L'histoire du développement de l'Oural, y compris le nord de l'Oural, a conduit à la présence de deux complexes significativement différents (niveaux structurels) dans la structure des structures plissées. Le complexe inférieur (niveau) est représenté par des séquences pré-ordoviciennes. Les roches de ce complexe affleurent dans les carottes de grands anticlinoriums. Ils sont représentés par divers gneiss et schistes archéens. On trouve par endroit des schistes métamorphiques, des quartzites et des marbres du Protérozoïque inférieur. Au-dessus de ces séquences se trouvent le Riphean (dépôts du Protérozoïque supérieur), atteignant une épaisseur de 10-14 km et représenté par quatre séries. Une caractéristique de toutes ces séries est le rythme. Des conglomérats, des grès quartzeux et des quartzites se trouvent à la base de chaque série, passant plus haut dans les siltstones, les schistes argileux et phylliteux. Au sommet de la section, ils sont remplacés par des roches carbonatées - dolomites et calcaires. La section des dépôts de Riphean est couronnée par une molasse typique (série Asha), atteignant 2 km.
La composition des dépôts de Riphean indique qu'au cours de leur accumulation, il y a eu un affaissement intense, qui a été remplacé à plusieurs reprises par des soulèvements à court terme, entraînant un changement de faciès des dépôts. À la fin du Riphean, un plissement du Baïkal s'est produit et des soulèvements ont commencé, qui se sont intensifiés au Cambrien, lorsque presque tout le territoire de l'Oural s'est transformé en terre. En témoigne la distribution très limitée des dépôts cambriens, représentés uniquement par les schistes verts, les quartzites et les marbres du Cambrien inférieur, qui font également partie du complexe structural inférieur.
Ainsi, la formation du stade structurel inférieur s'est terminée par le plissement du Baïkal, qui a entraîné la formation de structures dont le plan diffère des structures ultérieures de l'Oural.
L'étage structural supérieur est formé de dépôts allant de l'Ordovicien au Trias inférieur, qui sont subdivisés en complexes géosynclinaux et orogéniques. Ces dépôts se sont accumulés dans le géosynclinal paléozoïque de l'Oural et la zone plissée qui s'y est formée. Les structures tectoniques de l'Oural du Nord moderne sont associées à la formation de cette étape structurelle particulière.
L'Oural du Nord est un exemple de l'un des grands systèmes de plis linéaires s'étendant sur des milliers de kilomètres. C'est un méganticlinorium, constitué d'une alternance d'anticlinorium et de synclinorium orientés dans le sens méridien. Le plan structurel moderne de l'Oural du Nord a déjà été posé à l'Ordovicien, lorsque toutes les principales zones tectoniques sont apparues dans le géosynclinal paléozoïque, et l'épaisseur des dépôts paléozoïques révèle une zonalité de faciès claire. Cependant, il existe de fortes différences dans la nature de la structure géologique et du développement des zones tectoniques des versants ouest et est de l'Oural du Nord, qui forment deux mégazones indépendantes. Ils sont séparés par un anticlinorium étroit (15 à 40 km) et très cohérent le long de la grève Uraltau (au nord, il s'appelle le Kharbeisky), délimité à l'est par une grande faille profonde - la faille principale de l'Oural, à laquelle une bande étroite d'affleurements de roches ultrabasiques et basiques est confinée. À certains endroits, la faille est une bande de 10 à 15 km de large.
La mégazone orientale, qui est affaissée au maximum et caractérisée par le développement d'un volcanisme basique et d'un magmatisme intrusif, s'est développée au Paléozoïque sous forme d'eugéosynclinol. Des couches épaisses (plus de 15 km) de dépôts sédimento-volcanogènes s'y sont accumulées. Cette mégazone fait partie de l'Oural du Nord moderne, cachée sous la couverture méso-cénozoïque de la plaque de Sibérie occidentale.
La mégazone occidentale est pratiquement dépourvue de roches ignées. Au Paléozoïque, il s'agissait d'un miogéosynclinal, où s'accumulaient des dépôts marins terrigènes et carbonatés. A l'ouest, cette mégazone passe dans l'avant-fosse marginale Cis-Oural. Du point de vue des partisans de l'hypothèse de la plaque lithosphérique, la faille principale de l'Oural fixe la zone de subduction de la plaque océanique se déplaçant de l'est sous la coloration orientale de la plate-forme est-européenne. L'anticlinorium d'Uraltau est confiné à la partie marginale de la plate-forme et correspond à un ancien arc insulaire, à l'ouest duquel une zone de subsidence sur la croûte continentale (miogéosyncline) s'est développée, à l'est, la formation de la croûte océanique (jusqu'à le Dévonien moyen), et plus tard, la couche granitique de la zone eugéosyncline.
À la fin du Silurien, le plissement calédonien s'est produit dans le géosynclinal de l'Oural, qui couvrait un territoire important de l'Oural. Déjà dans le Dévonien, la subsidence a repris. Le plissement principal était hercynien. Dans la mégazone orientale, elle s'est produite au milieu du Carbonai et s'est manifestée par la formation de plis fortement comprimés, souvent renversés, de chevauchements, accompagnés de fentes profondes et de l'intrusion de puissantes intrusions granitiques. Certains d'entre eux mesurent jusqu'à 100-120 km de long et jusqu'à 50-60 km de large.
Le stade orogénique a commencé dans la mégazone orientale à partir du Carbonifère supérieur. Le jeune système de plis situé ici a fourni du matériel clastique au bassin marin, conservé sur le versant ouest, qui était une vaste cuvette de contrefort. Au fur et à mesure des soulèvements, le thalweg migre progressivement vers l'ouest, vers la plaque russe, comme s'il "roulait" dessus.
Les dépôts du Permien inférieur du versant ouest sont divers dans leur composition : carbonatés, terrigènes et halogènes, ce qui indique le retrait de la mer dû à la formation continue des montagnes dans l'Oural du Nord. À la fin du bas Perm, il s'est également propagé à la mégazone occidentale. Le pliage ici était moins vigoureux. Les plis simples prédominent, les chevauchements sont rares et il n'y a pas d'intrusions.
La pression tectonique, qui a entraîné des plissements, était dirigée d'est en ouest. Le sous-sol de la plate-forme est-européenne a empêché la propagation du pliage, par conséquent, dans les zones de ses saillies orientales, les plis sont les plus comprimés et des virages qui les entourent sont observés le long de la direction des structures pliées.
Ainsi, dans le Permien supérieur, un jeune système plissé existait déjà sur tout le territoire de l'Oural, qui devint le théâtre d'une dénudation modérée. Même dans l'avant-fosse marginale Cis-Oural, les dépôts de cet âge sont représentés par des faciès continentaux.Dans l'extrême nord, leur accumulation a été retardée jusqu'au Trias inférieur.
Au Mésozoïque et au Paléogène, sous l'influence de la dénudation, les montagnes ont été détruites, abaissées et de vastes surfaces de nivellement et des croûtes d'altération se sont formées, auxquelles des gisements minéraux alluviaux sont associés. Et si la tendance au soulèvement de la partie centrale du pays s'est poursuivie, ce qui a contribué à l'exposition des roches paléozoïques et à la formation relativement faible de dépôts meubles, c'est finalement l'évolution vers le bas du relief qui l'a emporté.
Au Trias, la partie orientale des structures plissées est descendue le long des lignes de failles ; il y avait une séparation du système de plis de l'Oural des structures hercyniennes du sous-sol de la plaque de Sibérie occidentale. Dans le même temps, une série de dépressions étroites de type graben allongées de manière subméridionale sont apparues dans la mégazone orientale, remplies de séquences clastiques-volcaniques continentales du Trias inférieur-moyen (groupe de Turin) et de la formation continentale houillère du Trias supérieur, et par endroits du Jurassique inférieur-moyen (série de Tcheliabinsk).
À la fin du Paléogène, à la place de tout l'Oural, une plaine de pénéplaine s'étendait, plus élevée dans la partie occidentale et plus basse dans la partie orientale, se chevauchant périodiquement à l'extrême est avec de minces dépôts marins au Crétacé et au Paléogène.
Au Néogène-Quaternaire, des mouvements tectoniques différenciés ont été observés dans l'Oural. Il y a eu un écrasement et un mouvement de blocs individuels à différentes hauteurs, ce qui a conduit à la renaissance des montagnes. La mégazone occidentale, y compris l'anticlinorium d'Uraltau, est plus élevée presque sur toute la longueur de l'Oural et se caractérise par un terrain montagneux, tandis que la mégazone orientale est représentée par une pénéplaine ou de petites collines avec des chaînes de montagnes séparées (contreforts orientaux). Parallèlement aux dislocations de rupture, parmi lesquelles les failles longitudinales ont joué un rôle de premier plan, des déformations latitudinales en forme de vagues sont également apparues dans l'Oural - faisant partie de vagues similaires des plaines d'Europe de l'Est et de Sibérie occidentale. La conséquence de ces mouvements a été l'alternance de sections élevées (correspondant aux crêtes des vagues) et abaissées (correspondant à la semelle) des montagnes le long de leur direction (régions orographiques). Dans le nord de l'Oural, la correspondance de la structure géologique avec la structure de la surface moderne est clairement tracée.
