Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах
Подождите немного. Документ загружается.
648
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
(верхнепротеРОЗОЙСIШЙ
-
нижнекембрийский)
и
значительно
более
мо
лодой
(силуро-девонский)
во
внешней
дуге.
Так
же
как
на
Урале,
большинство
гранитных
интрузий
сосредоточи
вается
во
внутренней
дуге,
где
они
занимают
около
одной
трети
от
всей
площади.
Иснлючением
является
лишь
Гиссарсная
зона,
которая
по
ха
рантеру
разреза
рез
но
отличается
от
прилежащей
Туркестано-Алайской
дуги
и,
вероятно,
представляет
собой
элемент
другой
структуры.
Для
внутренней
дуги
(Северный
Тянь-Шань)
xapaHTel>Ho
геосиннли
нальное
развитие
в
протерозое
и
нижнем
палеозое.
В
нижнем
палеозое
в
пределах
внутренней
дуги
нанапливаются
нремнистые
и
глинисты
е
сланцы,
различные
песчаники,
карбонатные
породы
и
эффузивы
спилито
кератофировой
формации.
После
накопления
этого
номпленса
началось
длительное
поднятие,
и
в
среднем
девоне
лишь
местами
накапливаются
отложения,
большей
частью
представленные
красноцветными
породами,
реже
-
эффузивами.
В
наиболее
северных
хребтах
Тянь-Шаня,
т.
е
.
с
внутренней
стороны
внутренней
дуги,
известны
лишь
нижнекаменноугольные
отложения,
залегающие
непосредственно
на
нижнем
палеозое
или
Донембрии.
Ме
стами
известны
и
дсвонсние
породы
в
связи
с
тем,
что
наиболее
внутрен
няя
зона
наледонид
испытала
наиболее
сильное
влияние
герцинских
движений.
В
итоге
последовательность
образования
формаций
в
каледонидах
примерно
такая
же,
как
и
в
других
дугах.
Накопление
морских
глинисто
нарбонатных
то
лщ
с
эффузивами
спилито-кератофирового
ряда
сменяется
со
временем
образованием
переходных
формаций
лагунно-нонтиненталь
ного
генезиса.
Устойчивое накопление
морсних
толщ
и
эффузивов
наблю
дается
лишь
с
внутренней
сто
рены
дуги
в
области
тылового
нраевого
про
гиба.
Во
внешней
дуге
Тянь-Шаня,
представленной
раннегерцинсними
со
оружениями
(3
еравшанская,
Rштутская
и
RокшааЛЬСI\ая
зоны;
см.
Сини
цын,
1958),
мощное
осадконанопление
началось
во
время
или
после
подъ
ема
северной
дуги.
В
зоне
сближения
дуг
(Rокшаальсная
зона
)
накопле
ние
мощных
песчано-глинистых
·
пород,
зернистость
которых
умень
шается
к
югу
(т.
е.
по
мере
удаления
от
внутренней
дуги),
началось
уже
в
ордовике
и
продолжалось
на
протяж
ении
силура
и
нижнего
девона
.
В
пределах
Туркестансного
хребта
главную
роль
играют
силурийские
сланцы,
южнее
замещающиеся
в
значительной
мере
известняками.
С
вен
лона
в
осевой
части
ду
ги
возникает
цепь
поднятий,
протягивающихся
от
кызылкумских
возвышенностей
через
хр.
Нура-Тау,
южный
склон
Туркестансного
хребта
и
далее
на
восток.
Это
поднятие
сыграло
важ
ную
роль
во
всей
посл
едующей
палео зойской
истории
Южного
Т
янь
Шаня
(Г
еол
.
строение
СССР,
т.
1,
1958).
Средний
Тянь-Шань
представляет
собой
срединную
миогеосинкли
наль,
расположенную
между
внутренней
и
внешней
дугами.
По
перифе
рии
внутренней
дуги
в
Среднем
Тянь-Шане
распространены
мощны
е
нижнепалеозойские
толщи
и
нрасноцветные
девонские
отложения,
нако
пление
которых
было
обусловлено
вначале
погружением,
а
затем
подня
тием
каледонсной
дуги.
По
мере
удаления
от
нее
мощность
нижнепалео
зойских
отложений
сокращается,
а
девонсние
нрасноцветы
замещаются
известняками.
