верхнемеловой
или
эоценовый;
2 -
верхнеЮР
СRИЙ;
3 -
палеоаОЙСRИЙ
или
более
древний.
стах
резкого
изменения
направления
падени~
сверхглубинных
разло
мов
конфигурация
дуг
становится
Зllачительно
более
сложной
и
они
образую
т
гирлянды,
состоящие
из
нескольких
рядов
дуг,
например,
в
формАЦИИ
и
их
ПРОС'l'РАН
С
ТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
635
Индонезии,
где
падениесверхглубинныХ:
разломов,
в
СВЯ3И
с
конфигура
цией
Азиатского
материка,
изменяется
с
северного
на
западное.
Современные
островные
дуги отделяют
от
прилежащего
океана
овалы
внутридуговых
морей,
глубины
в
которых
меньше,
чем
в
прилежащем
океане.
В
системах,
обраЗ0ванных
несколькими
дугами,
глубина
внутри
дуговых
морей
уменьшается
по
мере
приближения
к
континенту.
Внутридуговые
овалы,
составляя
с
дугами
одно
целое,
отличаются
от
них
значительно
меньшей
активностью
и
меньшей
дифференцирован
ностью
тектонических
движений.
Таким
обраЗ0М,
современные
островные
дуги
характеризуются
сле
дующими
основными
особенностями:
1)
они
в
большей
или
меньшей
степени
дугообразны
-
в
зависимости
от
угла
наклона
плоскости
сверх
глубинных
разломов,
причем
внешние
дуги
обычно
более
искривлены
по
сравнению
с
внутренними;
.
2)
в
осевой
части
дуг
присутствуют
массивы
ультраосновных
пород
и
обнажаются
относительно
наиболее
древние
толщи;
3)
они
состоят
обычно
И3
двух
параллельных
поднятий,
удаленных
на
различное
расстояние
друг
от
друга;
4)
возраст
дуг
и
вулканическая
деятельность
становятся
все
более
молодым
по
мере
удаления
от
конти
нента,
причем
наибольшая
аl\ТИВНОСТЬ
магматических
процессов
всегда
наблюдается
во
внутренних
дугах;
5)
в
Юго-Восточной
Азии
(Индонезии),
где
направление
сверхглубинных
разломов
резко
изменяется,
существует
.сложная
система,
состоящая
И3
нескольких
рядов
дуг.
Существовали
ли
аналоги
современных
островных
дуг
в
древних
.складчатых
системах?
На
этот
вопрос
в
современной
тектонической
ли
'
тературе
нельзя
найти
единообразного
ответа,
но
некоторые
исследова
тели
(Ирдли
-
для
Западных
Кордильер,
Шлыгин
-
для
Казахстана)
отвечают
на
этот
вопрос
положительно.
Эта
точка
зрения
представляется
нам
совершенно
прав
ильной.
..
Классическим
примером
древних
дугообразных
тектонических
си
оСтем
являются
Гималаи,
горы
Ирана,
Альпы
и Карпаты.
Менее
отчетли
вой
дугообразностью
характеризуются
Уральские
горы
(включая
Новую
Землю),
Кордильеры
и
Анды,
что,
по
всей
вероятности,
·
вызвано
более
крутым
падением
сверхглубинных
разломов.
Однако
и
в
таких,
сравни
тельно
прямо
линейных
системах,
отчетливо
различимы
дуги
(фиг.
10-ХУ).
Дугообразность
очертаний
свойственна
не
только
горным
системам,
возникшим
на
месте
альпийских
и
палеОЗ0ЙСКИХ
геосинклиналей.
Они
.заметны
даже
среди
архейских
и
протеРОЗ0ЙСКИХ
сооружений.
Так,
например,
архейская
дуга
прекрасна
выражена
в
Забайкалье,
где
к
ее
·
оси,
так
же
как
и
во
всех
других
случаях,
приурочены
массивы
ультраос
новных
пород
(фиг.
11-ХУ).
Уже
давно
подмечено,
что
центры,
И3
которых
на
глобусе
можно
провести
циркулем
линии
по
современным
островным
дугам,
в
свою
очередь
находятся
на
дуге
большого
круга
(фиг.
12-ХУ).
По
большим
кругам
располагаются
новейшие
с
кладчатые
сооружения
и
в
местах
отсутствия
совреме:нных
дуг.
Автор
более
20
лет
тому
назад
попытался
с
этой
точки
з
рения
проанализировать
расположение
древних
складчатых
систем
и
'
пришел
к
выводу,
что
и
они
также
приурочены
I{
'
б{)льшим
кругам
(Ру
хин,
1938).