Il se caractérise par une structure longitudinale-zonale. Six zones morphotectoniques se succèdent d'ouest en est. Chacun d'eux se caractérise par son histoire de développement et, par conséquent, par des gisements d'un certain âge et d'une certaine composition, une combinaison de minéraux et de reliefs.
La zone de synclinorium du versant ouest jouxte directement l'avant-fosse marginale Cis-Oural. Il est composé de roches sédimentaires paléozoïques. Les plus jeunes d'entre eux - carbonés (principalement carbonatés) sont répartis dans la partie ouest, adjacente à l'avant-fosse marginale. A l'est, ils sont remplacés par des schistes dévoniens, des strates carbonatées siluriennes, et assez fortement métamorphisés, avec des traces de volcanisme, des dépôts ordoviciens. Parmi ces derniers, il y a des dykes de roches ignées. La quantité de roches volcanogènes augmente vers l'est.
Dans le relief, l'anticlinorium est représenté par une bande striée des contreforts orientaux et de la pénéplaine transouralienne. Le nord de l'Oural est recouvert par la couverture sédimentaire méso-cénozoïque. Le nord de l'Oural commence par le mont Telpoziz et se termine par la pierre Konzhakovsky (1569 m). La hauteur des crêtes ici est inférieure à celle de l'Oural subpolaire et atteint en moyenne 1000 m, mais augmente dans les parties nord et sud.
L'Oural moyen s'étend jusqu'à la montagne Yurma. C'est la partie la plus basse des montagnes. Les hauteurs moyennes ici sont de 500 à 600 m. Seul le mont Oslyanka dans sa partie nord atteint 1119 m, tous les autres sommets sont inférieurs à 1000 m. Les montagnes forment ici un arc légèrement incurvé vers l'est.
Le type dominant de morphostructures de l'Oural du Nord sont les montagnes de blocs plissés ravivées sur la base pré-paléozoïque et paléozoïque.
Les morphostructures créées sous l'influence combinée de processus endogènes et exogènes sont compliquées par des formes de relief plus petites créées par des processus de formation de relief exogènes. L'imposition de diverses morphosculptures sur les morphostructures crée toute la diversité du relief de l'Oural du Nord.
Le relief de l'érosion prévaut dans le nord de l'Oural. Les principales formes d'érosion ici sont les vallées fluviales. L'Oural se caractérise par le déplacement de la crête principale du bassin versant à l'est de la partie axiale des montagnes, qui est l'une des manifestations de l'asymétrie de la structure montagneuse. Le schéma hydrographique le plus complexe et la plus grande densité du réseau fluvial sont caractéristiques du versant ouest des montagnes.
De nombreuses rivières ont été coulées pendant la période de développement vers le bas des montagnes et de formation de l'ancienne surface de nivellement. Ils étaient confinés à des creux syclinaux, à des bandes de roches plus tendres et plus souples, ils avaient donc une direction générale ouralienne, subméridienne. Pendant la période d'activation des mouvements Néogène-Quaternaire, la formation de failles et de soulèvements différenciés d'amplitude majoritairement faible, des segments transversaux de vallées fluviales se sont formés, confinés aux failles ou dépressions des axes des plis anticlinaux. Par conséquent, de nombreuses rivières du nord de l'Oural ont un schéma coudé: Ural, Sakmara, Belaya, Ai, Kosva, Vishera, Pechora, Ilgch, Shchugor, etc. Dans les dépressions longitudinales, elles ont de larges vallées et, lorsqu'elles traversent des chaînes de montagnes, elles sont étroites et tremper.
De nombreuses rivières ont été coulées pendant la période de développement vers le bas des montagnes et de formation de l'ancienne surface de nivellement. Ils étaient confinés à des creux syclinaux, à des bandes de roches plus tendres et plus souples, ils avaient donc une direction générale ouralienne, subméridienne. Pendant la période d'activation des mouvements Néogène-Quaternaire, la formation de failles et de soulèvements différenciés d'amplitude majoritairement faible, des segments transversaux de vallées fluviales se sont formés, confinés aux failles ou dépressions des axes des plis anticlinaux. Par conséquent, de nombreuses rivières de l'Oural ont un schéma coudé: Kosva, Yaiva, Vishera, Pechora, Northern Sosva, etc. Dans les dépressions longitudinales, elles ont de larges vallées et, lorsqu'elles traversent des chaînes de montagnes, elles sont étroites et escarpées.
La formation et le développement du pays montagneux de l'Oural se sont déroulés sur des centaines de millions d'années.
Il y a plusieurs grandes étapes de son développement. Au stade le plus précoce de développement, à la fin de l'Archéen (environ 3 milliards d'années), cette partie de la terre, qui s'appelait plus tard l'Oural, devient une zone tectoniquement active. Dans la croûte terrestre, des fissures profondes (failles) sont posées ici, le long desquelles des laves basaltiques se déversent à la surface. Les fontes magmatiques qui n'ont pas atteint la surface se sont cristallisées à des profondeurs de 5 à 10 km, formant de grands massifs intrusifs. Les roches sédimentaires clastiques se sont accumulées dans les bassins marins peu profonds, qui occupaient les zones basses du relief.
Vient ensuite un temps de repos relatif. Le Paléoural devient un pays tectoniquement calme pendant une courte période. Il y a environ 2 milliards d'années, les mouvements tectoniques ont repris avec une vigueur renouvelée. Là encore, des zones étendues de failles profondes se forment sur une grande surface. Des chaînes de volcans y poussent. Immenses, des milliers de kilomètres de terre s'affaissent et sont inondés par la mer. Pendant longtemps cette partie du Paléoural devient le plancher océanique. C'est ici, sur "l'épaule" ouest des futurs monts Oural, que pourraient s'accumuler d'immenses strates (plus de 10-12 km) de roches sédimentaires : calcaires, dolomites, schistes argileux, calcaires et carbonés, grès et conglomérats. Il y a environ 900 millions d'années, les masses accumulées de roches sédimentaires et volcaniques sont écrasées en plis par les forces gigantesques de la Terre et forment les premiers sommets montagneux de l'Oural.
Il y a environ 600 millions d'années, l'Oural apparaît à nouveau comme un pays tectoniquement calme. La terre sèche a prévalu. Les mers chaudes peu profondes occupaient de petites zones. Les habitants de ces mers étaient des éponges, des archéocées et d'autres organismes, aujourd'hui disparus, dont les restes ont été conservés dans les couches de roches sédimentaires.
À l'ère paléozoïque, des mouvements tectoniques actifs couvrent les zones orientales du Paléoural. Des vallées étendues (rifts), accompagnées de failles profondes, se forment alternativement dans différentes parties de ce territoire, comme si elles le poussaient, l'étendaient. L'activité volcanique reprend. Les ceintures volcaniques couvrent de vastes étendues. La plupart des volcans étaient marins, donc les produits de l'activité volcanique (laves, tufs, bombes) se mélangeaient souvent aux sédiments qui s'accumulaient dans les mêmes bassins. Le vaste paléoocéan Oural s'étendait vers l'est sur au moins 1500 km.
Il y a environ 400 millions d'années, des îles volcaniques se sont formées dans ce paléoocéan, presque les mêmes que les îles Kouriles et japonaises d'aujourd'hui. Les vestiges d'un tel "arc insulaire" peuvent être observés aujourd'hui dans la région de Magnitogorsk.
Au Carbonifère (350-290 Ma), cette partie du sol a commencé à s'élever. Les eaux de la mer se retirent. Les roches océaniques remontent à la surface. D'immenses strates de sédiments marins et continentaux, des roches volcaniques de composition très différente à la fin du Permien (il y a environ 240 millions d'années) deviennent les hautes montagnes de l'Oural, s'étendant des mers du nord aux steppes du sud sur près de 2500 km. La formation des montagnes s'est accompagnée de l'intrusion de grandes masses de granites, de granodiorites, de syénites, qui ont non seulement compliqué la structure géologique de l'Oural, mais également provoqué l'apparition de nombreux gisements minéraux.
L'Oural devient progressivement une zone tectoniquement calme et stable de la Terre - une plate-forme, mais elle est encore loin d'être complètement calme.
Les montagnes de l'Oural sont redevenues actives à l'époque du soi-disant plissement cimmérien (il y a 240 à 100 millions d'années). Ensuite, sur le versant oriental des montagnes de l'Oural, de grandes failles étendues d'une direction presque méridienne se sont formées, le long desquelles des épanchements de laves basaltiques ont commencé. Près de Tcheliabinsk moderne, un creux jusqu'à 4000 m de profondeur et jusqu'à 140 km de long s'est formé, appelé le graben de Tcheliabinsk.
Dans cette cuvette, pendant 40 à 45 Ma, déjà à l'ère mésozoïque, d'épaisses couches de charbons et de roches encaissantes se sont formées : grès, siltstones et schistes.
Au cours des 160 à 155 derniers Ma, le territoire de l'Oural, y compris le Sud, a été tectoniquement stable. Les montagnes de l'Oural sont lentement détruites sous l'influence des forces de surface. A la place des hauts sommets autrefois enneigés, une plaine plutôt plate se forme, appelée la pénéplaine trans-ourale.