В
нижнем
карбоне
в
эпоху
максимального
погрущения
и
нивелировки
рельефа
повсеместно
накапливаются
известняни.
Верхне
палеозойс
ние
отложения
встречаются
редко
в
связи
с
общим
подъемом
Среднего
Тянь-Шаня,
но
мощные
верхнепалеозойсние
толщи
известны,
ФОРМАЦИИ
И
ИХ
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
649'
как
это
и
следовало
ожидать,
на
периферии
внешней
дуги
(АI{сайская
зона),
а
также
частично
в
пределах
самой
дуги
(Сурметашская
зона,
располо
женная
в
пределах
западного
крыла
Ферганского
разлома,
ОПУСIшвшегося
в
палеозое
и
мезозое).
Мощные
отложения
(главным
обра
з
ом
терриген
~
ные)
верхнего
палеозоя известны
и
с
тыловой
части
внешней
дуги
в
пре
делах
Джаман-Даванской
и
Карачатырской
зон
.
Они
нам
е
чают ТЫЛО
J
вой
краевой
про
гиб
внешней
дуги
.
Этот
про
гиб
образуется,
вероятно
"
только
в
случае
значительного
удаления
друг
от
друга
внешней
и ВНУТ
-
'
ренней
дуги,
т.
к
.
В
Восточном
Тянь-Шане,
где
дуги
сближены,
оп
.
отсутствует.
Своеобразной
чертой
Тянь
-
Шаня
является
отщепление
от
внешней
дуги
Кураминской
ветви
и
от
внешней
-
ГиссарскоЙ.
Обе
эти
струнтуры
харантеризовались
напряженным
ВУЛl{анизмом,
ноторый
и
следовало
ожи
дать
в
районе
пересечения
двух
разломов.
Однано
возраст
ВУЛl
{
аниче
сних
процессов,
естественно,
различен.
В
Кураминсном
и
прилежащих
частях
Чатнальсного
хребта
они
начались
значительно
раньше
(с
нижнего
девона)
в
свя
з
и
с
большой
древностью
поднятия
дуги
.
В
ГиссарсноМi
хребте
широно
распространены
лишь
верхнепалеозойсние
эффузивы.
За
пределами
этих
двух
ответвлений
вулнаногенные
отложения
в
Тянь
Шане
играют
подчиненную
роль.
Важной
отличительной
особенностью
Тянь-Шаня
является
таюю
r
присутствие
на
периферии
внешней
дуги
более
или
менее
обширных
мас
сивов,
сложенных
Донембрийсними
породами
.
Наибольший
из
них
Та
римсний
массив
расположен
против
района
значительного
сближения
дуг
в
Восточном
Тянь-Шане
(области
смынания
дуг
большей
частью
харан
теризуются
устойчивой
тенденцией
н
поднятию)
.
Западнее,
по мере
умень
шения
поднятия
дуг,
размеры
массивов,
сложенных
древними
породами,
быстро
уменьшаются
(Сурметашсний
массив,
выходы
Донембрия
области
Гиссарсного
хреб
т
а).
Подобные
нристалличесние
массивы
известны
и
на
периферии
других
дуг
.
Например,
с
внешней
стороны
Гималайсной
дуги
(Индостан)
и
Южно-Ирансной
дуги
(Аравийсний
массив)
.
В
неноторых
случаях
эти
массивы
перенрываются
относит
ел
ьно
ТОН
ким
чехлом
осадочных
пород
(северная
часть
Сибирсной
платформы
,
расположенная
с
внешней
стороны
Таймырсной
и
ВеРХОЯНСI{ОЙ
дуг)
.
В
других
случаях
этот
понров
с
т
ановится
достаточно
мощным,
но
все
ж
&
существование
приподнятых
массивов
обнаруживается
и
в
этих
случаях
(Западное
Приуралье,
восточная
часть
Северо-Америнансной
платформы)
.
Обычно
считают,
что
нонфигурация
этих
внешних
нристалличесних
мас
сивов
определяет
дугообразные
очертания
горных
цепей.
Однано
пра
вильнее
обратное
занлючение,
что
н
о
н
Ф
и
г
у
р
а
Ц
и
я Д
у
г
о
п
р
е
Д
е
л я
е
т
о
ч
е
р
т
а
н
и
е
при
л
е
ж
а
Щ
и
х
н
н и
м
н
р
и
с
т
а
л л
и
ч
е
с
н и
х
м
а
с с
и
в
о
в
.