При
этом
в
каждый
промещуток
времени
геОСИНlшинальные
зоны
просле
живал
ись
не
непрерывно
вдоль
всего
большого
круга,
а
лишь
на
некоторых
его
участках.
Несколько
позже
(рухин,
1940)
были
приведены
соображения
в
пользу
того,
что
во
время
крупных
геотектоничесних
ци
клов
одна
И3
платформ,
разделяемых
дугообразной
синнлинальной
30-
ной,
испытывала
преимущественно
поднятие,
а
другая
-
преимущественно
636
KpacHoyqJНMCK
о
lJipa
о
.'
[2]2
0з
'4
@s
--6
fOOKM
а
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
Фиг.
10-XV.
Уральские
и
3ападно
Кордильерские
дуги
малой
кри
визны,
намечаемые
выходами
древ
них
пород
и
интрузивов:
а
-
Урал
(выкопировка
из
тектонич
е
ской
кар
ты
СССР,
2
ИЗД.,
упрощено);
б
Кордильеры,
зап
а
дный
кр
ай
.
Пункти
ром
показаны
оси
главных
структур,
точками
-
гранитные
батолиты.
1 -
доиембрийсиие
толщи;
2 -
НИЖНИЙ
струитурный
ярус
(рифей
-
ордовии);
3 -
то
же
в
Башиирсиом
антиилинории;
4 -
ультр
а
основные
интруаии;
6 -
граниты;
б
-
оси
дуги
Урал-Тау
(более
молодой)
и
Ура
л
о-Тобол
ь
сиой
(более
древней).
ФОРМАЦИИ
И
их
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
637
{)пускание.
Qсобенно
отчетливо
это
заметно
при
сравнении
палеозой
·
ской
истории
'
Русской
И
Сибирской
платформ.
Например,
в то
время,
когда
в
верхнем
палеозое
Русская
платформа
была
lIOгружена,
Сибирская
платформа,
окаймленная
дyrами
выпуклыми
от
ее
центра
(Урал,
Rазах
,
стан,
Тянь-Шань),
испытывала
общее
поднятие.
«Древнее
темю)
Азии,
расположенное
в
районе
Забайкалья,
как
это
подметил
еще
ЗЮGС,
окаймлено
дугами
различного
возраста.
Так,
в
ар-
о
Улан-lJдэ
!f/(JKIf
~
1-·1 f
k:~':::l4
c:=JZ
~.;
[:::
:
13
EZL\S
Фиг.
11-ХУ.
Схема
расп
оложения
главных
CTPYRTypHblX
элементов
БаЙRалид.
Прим
ер
Дугообразности
строения
очень
др
евн
их
горных
систем,
отчетливо
намечае
мый
их Rонфигурацией и
расположением
офиолитовых
интрузий
(по
Салопу,
1956).
1 -
офИOJ1итовые
ИНТРУВIIИ;
2 -
внешний
ПОflС
Байкалид;
3 -
побочные
ветви
Байкалид;
" -
ВНУТ
ре
ti
НИЙ
ПОflС
l3айкалид
;
б
-
архейские
глыбы
внутри
протероэойской
геОСИНКJfИн
альной
облас'ги;
6 -
платформа.
хее
и
в
нижнем
протерозое
дуги
прослеживались
к
северу
от
него
(см.
фиг.
11-XV).
В
палеозое
система
дуг,
распо
ложенных
на
месте
совре
менного
Урала
была
обращена
своей
выпуклостью
на
запад
к
Русской
платформе.
Палеозойские
горные
сооружения
Тянь-Шаня,
а
также
бо
лее
молодые
горные
цепи
Ирана
и Гималаев
выпуклы
на
юг,
а
современ
ные
островные
дуги
-
к
востоку
(фиг.
13-XV).
По
всей
вероятности
ядро
Азиатского
материка
окружено
системой
сверхглубинных
разломов,
возникающих
то
к
северу,
то
!{
западу,
то
к
югу
и
наконец
к
востоку
от
него.
В
результате
этого
и
возникла
система
дугообразных
горных
сооружений,
направленных
своей
выпуклостью
в
сторону
былых
по
груженных
областей.
Значение
этого
процесса
разра
стания
материковых
ядер
неоднократно
подчеркивал
В.
И.
Попов
(1938).
Следовательно
расположение
СВ
.
ерхглубинных
разломов
определяется