L'ensemble des caractéristiques (composition et origine des roches, leur âge, degré de fragmentation tectonique) permet de diviser le pays ouralien en un certain nombre de zones plus ou moins étendues (structures géologiques). Tous se sont formés à l'ère paléozoïque. D'ouest en est se distinguent :
I. Creux Cis-Oural.
II. Zone de pliage extérieure de l'Oural occidental.
III. Soulèvement central de l'Oural.
IV. Fosse de Magnitogorsk, ceinture volcanique de Magnitogorsk.
V. Zone de creux et de soulèvements de l'Oural oriental.
VI. Soulèvement transural.
Cuvette Cis-Oural
La partie orientale de cette structure se trouve à l'extrême ouest de la région de Tcheliabinsk, dans la région d'Asha. Il est composé de calcaires et de marnes du Permien inférieur, couchés presque horizontalement - 1-5°. Des roches cristallines plus anciennes se trouvent ici à de grandes profondeurs. La limite orientale longe une faille orientée presque parallèlement à la rivière Saldybash, qui se jette dans la rivière Sim.
Zone de pliage de l'Oural occidental
Cette structure couvre le territoire des districts de Nyazepetrovsky, Satka, Ashinsky et les environs d'Ust-Katav. Dans la région de Nyazepetrovsk, les formations géologiques sont allongées méridionales et dans la région du village. Ailino, Kropachevo, la ville de Minyara acquièrent une direction presque latitudinale.
Tous les systèmes du Paléozoïque inférieur et moyen y sont représentés.
Des roches d'âge cambrien (570-500 Ma) - conglomérats, grès, mudstones - peuvent être observées au nord-ouest du village. Terminevo. Le long de la rivière Nyaza, au nord de Nyazepetrovsk, et le long de la chaîne Bardymsky, des roches ordoviciennes sont exposées - des basaltes et leurs variétés, ainsi que des tufs, des grès tuf, des schistes siliceux, parmi lesquels se trouvent des intercalaires de marbres.
Les formations siluriennes (440-410 Ma) - schistes siliceux, argileux, carbono-argileux, tufs volcaniques et calcaires - composent également la chaîne de Bardym et une large bande à l'ouest de celle-ci. Il existe de nombreux grès et siltstones.
Les formations dévoniennes (410-350 Ma) de cette zone sont représentées par des calcaires à faune de crinoïdes, foraminifères, coraux et ostracodes, indiquant que les roches qui les contiennent sont d'origine marine. Dans le quartier du village Ailino, Mezhevoe Log dans la section dévonienne, des roches clastiques peuvent être observées. Il y a des calcaires et des marnes ici. C'est parmi eux que les bauxites (minerais d'aluminium) sont extraites dans les mines de bauxite du sud de l'Oural (SUBR). Les roches carbonifères (350-285 Ma) de la zone de plissement ouest sont également principalement carbonatées - calcaire, dolomie, marne.
Soulèvement de l'Oural central
Cette zone de construction complexe s'étend le long de tout l'Oural sur plus de 2000 km. Sur le territoire de la région, il est tracé sur 250 km du sud-ouest au nord-est. Il couvre le territoire des districts de Katav-Ivanovsky, Satka, Kusinsky, ainsi que les environs de Zlatoust et de Upper Ufaley. Dans la région de KatavIvanovsk, la largeur de la structure est de 120 km et au nord, dans la région de Upper Ufaley, elle n'est que de 25 km.
Cette structure est composée des roches les plus anciennes de l'Oural, dont l'âge atteint 2,6 à 3 milliards d'années, de formations volcaniques et clastiques profondément altérées, transformées en amphibolites, gneiss, migmatites, quartzites. Ces roches sont répandues à l'ouest de l'Upper Ufaley et du Karabash. Les plus jeunes (1,5 à 0,9 milliard d'années) sont considérés comme des roches qui composent un certain nombre de strates qui ont reçu des noms purement sud-ouraliens - Ai, Satka, Bakal et autres. Ces strates comprennent des schistes argileux et carbonés, des grès, des siltstones, des calcaires et des dolomies, qui forment d'énormes strates rocheuses.
Une coupe complète des roches du Riphean inférieur (~900 Ma) est présentée dans les roches de la rive droite de la rivière Ai, au-dessus du pont ferroviaire de la ville de Kus (dolomites, calcaires, schistes). Dans les dolomites, on peut observer des restes de colonies d'algues bleu-vert (stromatolite).
Sur la crête d'Otkliknoy (Taganai), des schistes cristallins sont exposés, contenant dans leur composition des minéraux rares tels que le grenat et la staurolite. Au même endroit, sur Taganai, près de Zlatoust, on peut observer des roches aussi rares que des quartzites à inclusions de minéraux micacés et ferrugineux, appelées taganaïte (aventurine).
Il y a très peu de roches volcaniques et ignées dans cette zone. Ces derniers comprennent l'intrusion de gabbro de Kusinsky (une digue pouvant atteindre 100 km de long), le massif granitique de Berdyaushsky (rapakivi). Il existe également des mines minéralogiques bien connues - Akhmatovskaya, Maksimilyanovskaya; les gisements de minerai de fer de Bakal et de magnésite de Satka, de renommée mondiale, sont situés.
La limite orientale de la structure longe la faille principale de l'Oural. Cette zone complexe a été tracée sur des milliers de kilomètres dans tout l'Oural. Dans la région, il s'étend du village de Leninsk au sud à Miass, Karabash au nord jusqu'à la frontière même avec la région de Sverdlovsk. La largeur de cette ancienne zone tectonique est de 10 15 km à plusieurs centaines de mètres. Le long de celui-ci, les complexes rocheux du versant occidental de l'Oural s'articulent avec les complexes du versant oriental.
Sur toute sa longueur, la faille principale de l'Oural peut être tracée le long des intrusions étendues en forme de ruban (en plan) de roches ultramafiques observées ici - dunites, péridotites et serpentinites formées le long d'elles. Cette ceinture s'étend sur plus de 2000 km. Les roches ultramafiques et les blocs de roches sédimentaires et volcaniques du Paléozoïque situés entre elles forment parfois un mélange tectonique appelé mélange.
Creux de Magnitogorsk (ceinture volcanique)
De l'est, la faille principale de l'Oural est attenante à la fosse de Magnitogorsk, une grande structure s'étendant presque méridionalement sur 500 km du sud au nord de la frontière de la région. À la latitude de Baimak et Magnitogorsk, la largeur de la structure est de 90 à 100 km, et dans la région de Miass et Karabash, elle est de 1 à 2 km. Il couvre dix districts de la région.
Les roches les plus anciennes ici sont le Silurien, dont les affleurements sont observés dans la partie nord la plus étroite de la structure. Les dépôts dévoniens de la fosse de Magnitogorsk sont présentés dans leur intégralité. Ce sont principalement des roches volcaniques - des laves et les tufs qui les accompagnent. Les laves et les tufs ont des compositions chimiques et minéralogiques différentes. Parmi eux se distinguent les produits acides (rhyolites), intermédiaires (andésites), basiques (basaltes) du volcanisme. Ils forment des strates épaisses, jusqu'à 3-5 km, dans lesquelles il y a un intercalage étroit de produits volcaniques avec des formations marines typiques - calcaires, grès, cherts, jaspes, ainsi que des roches de composition mixte - grès tuf, graviers tuf, tuffites , et d'autres roches.
Les ruines des structures volcaniques de cette époque, contenant leurs dépôts marins, contenant souvent de la faune marine, peuvent être observées et étudiées à la surface du jour dans différentes parties de la région.
Il y a des affleurements naturels de roches volcaniques dévoniennes, de calcaires, de roches clastiques à proximité du village. Mezhozerny, sur les crêtes d'Irendyk et de Kumach (frontière occidentale de la région), le long des rives de Gumbeika, Kurosan, Urlyadov, à proximité du village. Balkans (Nagaybaksky, districts d'Agapovsky) et de nombreux autres endroits.
Des sections de roches de la période carbonifère - laves de diverses compositions, leurs tufs et diverses formations sédimentaires - peuvent être observées dans les environs de Magnitogorsk, le long des rivières Khudolaz et Oural ("Seven Brothers"), et de nombreux autres endroits. Des sédiments carbonifères, dont l'épaisseur atteint plusieurs centaines de mètres, remplissent toute la partie centrale de la cuvette. Les roches les plus jeunes ici sont des calcaires, des grès et des conglomérats avec des restes d'animaux marins (coquillages), exposés le long des rives des rivières : Uralu, Khudolazu et B. Kizilu.
Les roches volcaniques sédimentaires qui remplissent la fosse de Magnitogorsk sont brisées par des failles tectoniques dans diverses directions, traversées par des intrusions de roches ignées - granites, granodiorites, syénites, gabbro. Dans de tels endroits, de grands gisements de minerai de fer se sont formés (Magnitogorsk, M. Kuibas). Les processus volcaniques au fond du paléoocéan dévonien ont contribué à la formation de gisements de sulfures de minerais de cuivre et de zinc, qui se développent aujourd'hui (Uchalinskoye, Sibayskoye, Molodezhnoye, Alexandria, Uzelginskoye et autres gisements).