Суммируем
неноторые
выведенные
выше
занономерности
строения
гео
синнлинальных
систем.
1.
Г
е
о
с
и
н
н л и
н
а
л
ь
н
ы
е с
и
с
т
е
м
ы
в
с е г
Д
а
н
е
с
и
м-
•
М
е
т
р
и
ч
н
ы,
а
следовательно
несимметрично
распределены
и
слагаю
щие
их
формации.
2.
Геосиннлинальные
системы
могут
состоять
из
одной
ИЛИ
двух
дуг.
В
областях
резного
изменения
простирания
породивших
их
ра
зл
о
мов
(например,
в
Казахстане)
вознинает
неснольно
двойных
геосинн
л
и
нальных
систем.
3.
В
н
у
т
р
е
н
н
я
я
Д
у
г
а в
с е г
Д
а
п
р
е
Д
с
т а в
л я
е
т
с
0 -
бой
область
более
древней
складчатости
и.
650
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
б
о
л
е
е
Д
р
е
в
н
е
г
о
п
о
Д н
я
т
и
я п
о
с
р
а
в
н
е
н
и
ю
с
в
н
е
ш
н
е
й.
Еще
моложе
складчатость
в
миогеосинклиналях,
расположенных
между
внешней
и
внутренней
дугой
.
Наиболее
молодая
складчатость
всегда
проявляется
на
периферии
внешней
дуги.
4.
Ц
е
н
т
рыв
у
л
к
·
а
н и
ч
е
с
к и
х
и
з
в
е
р
ж
е
н
и
й
в
с е
г
Д
а
л
р
и у
р
о
ч
е
н
ы
к Д
у
г
а м,
при
ч
е
м
б
о
л
ь
ш
а
я
ч
а
с т
ь
и х
н
а
х
о
Д
и
т
с
я
в
п
р
е
Д
е
л
а
х
в
н у
т
р
е
н
н
е
й
Д
у
г
и.
5.
С
о
с
т а в
г е
о
с
и н
к л
и н
а
л
ь
н
ы
х
фор
м
а
Ц
и й
в
з
н
а
чительной
мере
определяется
расстоянием
м
е
ж
Д
у
д
у
г
а
м
и
.
Если
дуги
проходят
параллельно
друг
другу
на
расстоянии
неСIЮЛЬКИХ
десятков
километров,
то
возникают
эвгеосиНl{ЛИ
нали,
характеризующиеся
интенсивным
накоплением
вулканогенных
толщ
с
подчиненным
количеством
известняков
(часто
рифовых)
.
Обломоч
ные
породы
встречаются
редко.
Если
дуги
значительно
удалены
друг
от
друга,
то
количество
вулка
ногенных
толщ
значительно
уменьшается,
в
особенности
во
внешней
дуге,
и
образуются
вначале
преимущественно
терригенные,
а
затем
карбо
натные
толщи,
типичные
для
миогеОСИНlшиналеЙ
.
В
некоторых
случаях
в
пределах
внешней
миогеосинклинали
возникают
относитеJIЬНО
наибо
лее
ГJIубоководные
прогибы,
некомпенсированные
осадконакоплением
(глубоководные
впадины
на
внешней
стороне
современных
дуг,
глубоко
водная
впадина
на
западном
CKJIOHe
Южного
"Урала
на
рубеже
нарбона
и п
е
рми).
6.
По
периферии
внешней
дуги
миогеОСИНКJIиналь
в
эпоху
общего
поднятия
геосинклинального
сооружения
превращается
в
краевой
про
гиб
,
заполняемый
уже
преимущественно
лагунно-континентаJIЬНЫМИ,
но
не
морскими
отложения·ми
.
В
н
е
ш
н
и
й н
р
а
е
в о
й
про
г
и
б
-
э
т о о
б
л
а
с
т
ь
н
а
f{
о
п
JI
е
н и я
м
о
Щ
н
ы
х
м
о
л
о
Д
ы
х
т о
л щ,
про
я
в
л
е
н
и
я
п
а
и
б о
JI
е е
м
о
JI
О
Д
Ы
Х
фаз
с
к
JI
а
Д
ч
а т
о
с
т
И,
н
о
р
е
д
]{
о
г
о
в
у
л к
а
н
и
з
м
а.
В
стадию
поднятия
геОСИНКJIинального
соо
руж
е
ния
нраевой
прогиб
сохраняется
с
внутренней
стороны,
но
в
нем
-осадконюшпление
заканчивается
обычно
значитеJIЬНО
раньше.
Нроме
того,
ДJIЯ
внутреннего
краевого
прогиба
характерны
частые
вулканиче
<С
ние и
зве
ржения
в
связи
с
появлением
здесь
серии
разломов,
приводящих
к
появлению
впоследствии
сильно
прогибающихся
грабенов
(нижнемезо-
20ЙСКИЙ
Челябинсний
грабен
на
Восточном
"Урале;
триасовый
грабен
в
RоннеI{тикуте
с
внутр
е
нней
стороны
дуги
Аппалач
в
США).
7.
ДJIЯ
дугообразных
СКJIадчатых
сооружений
намечается
зонаJIЬНОСТЬ
в
харю{тере
образующихся
осадочных
формаций.
r
л
а
в
н
ы
м
и
с
т
о
ч
н
и к
о
м
о
б
л
о
м
о
ч
н
о
г
о
м
а
т е
р
и
а
JI
а в
с
т а
Д
и
ю
про
г
и
бания
геосинклинали
служат
нристаJIлические
м
а
с с
и
в ы,
р
а
с
п
о
л
а
г
а
ю
Щ
и
е с
я
с
в
н
е
ш
н
е
й
с
т
о
р
о
н
ы
Д
у
г и.
Их
наличие
ОТJIичает
древние
дуги
от
современных,
с
внешней
<:тороны
которых
располагаются
океанические
впадины
.
Д
р
у
г
и
м
в а
ж
н
ы
м
и
с
т о
ч
н и к
о
м
о
б
л
о
м
о
ч
н
о
г
о
м
а
т
е
р
и
а
JI
а'
я
в
л
я
ю
т
с
я
м
а
с с
и
в
ы
с
у
ш
И,
н
а
х
о
Д я
Щ
и
е с
я
в
т
ы
л
о
Б О
Й
О
б
л
а
с т
и
Д
у
г.
Через
неноторое
время
ПОСJIе
начаJIа
прогибания намечаются
нак
поднятия
·
оси
дуг.
Первоначально
они
предстаВJIЯЮТ
собой
цепи
вулка
нических
островов,
а
затем
У3Iше
массивы
суши.
При
этом
поднятие
ге
0-
·
СИНКJIиналеЙ
происходит
не
одновременно
на
всем
ее
протяжении,
а
рас
пространяется
постепенно,
большей
частью
от
районов
смыкания
дуг.
~ОРМАЦИИ
И
их
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
651
Районы
смыкания
дуг
замечательны
еще
тем,
что
с
их
т
ыловой
стороны
образуются
иногда
особые
тыловые
структуры
(
геосинклиналь
Большого
Кавказа
в
тылу
области
сочленения
дуг
Ирана
и
·
МалоЙ
Азии;
Ферганский
разлом
и
Чаткало-Кураминский
массив
в
тылу
области
сочленения
Иран
·
сюIх
и
Гималайских
дуг
и
т
.
д.).
(См.
Рухин,
1959.)
В
эпоху
общего
поднятия
геосинклинального
сооружения
главным
источником
обломочного
материала
служат
дуги.
В
двойных
дугах
бо
лее
ранней
областью
является
всегда
внутренняя
дуга.
8.
Классификация
формаций
должна
иметь
два
«входа»
.
Прежде
всего
формации
следует
подразделять
по
теI{тоническому
режиму,
по
СIЮЛЬКУ
он
определяет
основные
особенности
ВУЛl{анизма
и
рельефа,
а
следовательно,
в
значительной
мере и
состав
образующихся
отложе
ний.
Вторым
классификационным
признаJ{ОМ
должен
быть
J{лимаl'.
КлаССИфИJ{ация
формаций
по
теJ{тоничеСJ{ОМУ
режиму
областей
их
-образований
приведена
ниже
.
I.
ГеОСИНJ{линальная
группа формаций.
Образуется
в
эпоху
общего
погружения
геосинклинальной
системы
и
поэтому
сложена
м
о
р
с
к
и
м
и
осадочными
и
вулканогенными
отложениями.
А.
Эвгеосинклинальные
формации,
образующиеся
в
прогибах
между
{;ближенными
дугами.
Вулканогенные
толщи
ШИРОJ{О
распростра
нены.