La zone de creux et de soulèvements de l'Oural oriental est tracée par une large bande à travers tout l'Oural méridional. La largeur de cette structure est de 60 à 75 km. Il couvre les régions centrales de la région - de Kaslinsky au nord à Bredinsky au sud.
Les roches les plus anciennes sont ici métamorphiques, notamment les schistes à grenat, dont on peut voir des affleurements aux alentours du village. Larino, Kochnevo (district d'Uisky), sur le mont Igish, au sud de Miass.
Les formations ordoviciennes, à la fois volcaniques et volcano-détritiques, sont beaucoup plus répandues dans cette structure. On les trouve sur le mont Mayachnaya au nord-ouest de Bred (conglomérats de tuf, grès de tuf, grès de quartzite), ainsi que le long de la rivière Sredny Toguzak près du village. Bolchevique. Ici se trouvent des laves basaltiques qui se sont déversées sur le fond marin. Parmi les laves se trouvent des couches de jaspes rouges avec des restes de faune marine. Au Silurien, cette partie du territoire de l'Oural était aussi le fond marin.
Au nord de la région, des sections avec des fragments de dépôts siluriens peuvent être observées le long des rivières Bagaryak, Sinar, près du village. Pervomaisky (district de Sosnovsky), à proximité du village. Bulatovo (district d'Uisky) et dans d'autres endroits (calcaires, schistes, conglomérats, grès).
Les dépôts dévoniens et carbonifères sont très largement développés dans cette zone. Les roches du système dévonien sont particulièrement bien représentées dans les sections le long de la rivière Kurosan, à proximité du village. Arsinsky, Sukhteli. Schistes siliceux, jaspes, tuffites côtoient ici diabases, basaltes, leurs tufs et brèches. Des roches volcaniques et sédimentaires de composition chimique et d'origine très différentes sont décrites dans la région d'Argayash ; le long de la rivière Zyuzelga, à l'est du village. Dolgoderevensky, le long des rivières Sanarka, Uvelka au sud-est de Plast. Les dépôts carbonifères (carbonifères) de cette structure sont répartis sur de vastes zones dans les régions méridionales de la région (Chesmensky, Kartalinsky, Bredinsky). Les marnes, les calcaires et diverses roches et schistes clastiques à particules carbonées y sont largement représentés. Ces derniers sont particulièrement nombreux, car à cette époque (il y a 350 millions d'années) des forêts tropicales poussaient dans le sud de l'Oural, des fougères, des calamites, des lépidodendrons, des sigillaires et d'autres plantes y poussaient. À certains endroits (district de Bredinsky), ils ont formé des dépôts de charbon, mais, fondamentalement, les restes de la flore carbonifère ont été transformés en poussière carbonée et graphite, colorant en noir les roches sédimentaires et métamorphiques.
Les roches volcaniques - basaltes, rhyolites, andésites - sont beaucoup moins nombreuses ici que dans les sections dévoniennes. Il y a suffisamment de fragments de sections géologiques du Carbonifère dans cette structure: le long des rivières Upper, Lower Toguzak, Uy (village Osipovka), séparez de gros rondins au sud du village. Breda, dans les environs de Plast, le long des rivières Kabanka et Uvelka et dans d'autres endroits.
L'ensemble de la structure dans son ensemble est saturé de formations intrusives - principalement des granites, des diorites, des syénites, qui constituent des dizaines de grands et petits massifs de configurations diverses.
Cette chaîne de massifs, tracée à travers tout l'Oural, s'appelait "l'axe granitique de l'Oural". Du nord au sud, des massifs granitiques s'étendent sur toute la région : Yugo-Konevsky, Kaslinsky, Argazinsky, Sultaevsky, Chelyabinsky, Sanarsky, Demarinsky, Borisovsky, Plastovsky, Kaslinsky, Chesmensky, Chernoborsky, Dzhabyk-Karagaysky, Suunduksky et bien d'autres. La superficie des plus grands massifs - Tcheliabinsk et Dzhabyk-Karagai - dépasse largement 1000 mètres carrés. km. La limite inférieure des massifs, selon les données géophysiques, se situe à des profondeurs de 5 à 11 km. Les intrusions elles-mêmes et leurs roches hôtes sont disséquées par un grand nombre de dykes, veines de composition très différente, y compris de quartz.
Soulèvement transural
La structure géologique la plus orientale de la région est le soulèvement trans-oural. Cette structure couvre les régions orientales - de Kunashaksky au nord à Troitsky et Varna au sud. Environ 90% de la zone ici est recouverte de roches méso-cénozoïques couchées horizontalement du Crétacé supérieur au Néogène supérieur (100–2 Ma).
Les formations paléozoïques se trouvent à une profondeur de 5 à 100 m et ne peuvent être observées que le long des rives des rivières individuelles. Les sections les plus intéressantes et les plus complètes ont été découvertes le long des rivières Uvelka, Sanarka et Uyu près de la ville de Troitsk. Ici, la largeur de la structure est d'environ 40 km.
Le long de la rivière Sanarka, dans le Kuvai Log, les roches paléozoïques les plus anciennes, celles du Cambrien, se sont établies. Ce sont des schistes et des calcaires panachés. Les restes d'archéocées, les organismes du fond de cette époque lointaine, ont été trouvés dans les calcaires. Cet affleurement de roches cambriennes est le seul du sud de l'Oural et l'un des rares de l'Oural en général.
Les formations ordoviciennes de cette zone sont beaucoup plus répandues. Les grès quartzeux gris, les schistes métamorphiques verts et gris, les quartzites et les basaltes sont largement représentés dans les sections le long des rivières Uy et Uvelka à Troitsk même et à l'est de celle-ci, jusqu'au village de Bobrovka. Des restes d'anciens crustacés, des trilobites et des coquilles de brachiopodes, ont été trouvés dans des roches argileuses à la périphérie ouest de Troitsk. Toutes les structures décrites de l'Oural ont été formées à l'époque pré-paléozoïque et paléozoïque, lorsque l'Oural était une zone active de plissement et de volcanisme. Au cours des 160 millions d'années suivantes (jusqu'à nos jours), l'Oural se développe en mode plate-forme relativement calme.
Selon les données géologiques, il n'y a pas eu de réarrangements tectoniques prononcés dans le sud de l'Oural, mais des mouvements oscillatoires lents, accompagnés de petits soulèvements ou affaissements de régions individuelles, se sont poursuivis et se poursuivent.
Au Crétacé supérieur (environ 100 Ma), l'affaissement de la partie orientale du territoire entraîne une transgression marine. La mer avançait du nord-est, du côté de Tyumen. Sa frontière ouest - très sinueuse, avec des baies profondes - s'est établie approximativement le long de la limite du village. Bagaryak - lac. B. Kuyash - Chelyabinsk - Yuzhnouralsk - Chesma - Kartaly - Bredy (à l'est). Les sédiments marins - flacons, diatomites, grès, conglomérats, tripoli, marnes - ont formé des couches horizontales qui recouvraient les roches de l'Oural paléozoïque. L'épaisseur de ces sédiments dans la partie orientale du district de Troitsky, selon les données de forage, est de 100 à 300 m.
Les formations paléozoïques et mésozoïques déjà au Quaternaire (1,5 à 2 millions d'années) étaient recouvertes de roches continentales, formées sur terre, meubles - argiles, sables, limons, formées à la suite du travail du vent, de l'eau et du soleil.
La carte géologique de l'Oural montre clairement la zonalité de ses structures. Des roches d'âges, de compositions et d'origines différentes s'étirent méridionalement sur une vaste étendue. D'ouest en est, six bandes successives sont distinguées, les bandes occidentales étant tracées sur toute la longueur de la crête, les bandes orientales ne sont observées que dans les régions médianes et méridionales du versant oriental, puisque dans les régions septentrionales les roches paléozoïques sont recouverts par les sédiments du Mésozoïque, du Paléogène et du Néogène de la plaine de Sibérie occidentale.
Les dépôts normalement sédimentaires du Permien, du Carbonifère et du Dévonien sont impliqués dans la formation de la première bande, traçable dans tout l'Oural et se remplaçant uniformément d'ouest en est. Une partie du versant occidental à la latitude du plateau d'Ufa se distingue très nettement en termes de nature de l'emplacement des roches. Ici, toute la strate des dépôts carbonifères, et même par endroits dévoniens, tombe souvent hors de la section, partiellement ou complètement; dans de tels cas, les roches permiennes sont mises en contact direct tantôt avec le Carbonifère inférieur, tantôt avec le Dévonien, tantôt avec les dépôts siluriens.
La deuxième bande constitue morphologiquement la partie axiale de la crête et est composée de quartzites, de schistes cristallins et de formations généralement fortement métamorphisées du Paléozoïque inférieur et du Précambrien. Contre le plateau d'Ufimskoe, les rochers de la seconde bande sont enclavés sur une étendue assez considérable.