Б
.
МиоэвгеОСИНJ{линальные
формации,
ВОЗНИJ{ающие
в
прогибах
между
умеренно
удаленными
дугами.
Вулканогенные
толщи
играют
второстепенную
роль
.
В.
Миогеосинклинальные
формации.
Сложены
преимущественно
оса
дочными
породами:
а)
внешние
-
НaI{апливающиеся
с
внешней
стороны
дуг
(одиночных
ИЛИ
сильно
удаленных
друг
от
друга
ДВОЙllЫХ
дуг);
б)
внутренние
-
образующиеся
с
внутренней
стороны
дуг
.
Г.
ЭвгеОСИНJ{линальные
формации,
формирующиеся
с
внешней
сто
роны
дуг
в
районах
отщепления
от
них
дочерних
разломов
и
поэтому
{;ложенные
в
значительной
мере
ВУЛl{аногенными
толщами.
п
.
Переходная
группа формаций.
Образуется
во
время
общего
подъ
ема
горных
сооружений
и
поэтому
сложена
главным
образом
кuнтинен
тальными
и
лагунными
отложениями.
А.
Формации,
образующиеся
в
эпоху
общего
поднятия
геОСИНJ{ЛИ
нальных
систем
:
а)
формации
внешних
прогибов,
расположенных
с
внешней
сто
роны
дуг;
б)
формации
тыловых
прогибов,
образующихся
с
внутренней
сто
роны
дуг.
Б.
Формации,
накапливающиеся
у
по
дножья
поднимающихся
глы-
бовых
гор:
а)
формации
межгорных
депрессий;
б)
формации,
образующиеся
на
периферии
глыбовых
гор.
HI.
Платформенные
группы
формаций
.
А.
Формации
участков
платформ,
прилежащих
J{
действующим
гео
{;ИНJ{линальным
системам
.
Б.
Формации
учаСТJ{ОВ
платформ,
смежных
с
недавно
потерявmИ~IИ
.активность
геосинклинальными
областями.
В
.
Формации
наиболее
стабильных
участков
платформ.
9.
Различные
тектонические
типы
формаций
в
неодинаJ{ОВОЙ
мере
чувствительны
к
изменениям
климата
в
области
их
образования
.
652
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
Практически
не зависят
от
климата
формации,
сложенные
эффузивными
и
пирокластическими
породами,
Столь
типичные
для
эв
геосинклиналей.
Формации
миогеосинклиналей
представлены
преимущественно
морскими
осадочными
отложениями
и
поэтому
они
часто
зависят
от
климата.
Од
нако
наиболее
отчетливо
выражено
влияние
климата
на
переходных
фор
мациях,
в
значительной
мере
сложенных
континентальными
и
лагунными
отлож
е
ниями
.
Один
из
примеров
изменения
характера
формаций
в
зави
симости
от
климата и
тектонического
режима
приведен
в
табл
.
1-XV
.
Таблuца
l-XV
Тектонические
з
о
ны
Кр
а
евые
прогибы
I
Миогеосинклина-
I
ли
Климат
Жаркий
Жаркий Жаркий
Холодный
сухой
периодически
(и
ум
е
р
е
нный)
засушливый
влажный
Соляные
толщи
-+
Красноцветные
толщи
-+
Угленосны
е
толщи
-+
Безугленосные
континентальные
о
.
тлож
ен
ия
Карбонатные
и
обломочные
породы
Эвгеосинклинали
I
Эффузионные
и
пирокластические
толщи
-
10.
Расположение
изучаемого
района
относительно
дуг
и
общие
соображения
О
распределении
древних климатических
зон
являются
на
дежной
общей
основой
для
ПОllимания
главных
особеllностей
образую-
щихся
формаций.
..
§
79
.
Последовательность
образования
пёрёходных
формаций
Переходные
формации
возникают
в
условиях
энергичного
погруже
ния
земной
коры,
большей
частью
компенсируемого
отложением
осадоч
ного
материала,
приносимого
в
и
з
обилии
с
расположенной
вблизи
области
поднятия
или
со
смежной
платформы.
Поэтому
накопл
е
ние
осаднов
про
исходит
здесь
преимущественно
в
условиях
меЛI\QГО
моря
или
равнинных
участков
суши.
Лишь
в
единичных
случаях
и
то
на
норотний
промежу
тон
времени
в
переходных
областях
вознинали
глуБОI\оводные
морсние
бассейны.