La troisième bande appartient déjà au versant oriental et consiste entièrement en des accumulations volcanogènes altérées, dans lesquelles de grands corps d'intrusions de gabbro-pyroxénite-dunite sont enchâssés. Ils se trouvent le long de la limite orientale des schistes cristallins de la deuxième bande du nord et du moyen Oural; dans l'Oural méridional, il existe de nombreux mais petits massifs de serpentines, parfois avec des péridotites conservées parmi elles. Pétrographiquement, cependant, ces formations ne sont pas identiques aux intrusions de gabbro-péridotite-dunite. La bande du Quaternaire se situe dans des roches et des tufs effusifs de magma principalement mafique du Silurien au Carbonifère inférieur inclus. Parmi eux, les accumulations marines sédimentaires se produisent en quantité fortement subordonnée. Toutes ces formations sont fortement disloquées et transformées en strates de schistes et de roches vertes.
La cinquième bande est représentée par des massifs granito-gneiss des intrusions du Paléozoïque supérieur, dans les parties orientales recouvertes de dépôts tertiaires.
La sixième bande est composée de formations paléozoïques moyennes et supérieures fortement métamorphisées et disloquées, volcanogènes dans la partie inférieure, normalement sédimentaires dans la partie supérieure. Ils sont traversés par des roches intrusives de compositions diverses. Les expositions le long du versant oriental de l'Oural méridional montrent que les roches de la sixième bande sont progressivement submergées dans la direction d'ouest en est dans la région de l'actuelle plaine de Sibérie occidentale.
De grands chevauchements se développent le long des limites des bandes.
A.D. Arkhangelsky a conclu à un moment donné que la première bande est un monoclinal; les deuxième, troisième et cinquième bandes représentent structurellement d'énormes anticlinoriums ; le quatrième et, éventuellement, le sixième ont la forme de grands creux synclinaux.
À l'heure actuelle, une telle structure tectonique de l'Oural est proposée. A l'est de l'avant-fosse marginale Cis-Oural suivent: l'anticlinorium Bashkir, le synclinorium Zilair, l'anticlinorium Central Oural, le synclinorium Magnitogorsk et le synclinorium Nizhny Tagil le prolongeant vers le nord, la zone anticlinale d'intrusions granitiques, le synclinorium East Ural , et l'anticlinorium transural. À l'est, les structures plissées de l'Oural plongent sous les dépôts mésozoïques et cénozoïques de la plaine de Sibérie occidentale.
La direction générale des structures de l'Oural est méridienne ou proche de celle-ci. L'anticlinorium bachkir est composé de roches du Paléozoïque inférieur ; Le Silurien et le Dévonien inférieur sont absents. Malgré l'âge élevé des roches, elles se caractérisent par un faible métamorphisme. La direction des plis dans les parties sud est presque méridienne, dans les parties nord, elle dévie vers l'est. Ici, la direction des plis dépend de la configuration du bord oriental de la plate-forme russe.
Entre les anticlinoires du Bashkir et de l'Oural central se trouve le synclinorium de Zilair. Au sud de l'Oural occidental, il contourne l'anticlinorium bachkir et y devient la marge occidentale de l'Oural. De même, au nord environ 51°N. sh. le synclinorium de Zilair se ferme, et là l'anticlinorium de l'Oural central devient la zone marginale de l'Oural. Le synclinorium de Zilair est composé de roches du Paléozoïque inférieur au Tournaisien inclus. On voit bien la différence de contraintes et de plissements érodés du complexe inférieur et du complexe supérieur calme, à partir des dépôts du Dévonien supérieur.
Une différence tectonique nette entre l'Oural occidental et oriental a été décrite par F.N. Chernyshev et A.P. Karpinsky.
Le type de structures de couverture n'existe en fait, probablement, qu'à la latitude du plateau Ufimsky. Étude géologique de l'Oural, réalisée par E. A. Kuznetsov, dans le sens transversal le long d'une zone bien exposée le long de la rivière. Chusovoi, de l'ouest de la station Kuzino à Bilimbay, a révélé ici les phénomènes de grandes structures de poussée.
Dans tout l'Oural, une énorme structure peut être tracée - l'anticlinorium de l'Oural central, qui, de l'Oural moyen au polaire inclus, est une zone plissée marginale. L'anticlinorium est composé de roches sédimentaires, ignées et métamorphiques du Précambrien et du Paléozoïque inférieur. Dans la partie occidentale, des strates plus jeunes jusqu'au Permien reposent en discordance sur leurs plis intenses érodés.
Les synclinoriums de Magnitogorsk et Nizhny Tagil appartiennent déjà au versant oriental de l'Oural et ont été construits principalement par des accumulations du Paléozoïque moyen, en particulier volcanogènes, qui ont subi une régénération de roches vertes en raison de leur dislocation. Trois cycles volcaniques ont été établis : 1) Silurien-Dévonien inférieur ; 2) Dévonien moyen - Dévonien supérieur ; 3) Carbonifère inférieur.
A l'est, seulement dans la partie sud de l'Oural se trouve la zone anticlinale d'intrusions granitiques (à partir de 59° N et se terminant par Mugodzharami). C'est une zone d'énormes massifs granitoïdes, tels que Saldinsky, Murzinsky, Verkh-Isetsky, Chelyabinsky, Troitsky, Dzhebyk-Karagaysky. Les roches basiques et ultrabasiques sont ici d'une importance nettement subordonnée. On pense maintenant que des roches fortement disloquées du Paléozoïque inférieur et du Pré-Paléozoïque sont répandues dans cette structure.
Au nord de 58° à 51° N. sh. il y a le synclinorium de l'Est de l'Oural avec des formations prédominantes du Paléozoïque moyen en présence d'accumulations houillères du Carbonifère moyen, peut-être plus jeunes, et du Trias supérieur de type Chelyabinsk. Les plis sont renversés à l'est. De nombreux dépôts intrusifs. L'anticlinorium trans-oural dans le sud de l'Oural est une structure orientale marginale formée par des roches anciennes. La relation entre les parties nord de l'Oural et les régions plissées de Pai-Khoi et Vaigach-Novaya Zemlya n'a pas encore été clarifiée. Ils indiquent qu'au nord de la pierre de Konstantinov le long de la rive ouest du lac. La poussée du Bolchoï Osovei s'étend presque jusqu'à la côte de la mer de Kara. Les spilites et les diabases qui le longent à la base du Silurien sont en contact avec les roches du Paléozoïque supérieur Pai-Khoi. Il existe des preuves d'une relation structurelle et de faciès étroite entre Pai-Khoi et Vaigach, Novaya Zemlya et le bassin de Pechora. On pense également que la partie nord de la péninsule de Taimyr et environ. Terre du Nord. Le profil géologique le long de la ligne Bisert - Bogdanovich à la latitude du plateau Ufimsky peut bien montrer l'importance de ce dernier dans la formation des structures de l'Oural. Ici, les strates des deux pentes sont fortement réduites. La bande occidentale est caractérisée par des plissements écailleux avec des chevauchements prononcés, en particulier entre le Paléozoïque et la suite métamorphique. Le décrochement nord-ouest a rétréci la bande de roches vertes à des tailles négligeables. Comme dans le profil précédent, un grand massif de l'Upper Iset est situé entre la bande de roches vertes et Sverdlovsk. Les roches principales ont été les premières à s'imposer ici; ils ont été suivis par des plagiogranites et des granites de composition normale.
Pour caractériser la tectonique du sud de l'Oural, nous utiliserons les données de A. A. Bogdanov. Sur le versant occidental, il distingue les principaux éléments structuraux suivants : l'anticlinorium Oural-Tau et Bashkir, séparés par le synclinorium de Zilair, dont la partie sud est compliquée par l'anticlinorium de Sakmara ; zone de blocs de failles encadrant l'anticlinorium bachkir ; un certain nombre de plis linéaires de l'Orenbourg-Aktobe Cis-Oural situés sur la flexion de Sakmara ; une zone de structures plissées complexes du versant oriental de l'Oural, adjacente à l'est à l'anticlinorium Oural-Tau.
Les sections schématisées construites par A. A. Bogdanov montrent clairement deux niveaux structurels. La partie inférieure est constituée de strates prédévoniennes plissées complexes et représente les Calédonides géosynclinaux ; le supérieur est construit par des roches dévoniennes, carbonifères et permiennes, recouvrant en discordance les Calédonides; ici les rochers sont ramassés en plis calmes et doux, et à l'ouest, dans la région de la plate-forme russe, ils prennent un litage horizontal. Une structure similaire à deux niveaux peut être tracée sur tout le versant occidental de l'Oural, représentant donc une structure calédonienne, recouverte en discordance de structures hercyniennes de nature postgéosyncline.
Le versant oriental sur toute sa longueur est une structure eugéosyncline typique de la tectogenèse hercynienne, rompue par des failles normales en horsts et grabens. Dans ce dernier, des accumulations continentales mésozoïques et cénozoïques reposent sur la surface érodée des Hercynides, créant une deuxième couche structurale de lits légèrement perturbés.
A l'est de Zlatoust se détachent : 1) la zone de roches vertes ouest, qui s'étend à l'ouest de la ville de Miass ; 2) la zone centrale de serpentines, granites et schistes siliceux du Carbonifère - de Miass à st. Poletaevo et 3) la zone orientale de roches vertes et de granites - de st. Poletaevo à Tcheliabinsk.
Dans la ceinture de roches vertes occidentale sur le versant oriental de l'Oural méridional, des plis se sont développés qui sont renversés et poussés vers l'ouest sur les schistes cristallins précambriens dans les environs de Zlatoust. Au cœur des plis se trouvent des serpentines, et crapahutées de gabbro et de diorite. Les roches les plus anciennes des plis sont des diabases du Silurien et du Dévonien inférieur et des porphyrites à pyroxénite, accompagnées de tufs, de schistes siliceux et de jaspes. Au-dessus d'eux, ils sont remplacés par des albitophyres effusifs du Dévonien moyen, des porphyrites à quartz-plagioclase et à pyroxène, et des conglomérats à galets de gabbro et diorites antérieurs. Encore plus haut dans la section, on trouve une épaisse couche de schiste siliceux du Dévonien supérieur recouverte de grauwackes. Ils sont recouverts de calcaires viséens. La zone centrale de serpentines est intensément déployée partout; il contient des bandes préservées de porphyrites à pyroxène et leurs tufs dévoniens. Le massif de granite-gneiss hercynien des monts Ilmensky appartient à cette zone, à laquelle sont associées des miaskites - granites alcalins.
La zone de roches vertes orientales compose de vastes zones à l'ouest de la ville de Tcheliabinsk. Les diabases, les porphyrites à pyroxène-plagioclase, les tufs, les tuffites avec des schistes siliceux subordonnés et des jaspes rouges y sont intensément disloqués. Ces roches de la période allant du Silurien au Dévonien moyen ont été pénétrées par du gabbro, plus tard par des granodiorites et des granites. Ces derniers sont cataclasés et transformés en granite-gneiss. L'intrusion de magma granitique a été associée à des solutions hydrothermales qui ont provoqué la formation de gisements d'arsenic, de tungstène et d'or.
Les études géologiques et géophysiques approfondies menées ces dernières années sur le territoire de l'Oural méridional et la marge orientale adjacente de la plate-forme russe ont jeté un nouvel éclairage sur la structure des régions profondes de la croûte terrestre. Il s'est avéré possible de distinguer deux zones dans la région plissée de l'Oural : extérieure et intérieure.
L'extérieur occupe la majeure partie du versant ouest de l'Oural méridional et moyen et se caractérise par les mêmes anomalies magnétiques et gravitaires que celles trouvées sur les parties adjacentes de la plate-forme russe et dans l'avant-fosse Cis-Oural.
La zone intérieure couvre toute la pente de l'Oural avec ses propriétés magnétiques et gravitationnelles, reflétant les caractéristiques de la structure profonde.
Les anomalies magnétiques et gravitationnelles dans la zone externe peuvent être interprétées en ce sens que le socle cristallin dans la région du versant ouest de l'Oural plonge brusquement à 11-16 km au lieu de 4-6 km sous la plate-forme russe. Les données sismiques ont révélé un plus petit affaissement des "couches" de basalte et de péridotite dans le même versant ouest. Cette contradiction s'explique par une diminution à 7-10 km de l'épaisseur de la "couche" granitique à l'intérieur du versant occidental et de la fosse Cis-Oural.
La transition de la zone extérieure à la zone intérieure, comme le souligne F. I. Khatyanov (1963), s'exprime par une bande de hauts gradients d'anomalies de gravité moyennes. Il sépare en quelque sorte le minimum de gravité de l'Oural occidental du maximum de l'Oural oriental. Ici, la "couche" de basalte s'élève de 6 à 10 km et celle de granit devient beaucoup plus mince, de sorte qu'elle se rapproche du type océanique. Dans cette bande, il est possible de s'attendre à une faille profonde, qui est la limite orientale du substrat cristallin de la plate-forme russe, qui se trouve donc à la base du versant occidental de l'Oural (zone extérieure). F. I. Khatyanov suggère qu'en raison d'une telle structure du versant ouest, il est structurellement plus proche de la plate-forme. Il suggère même un nom - zone de plate-forme pliée. Le véritable géosynclinal est l'Oural oriental avec son magmatisme puissant, son plissement intense et son fort métamorphisme.
Cycles et phases de la tectogenèse. La structure de l'Oural s'est formée sur une très longue période de temps sous l'influence des cycles de tectogenèse salair, calédonien, hercynien, cimmérien et alpin. Les plus importants étaient les cycles paléozoïques, qui ont créé l'énorme structure de l'Oural aux plis complexes ; les cycles mésozoïque et cénozoïque se sont manifestés sous forme de failles et de mouvements de blocs multiples ; ils n'ont pas changé la structure plissée principale et n'ont formé que l'aspect géomorphologique externe de l'Oural. La forte différence dans le degré de métamorphisme des strates du Paléozoïque inférieur et des schistes cristallins et quartzites sous-jacents indique l'existence de champs isolés de roches précambriennes dans différentes parties de l'Oural. La transition progressive de ces roches vers les roches du Paléozoïque inférieur est aujourd'hui démentie par la plupart des chercheurs.
La tectogenèse de Salair est établie de la manière la plus fiable pour la région de l'usine de Beloretsk, où l'Ordovicien repose à la base sur des quartzites, des schistes et des calcaires avec des algues et, éventuellement, des archéocytes du Cambrien moyen, incompatibles avec le conglomérat basal. Les précipitations du Cambrien supérieur ont également été observées dans le bassin du fleuve. Sakmary. Son absence représente, selon DV Nalivkin, un phénomène répandu: le Cambrien supérieur tombe hors de la section dans la Baltique, sur Novaya Zemlya, dans l'Oural, dans le Tien Shan, dans la steppe kazakhe, dans l'Altaï, dans le bassin de Kuznetsk , en plusieurs endroits des plates-formes sibériennes. C'est le résultat du plissement salairien, que certains géologues attribuent au cycle calédonien. La tectogenèse calédonienne s'est manifestée dans toute la région de l'Oural occidental ; cela a également été prouvé pour Mugodzhar. Elle s'est accompagnée non seulement de la formation de plis, mais aussi de l'intrusion de magma : les granites du gisement de Troitskoye sur le versant occidental de l'Oural moyen et au sud de Mugodzhary, dans l'Oural méridional, sont considérés comme calédoniens. À partir de Mugodzhary jusqu'aux extrémités les plus septentrionales de l'Oural, les conglomérats et les grès du Dévonien moyen et supérieur contiennent généralement des fragments et des cailloux de divers sédiments et sédimentaires du Paléozoïque inférieur et du Précambrien. Cela montre que la mer Dévonienne a transgressé sur un relief développé dans le Paléozoïque inférieur plissé, dont les structures comprenaient des granites calédoniens et des roches précambriennes. Pour Mugodzhar et Timan, il est bien établi que la tectogenèse calédonienne s'est manifestée par des plissements, des intrusions magmatiques et des soulèvements avec apparition de terres, sur lesquelles le relief a commencé à se développer. Dans certaines zones du sud et du nord de l'Oural, la tectogenèse calédonienne est jugée par l'imbrication du Dévonien inférieur continental sur le Silurien supérieur marin ; à certains endroits, le Dévonien inférieur est complètement absent.
La tectogenèse hercynienne est établie depuis très longtemps dans l'Oural. Ce cycle s'est exprimé avec beaucoup de force et d'intensité sur le versant oriental de l'Oural ; à l'Ouest, cependant, elle s'est manifestée avec une intensité modérée, souvent même faiblement sur de vastes zones.
Une coupe stratigraphique complète du Dévonien supérieur au Carbonifère inférieur dans l'Oural indique l'absence de la phase bretonne. Sur le versant occidental, on observe la faune de type Etren, qui est un mélange de formes dévoniennes et carbonifères.
La phase des Sudètes sur le versant oriental de l'Oural peut être jugée par un changement brutal de la composition lithologique à la base du Carbonifère moyen, où d'épais conglomérats clastiques grossiers et des grès sont établis; D. V. Nalivkin note à juste titre que ce changement indique le soulèvement qui a commencé alors non pas dans le versant oriental de l'Oural, mais quelque part à l'est de celui-ci; le pays montagneux s'est élevé ici et, entrant dans les conditions du régime de dénudation, s'est rapidement effondré; les produits de la destruction étaient des conglomérats et des grès déposés dans le versant oriental de l'Oural. Sur le versant occidental, les calcaires du Carbonifère inférieur passent généralement progressivement aux calcaires du Carbonifère moyen, ces derniers sans interruption et discordance passant au Carbonifère supérieur ; cela indique l'absence de manifestations des phases sudètes et asturiennes ici.
La phase asturienne s'est manifestée sur le versant oriental de l'Oural, où les dépôts du Carbonifère supérieur tombent complètement hors de la section en raison des soulèvements qui ont englouti le territoire du versant oriental au début du Carbonifère supérieur. Depuis lors, la région du versant oriental de l'Oural est devenue un lieu de mouvements tectoniques intenses qui ont créé des structures extrêmement complexes. Dès le début de la période permienne, les zones orientales et centrales (bandes) de l'Oural se transforment en une puissante chaîne de montagnes; simultanément avec les processus de formation, il a immédiatement commencé à s'effondrer, donnant une énorme quantité de matériau clastique, qui a été transporté sur le territoire du versant occidental, où le régime marin a continué à être maintenu dans le creux résultant; c'est pourquoi il est si difficile de tracer une ligne entre le Carbonifère et le Permien.