Формирование
прогибов,
в
иоторых
накапливаются
переход
ные
формации,
происходит
в
эпохи
I\РУПНЫХ
поднятий.
Поэтому
состав
переходных
формаций
в
значительной
мере
зависит
от
хараитера
этих
поднятий.
Харантерной
особенностью
переходных
формаций
является
их
значительная
мощность,
широкое
распространение
ср
е
ди
них
песчано
глинистых
отложений
и
немногочисленность,
а
часто
и
отсутствие
вул
кано
генных
толщ.
Г.
А.
Иванов
впервые
применил
термин
переходные
формации,
а
Н.
С.
ШаТСI\ИЙ,
в
с
л
е
д
з
а
Л.
I-\обером
и
другими
г е
олuгами,
уназал
на
необходимость
выделения
!{раевых
прогибов
,
таи
иаи
распространенные
в
их
пределах
толщи
-
молассы,
угленосные,
соленосные
и
другие
отло
жения
-
существенно
отличаются
от
платформенных
и
геОСИНIшиналь
ных
формаций.
Н
.
С.
ШаТСI\ИЙ
отм
е
тил
т
i
шже,
что
ираевые
прогибы
не
представляют
на
всем
протяжении
однородных
образованцй,
таи
иак
в
них
всегда
на
блюд3.ются
поперечные
поднятия,
разбивающие
эти
обширные
СИНI\ЛИ-
ФОРМАЦИИ
И
их
'
ПРОСТРАНСТflЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
653
налеобразные
структуры
на
отдельные
мульды.
В
некоторых
случаях
крае
вые
прогибы
отсутствуют
целиком,
и
складчатая
зона
непосредственно
примыкает
к платформе.
Например,
северная
часть
Верхоянской
склад
чатой
зоны
окаймляется
с
запада
хорошо
выраженным
краевым
прогибом
В
южной
же
половине,
там
где
эта
зона
приближается
I{
Алданскому
щиту,
краевой
прогиб
сходит
постепенно
на
нет
(фиг.
16-ХУ).
Отсутствуют
четко
выраженные
краевые
прогибы, по
мнению
Н.
С.
Шатского,
и
у
не
которых
других
систем
(норвежск
ие
ка
ледониды;
северо-западная
часть
каледо
нид
Шотландии
и
пр.).
В
большинстве
случаев
краевые
про
гибы
в
поперечном
разрезе
отчетливо
несимметричны:
ось
наибольшего
проги
бания
располагается
значительно
ближе
I{
складчатому
сооружению.
Эта
ось
по
степенно
перемещается
в
связи
с
расши
рением горной
области
в
сторону
приле
жащей
платформы.
Это
явление
отчетливо
заметно
у
краевогопрогиба
варисского
Урала,
а
также
у
мезо-кайнозойского
прогиба
Предкавказья.
Естественной
границей
краевого
про-
гиб
а
со
стороны
платформы
является
область
небольшого
относительного
под
нятия,
располагающегося
по
его
перифе
рии
со
стороны
платформы.
Такие
подня
тия
обычно
отчетливо
заметны
благодаря
резкому
уменьшению
мощности
отложе
ний
краевого
прогиба,
а
затем
вновь
не
!{оторому
ее
увеличению
по
мере
пере-,
хода
на
платформу
(см
.
фиг.
12-XI).
++++-t.++
++++++
+++++++
+++++++
•.
. .
+++++++
Фиг
.
16-ХУ.
Тектоническая
~xeMa
Верхолнской
складчатой
зоны и
восточной
части
Сибирской
платформы
(по
Н.
С.
Шатскому).
1 -
Алдансний
щит;
2 -
Анабарсний
массив;
3 - .
Лено-ЕнисеЙсю.н
сине
нлиза;
4 -
Вилюйскан
синеклиза;
5 -
северный
склон
АЛi\анского
Щ1lта;
6 -
севернан
часть
Верхоннской
дуги;
7 -
ю;кнан
часть
Верхоннекой
дуги;
8 -
Ленский
нраевой
прогиб.
Среди
переходных
формаций
широко
распространены
континентальные
и
лагун
ные
отложения,
существенным фактором
образования
которых
является
климат.
В
связи
с
этим
в
одном
и
том
же
краевом
прогибе
в
ра?личных
климатических
зонах
могут
быть
отложены
различ
ные
типы
осадочных
толщ.
Ниже
приводится
ряд
примеров.
3ападно-Уральский
краевой
прогиб.
Геологичесная
история
и
харантер
осадочных
пород
3ападно-Уральсного
нраевого
прогиба
наиболее
хо
рошо
изучены
на
территории
БашнириИ.
В
девоне
в
пределах
3ападно-Уральсного
нраевого
прогиба
отлагался
примерно
тот
же
номпленс
пород,
нан
и
в
смежной
геосиннлинали
(п
ес
чано-глинистые
и
нарбонатные
отложения),
рез
но,
однано,
отличающийся
по
мощности.
Прогиб
отделялся
от
геосиннлинали
областью
относитель
ного
поднятия
в
бассейне
р.
Белой
и
от
платформы
-
небольшим
подня
тием
в
районе Rинзебулатово.
Ось
его
располагалась
в
районе
р.
Нугуш
(фиг.
17
-ху).
В
нижнем
и
среднем
девоне
обломочный
материал
в
уральсную
гео
синнлиналь приносился
с
платформы.
Поэтому
в
это
время
на
террито
рии
будущего
I{paeBOro
прогиба
отнладывались
преимущественно
песчано
глинистые
отложения,
а
в
самой
геосиннлинали
-
главным
образом
из
вестняни.
В
верхнем
девоне,
в
связи
с
появлением
внутригеосиннлинальных
654
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
ПОДНЯТИЙ,
В
геосинклинали
накапливались
преимущественно
пес
чано
-
глинистые
породы,
а в
пределах
об
-
разовавшегося
уже
в
это
время.
краевого
прогиба
-
почти
исключительно
карбонат
.
ные
породы,
отлича
ющиеся
по
заключенным
в
них
органическим
остаткам
от
аналогичных
пород
за
пределами
краевого
прогиба.
Так, по
данным
А.
К.
Крыловой,
только
в
пределах
краевого
прогиба
встречаются
известняки
с
Theo-
dossia
kаtаvеnsisиизвестнян:и
с
Amphipora.
ДОЛQМИТЫ
с
Cyrtospirijer
archiaci'
в
пределах
ограничивающих
краевой
про
гиб
областей
относительного.
С3
.г
1
!,;~~;lб
Гiп-I
~
',у
--
-
--
10
~
'"
!1mз
~!
~"
1»
115
~"
• 8
1
·
>·.
~·>
lll
Фи
г
.
17-XV.
Схема
изменения
верхнедевонских
отлож
е
ний
к
западу
от
Башкир-
ского
Урала
(по
А.
К
.
Крыловой,
упрощено).
1 -
долом
иты
с
Cyrtos1Jirijer
archiaci;
2 -
И8вестняки
С
Liorh
ynchus
ро
lonicus;
3 -
обломочные
И8вестНlШИ;
4 -
гониатито-клим
ениевые
И8вестняки;
5 -
известняки
с
l.iоrhуn
сlщs
ba
schki
rir.u s;
6 -
нреМНИСТQ-сланцевые
пе
счаники
;
7 -
известняки
с
Ampiphora;
8 -
иsвестНlШИ
с
Th
eo
dossia
ka/(,v
ens
is;
9 -
битуминозные
сланцы
и
изв
ес
тняки
(доманик);
10
-
глинистые
известняки;
11
-
прочи
е
типы
и
звес
тняков;
12
-
песчаники;
13
-
С,Jанцевые
песч
аники;
14
-
Эффузив
ные
пород
ы;
.
15 -
кремнистые
сланцы
и
полиъшктовы
е
песчаники.
поднятия
замещаются
ПО
J1НОС
ТЬЮ или
ча
сти
чно
обломочными
известня
IШМИ,
гониатито-клим
ениев
ыми
известняками
и
известняками
с
Liorhyn-
c
hus
baschkiricus.
Очевидно,
что
условия
образования
осадков
в
краевом
прогибе
и
на
ограничивающих
его
поднятиях
были
несколько
различны.
.
В
нижнем
карбоне
I{раевой
прогиб
нечетко
отделялся
от
УраЛЬСIЮЙ
геосинклинали
и
в
его
пределах
образовывались
преимущественно
толщи
известнЯI{ОВ.
Из
обломочных
отложений
следует
отметить
аналоги
угле
носной
свиты,
распространенные
на
платформе
и
т
е
рритории
краевого.