La tectogenèse cimmérienne s'est exprimée par la dislocation des gisements houillers mésozoïques dans la région de Tcheliabinsk. Sur la base des vestiges de la flore, il a été possible de déterminer qu'une partie importante de ces dépôts appartient au Trias supérieur ; les plis des strates houillères sont recouverts en discordance par des accumulations non perturbées du Crétacé supérieur et du Paléogène. Lors de l'étude de la structure morphologique du bassin de Tcheliabinsk, on y trouve des microplis - plats, renversés, en forme de bec pointu; ils donnent à la structure un caractère froissé ; la plus grande dislocation est observée sur les côtés, où les couches mésozoïques sont adjacentes aux massifs paléozoïques ; à mesure qu'on s'éloigne des flancs des massifs, le plissement s'éteint. Les dépôts mésozoïques, comme mentionné précédemment, sont concentrés dans des grabens profonds parmi les massifs rocheux paléozoïques.
La nature des structures cimmériennes montre que le plissement cimmérien qui leur a donné naissance est passif, résultant de l'écrasement des dépôts lâches mésozoïques par les blocs paléozoïques en petits plis renversés, isoclinaux, parfois brisés. La probabilité d'une telle explication est également confirmée par la localité du plissement mésozoïque.
Dans le bassin de Tcheliabinsk, il est le résultat de glissements de terrain de l'âge mésozoïque, simultanés au dépôt de sédiments et se produisant le long des berges ou au fond des bassins versants correspondants. La tectogenèse alpine dans l'Oural s'est manifestée par des mouvements en blocs de massifs paléozoïques. Des plis locaux survenant occasionnellement dans les régions de Tcheliabinsk et de Lozvinsk sont causés par ces mouvements. Ils ont également créé les caractéristiques géomorphologiques suivantes, maintenant observées, de l'Oural: la disposition des étages des surfaces de nivellement; réaménagement d'un réseau fluvial parallèle-linéaire en un réseau coudé-composite ; la formation de deux bassins versants; une nette différence entre les systèmes fluviaux anciens et modernes ; vallées suspendues; hautes terrasses sur dépôts sablo-argileux d'Akchagyl; rajeunissement des vallées fluviales. En raison de failles jeunes, les roches néogènes de l'Oural se situent à différentes hauteurs et de faibles tremblements de terre se produisent au nord du plateau d'Ufimsky, qui sont notés par l'observatoire géophysique de Sverdlovsk.
Formation de secours. L'étude des plates-formes anciennes a révélé une remarquable stabilité des structures tectoniques. La plupart d'entre eux, fondés à la fin du Précambrien - au début du Paléozoïque, existent toujours, ne changeant que dans leurs contours et leurs tailles. Les grands éléments géomorphologiques, généralement tectonomorphes, ont la même stabilité. Dans le même temps, la structure tectonique moderne et le relief moderne des deux plates-formes ont été formés par des mouvements néotectoniques qui ont commencé au Néogène. Ils se manifestaient principalement radialement par des hauts et des bas, ce que l'on appelait autrefois l'épirogenèse. Cependant, la présence de formations plissées et tangentielles d'un grand rayon de courbure a commencé à être détectée de plus en plus souvent.
Passant maintenant à l'étude du grand système plissé de l'Oural du Paléozoïque, nous retrouvons les mêmes traits tectoniques et géomorphologiques les plus caractéristiques, exprimés encore plus clairement. Les manifestations de néotectogenèse s'observent surtout avec une grande efficacité dans les zones plissées post-cambriennes. C'est à lui que ces régions doivent leur renouveau après la pénéplanisation du relief montagneux. Cependant, dans différentes zones plissées, le degré de mobilité s'est avéré inégal et, par conséquent, les montagnes restaurées (régénérées) sont divisées en: a) faiblement mobiles - de type Oural; b) des montagnes de type Tyanypan-Baïkal à très haute mobilité, restaurées sur le site des plates-formes Epi-Cambriennes, Epi-Caledon, Epi-Hercyniennes ; c) montagnes du type Verkhoyansk-Kolyma, également d'une mobilité considérable, mais s'élevant sur le site du plissement mésozoïque; d) montagnes de type Caucasien-Pamir dans la ceinture de l'orogenèse Mésozoïque-Cénozoïque. Dans tous ces types, d'hypsométrie très différente, les caractéristiques structurales et géomorphologiques s'avèrent communes.
La néotectogenèse a hérité de toutes les structures principales créées dans les étages géosynclinaux, leur réveil régional de failles, y compris profondes, qui ont limité les blocs, les rendant distincts dans le moderne.
Les structures de l'Oural, développées à l'emplacement des sillons géosynclinaux calédoniens et hercyniens, après l'orogenèse étaient aussi des éléments orographiques : les dorsales se cantonnaient aux anticlinoriums, les dépressions - synclinoria, les dénivellations abruptes - corniches - aux lignes de grandes failles. Au Mésozoïque, ces structures et le relief tectonomorphe ont connu une pénéplanation, et les dépressions synclinales se sont remplies de dépôts proluviaux, alluviaux et lacustres, dont le matériau était les produits de destruction des soulèvements voisins. L'épaisseur assez importante de ces accumulations parle de structures continuant à se développer de manière posthume déjà dans le cadre de la plate-forme. À la fin du Mésozoïque, la dénudation a réduit l'Oural à une plaine presque plate avec un relief bien développé et de larges vallées orientées méridionalement, c'est-à-dire le long de la direction des structures principales. Mais au Néogène, des mouvements néotectoniques de nature différenciée avec soulèvements et affaissements d'amplitude considérable sont apparus. Le relief mésozoïque hérité avec un réseau hydrographique longitudinal a commencé à être reconstruit; relief a reçu un rajeunissement général. Le réseau fluvial longitudinal parallèle-linéaire s'est transformé en un réseau coudé-composite, puisque de nouvelles vallées ont été obtenues en joignant deux ou plusieurs vallées indépendantes par la formation de coudes épigénétiques transversaux, les fissures tectoniques y jouant un rôle important. Mais, malgré ces remaniements du relief, son tectonomorphisme et son hérédité ont été conservés jusqu'à nos jours, ce qui s'exprime si clairement dans l'allure méridienne des crêtes, subordonnée à l'allure des structures.
Parallèlement à des mouvements verticaux en blocs distinctement prononcés, les observations indiquent de plus en plus de manière fiable des soulèvements en arc de vague, c'est-à-dire un pliage à grand rayon de la base disloquée.
L'ampleur du soulèvement des montagnes de l'Oural sous l'influence de la néotectogénèse, c'est-à-dire depuis le Néogène, peut être jugée approximativement: pour l'Oural méridional, des soulèvements de 700 à 800 m sont autorisés, pour l'Oural moyen ( le bassin de la rivière Chusovaya) - 200-300 m, pour le Nord - 500-800 m Il est remarquable que les structures positives (anticlinorium, horsts) s'élèvent plus que les négatives (synclinorium, grabens).
Au sud, les structures paléozoïques de l'Oural submergent, apparaissant à la surface sous la forme du soulèvement de Chushkakul.
En général, les mouvements néotectoniques dans l'Oural ne sont pas importants, ce qui a conduit à son relief de moyenne montagne et à sa faible sismicité, confinée à l'Oural moyen et ne dépassant pas 6 points d'intensité. Pour le tremblement de terre du 17 août 1914, une carte des isoséismes a été établie, qui donne une orientation nord-ouest-sud-est selon un angle avec la direction méridienne des structures.
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La plaine russe est délimitée à l'est par une frontière naturelle bien définie - les montagnes de l'Oural. Ces montagnes ont longtemps été considérées comme situées au-delà de la frontière de deux parties du monde - l'Europe et l'Asie. Malgré sa faible hauteur, l'Oural est assez bien isolé en tant que pays montagneux, ce qui est grandement facilité par la présence de basses plaines à l'ouest et à l'est de celui-ci - russe et sibérienne occidentale.
"Ural" est un mot d'origine turque, qui signifie "ceinture" en traduction. En effet, les montagnes de l'Oural ressemblent à une ceinture étroite ou à un ruban s'étendant à travers les plaines du nord de l'Eurasie, des rives de la mer de Kara aux steppes du Kazakhstan. La longueur totale de cette ceinture du nord au sud est d'environ 2000 km (de 68 ° 30 "à 51 ° N), et la largeur est de 40 à 60 km et seulement par endroits de plus de 100 km. Au nord-ouest à travers le Pai- La crête de Khoi et l'île de Vaigach Oural passent dans les montagnes de Novaya Zemlya, de sorte que certains chercheurs la considèrent comme faisant partie du pays naturel Oural-Novaya Zemlya.Au sud, la continuation de l'Oural est Mugodzhary.