прогиба,
но
не
заходящие
в
Уральскую
геосинклиналь.
Общая
мощность
нижнекаменноугольных
пород
более
или
менее
постоянна
на
всей
рас
сматриваемой
площади,
за
ИСlшючением
области
поднятия
,
ограничи
вающей
про
гиб
со
стороны
платформы.
В
среднем
карбоне,
по
данным
А. А.
ТрофИМУI{а,
в
пределах
Башки
рии
краевой
прогиб
у
же
резко
выделяется
по
мощности
накопленных
по
род
от
прилежащих
участков
платформы
и
геосинклинали.
В
нем
уже
отгадываются
главным
образом
песчано-глинистые,
а
не
карбонатные
породы,
распространенные
еще
на
платформе
(фиг.
18-XV).
Еще
более
резко
отличается
краевой
прогиб
по
характеру
и
мощности
образующихся
осадков
в
верхнем
карбоне
и
нижне
й
перми.
.
Ю-J
Аша
~J
с~.ОrJО~д~С
с;
~
500
с;3
~
_
., ',-
С
"
,-
",
,
с;
100
БUflнi<а
1'
;-'-:-
1,
1:
>
12
1*1з
84
'=-=
=-=j
5 16
:0
·Q16
87
§;'о;!
8
о
5
tO
15
го
ны
" !
С-В
м
..
··
.
···.····vг
..
·./'f!D
.Р
y
.•.
·i.·iJ
• .
j11~il
.•
· .......
...
.
Есаuл
оdо
500
:
~~6~~~i';O:O'g~,,;
l~~
:
~~IС2-JIl'500
~":,~~~o~:;~c
>
o~p~
':;
'=о;
::
:.
,'
,:-:
'
,Il
'
';;
·:'
·'
.-,
Фиг.
18-XV.
Разрез
через
отложения
нижн
е
го
и
среднего
карбона
Уральского
краевого
прогиба
(по
В.
Д.
Наливкину).
1 -
изве
с
тнfПШ
органогенные;
г
-
преимущественно
Пl'счаники;
3 -
рифовые
массивы;
4 -
доломиты;
б
-
преимущественно
аргиллиты;
6 -
И3l1еСТНfIRовая
брекчия;
7 -
окре
мне
нные
породы;
8 -
конгломераты.
..
~'
:"
fJJii
7(l
[j
f{(
Л
О
(}
~!
~2
1*1з
В"
~5
~=-=15
f'
:<:::":
}7
1:·:·:·:·]8
1~t;~Щg
l~o~11O
LZЗ,!
о
J
б
9
12lfM
, , , I I
Фиг.
19-ХУ.
Разрез
через
отложения
верхнего
карбона
'Уральского
краевого
прогиба
(по
В.
д.
Наливкину).
~-
-.
~~~
м
О
1 -
иявеСТНR!Ш
органогенные;
2 -
иsве~ТНRRИ
афанитовые
и
детритусовые;
3 -
рифовые
массивы;
4 -
мергели;
li
-
окремнr.лые
породы;
6 -
пр
еиму
ще
ственно
аргиллит
ы
;
7 _ .
преимуще
с
твенно
песчаники;
8 -
грубозернистые
песчаники;
9 -
брекчии
и
алевриты
с
гальками
и
глыбами;
10
-
конгломераты;
11
-
гипсы
.
01>-
N
С
()
8
~
~
~
5
..,
lS1
f
Шuрота
с
Верх
f(uгu
1~~jЧI
~г
1~lз
~Ц
.5.6
~fWlг::::lЮaOl~EJ
~7
~8
L:::Jg
~1O~11
12
Фиг.
20-ХУ.
Разрез
через
отложения
нижней
перми
Уральского
краевого
прогиба
(по
В.
д.
Наливкину).
700
800
900
1000
1100
1(00
1300
1 -
известннки
оргаиогенные;
2 -
извеСТНRКИ
афанитовые
и
детритусовые;
3 -
рифы;
,,-
окремнелые
породы;
б
-
доломиты;
б
-
мергели;
7 -
биту
минозные
мергели;
8 -
ГИПСЫ и
ангидри'гы;
9 -
песчаники
и
сланцы;
10
-
конгломераты;
11 -
извеСТНRковые
брекчии;
12 -
поверхиости
равмыва,