De nombreux chercheurs russes et soviétiques ont participé à l'étude de l'Oural. Les premiers d'entre eux étaient P. I. Rychkov et I. I. Lepekhin (seconde moitié du XVIIIe siècle). Au milieu du XIXème siècle. E. K. Hoffman a travaillé dans le nord et le moyen Oural pendant de nombreuses années. Une grande contribution à la connaissance des paysages de l'Oural a été apportée par les scientifiques soviétiques V. A. Varsanofyeva (géologue et géomorphologue) et I. M. Krasheninnikov (géobotaniste).
L'Oural est la plus ancienne région minière de notre pays. Dans ses profondeurs se trouvent d'énormes réserves d'une grande variété de minéraux. Fer, cuivre, nickel, chromites, matières premières d'aluminium, platine, or, sels de potassium, pierres précieuses, amiante - il est difficile d'énumérer tout ce dont les montagnes de l'Oural sont riches. La raison d'une telle richesse réside dans l'histoire géologique particulière de l'Oural, qui détermine également le relief et de nombreux autres éléments du paysage de ce pays montagneux.
L'Oural est l'une des anciennes montagnes plissées. À sa place au Paléozoïque, un géosynclinal a été localisé; les mers quittaient alors rarement son territoire. Ils ont changé leurs limites et leur profondeur, laissant derrière eux de puissantes couches de sédiments. L'Oural a connu plusieurs processus de construction de montagnes. Le plissement calédonien, qui s'est manifesté au Paléozoïque inférieur (y compris le plissement de Salair au Cambrien), bien qu'il couvrait un territoire important, n'était pas le principal pour les monts Oural. Le plissement principal était hercynien. Il a commencé au Carbonifère moyen à l'est de l'Oural, et dans le Permien, il s'est étendu aux pentes occidentales.
Le plus intense était le plissement hercynien à l'est de la dorsale. Elle s'est manifestée ici par la formation de plis fortement comprimés, souvent renversés et couchés, compliqués de grandes poussées, entraînant l'apparition de structures écailleuses. Le plissement à l'est de l'Oural s'est accompagné de fissures profondes et d'intrusions de puissantes intrusions granitiques. Certaines des intrusions dans le sud et le nord de l'Oural atteignent des tailles énormes - jusqu'à 100-120 km de long et 50-60 km de large.
Le plissement a été beaucoup moins vigoureux sur le versant ouest. Par conséquent, les plis simples y prédominent, les chevauchements sont rarement observés, il n'y a pas d'intrusions.
Structure géologique de l'Oural. I - Groupe cénozoïque : 1 - Système quaternaire ; 2 - Paléogène ; II. Groupe mésozoïque : 3 - Système crétacé ; 4 - Système triasique ; III. Groupe paléozoïque : 5 - Système permien ; 6 - système de charbon; 7 - Système dévonien ; 8 - Système silurien ; 9 - Système ordovicien ; 10 - Système cambrien ; IV. Précambrien : 11 - Protérozoïque supérieur (Riphéen) ; 12 - inférieur et non divisé par le Protérozoïque ; 13 - archées; V. Intrusions de tous âges : 14 - granitoïdes ; 15 - moyen et basique; 16 - ultrabasique.
La pression tectonique, qui a entraîné des plissements, était dirigée d'est en ouest. La fondation rigide de la plate-forme russe a empêché la propagation du pliage dans cette direction. Les plis sont les plus comprimés dans la zone du plateau Ufimsky, où ils sont très complexes même sur le versant ouest.
Après l'orogenèse hercynienne, des montagnes plissées sont apparues sur le site du géosynclinal de l'Oural, et les mouvements tectoniques ultérieurs ont été ici de la nature de soulèvements et d'affaissements de blocs, qui s'accompagnaient par endroits, dans une zone limitée, de plissements et de failles intenses. Au Trias-Jurassique, la majeure partie du territoire de l'Oural est restée une terre sèche, un traitement par érosion du relief montagneux a eu lieu et des strates houillères se sont accumulées à sa surface, principalement le long du versant oriental de la crête. Au Néogène-Quaternaire, des mouvements tectoniques différenciés ont été observés dans l'Oural.
En termes tectoniques, l'ensemble de l'Oural est un grand méganticlinorium, constitué d'un système complexe d'anticlinorium et de synclinorium séparés par des failles profondes. Dans les noyaux d'anticlinorium, émergent les roches les plus anciennes - schistes cristallins, quartzites et granites du Protérozoïque et du Cambrien. Dans les synclinoria, on observe des strates épaisses de roches sédimentaires et volcaniques paléozoïques. D'ouest en est dans l'Oural, un changement de zones structuralo-tectoniques est clairement tracé, et avec eux un changement de roches qui diffèrent les unes des autres par leur lithologie, leur âge et leur origine. Ces zones structuralo-tectoniques sont les suivantes : 1) zone de creux marginaux et périclinaux ; 2) zone d'anticlinorium marginal ; 3) zone de synclinoires schisteux ; 4) la zone de l'anticliporium central de l'Oural; 5) zone de synclinorpie de Greenstone ; 6) zone de l'anticlinorium de l'Oural oriental; 7) zone du synclinorium de l'Oural oriental1. Les deux dernières zones au nord de 59° N. sh. submerger, chevauchant les dépôts méso-cénozoïques communs dans la plaine de Sibérie occidentale.
La zonalité méridionale de l'Oural est également soumise à la répartition des minéraux. Des dépôts de pétrole, de charbon (Vorkuta), de sel de potasse (Solikamsk), de sel gemme, de gypse, de bauxite (versant oriental) sont associés aux dépôts sédimentaires paléozoïques du versant occidental. Les gisements de platine et les minerais de pyrite gravitent autour d'intrusions de roches basiques et ultrabasiques. Les sites les plus célèbres de minerais de fer - les montagnes Magnitnaya, Blagodat, High - sont associés à des intrusions de granites et de syénites. Dans les intrusions de granit, les gisements d'or natif et de pierres précieuses sont concentrés, parmi lesquels l'émeraude de l'Oural a acquis une renommée mondiale.
L'histoire du développement de l'Oural a déterminé la présence de deux complexes significativement différents (niveaux structurels) dans la structure des structures pliées. Le complexe inférieur (stade) est représenté par des séquences pré-ordoviciennes (AR, PR et Є). Les roches de ce complexe affleurent dans les carottes de grands anticlinoriums. Ils sont représentés par divers gneiss et schistes archéens. On trouve par endroit des schistes métamorphiques, des quartzites et des marbres du Protérozoïque inférieur.
Au-dessus de ces séquences se trouvent le Riphean (dépôts du Protérozoïque supérieur), atteignant une épaisseur de 10-14 km et représenté par quatre séries. Une caractéristique de toutes ces séries est le rythme. Des conglomérats, des grès quartzeux et des quartzites se trouvent à la base de chaque série, passant plus haut dans les siltstones, les schistes argileux et phylliteux. Au sommet de la section, ils sont remplacés par des roches carbonatées - dolomites et calcaires. La section des dépôts de Riphean est couronnée par une molasse typique (série Asha), atteignant 2 km.
La composition des dépôts de Riphean indique qu'au cours de leur accumulation, il y a eu un affaissement intense, qui a été remplacé à plusieurs reprises par des soulèvements à court terme, entraînant un changement de faciès des dépôts. À la fin du Riphean, un plissement du Baïkal s'est produit et des soulèvements ont commencé, qui se sont intensifiés au Cambrien, lorsque presque tout le territoire de l'Oural s'est transformé en terre. En témoigne la distribution très limitée des dépôts cambriens, représentés uniquement par les schistes verts, les quartzites et les marbres du Cambrien inférieur, qui font également partie du complexe structural inférieur.
Ainsi, la formation du stade structurel inférieur s'est terminée par le plissement du Baïkal, qui a entraîné la formation de structures dont le plan diffère des structures ultérieures de l'Oural. Ils continuent avec les structures de sous-sol de la marge nord-est (Timan-Pechora) de la plate-forme est-européenne.
L'étage structural supérieur est formé de dépôts commençant à l'Ordovicien et se terminant par le Trias inférieur, qui sont subdivisés en complexes géosynclinaux (О-С2) et orogéniques (С3-T1). Ces dépôts se sont accumulés dans le géosynclinal paléozoïque de l'Oural et la zone plissée qui s'y est formée. Les structures tectoniques de l'Oural moderne sont associées à la formation de cette étape structurelle particulière.
L'Oural est un exemple de l'un des grands systèmes de plis linéaires s'étendant sur des milliers de kilomètres. C'est un méganticlinorium, constitué d'une alternance d'anticlinorium et de synclinorium orientés dans le sens méridien. À cet égard, l'Oural se caractérise par une constance exceptionnelle de la section le long de la direction du système de plis et une variabilité rapide à travers la direction.
Le plan structurel moderne de l'Oural a déjà été posé à l'Ordovicien, lorsque toutes les principales zones tectoniques sont apparues dans le géosynclinal paléozoïque, et l'épaisseur des dépôts paléozoïques révèle une zonalité de faciès claire. Cependant, il existe de fortes différences dans la nature de la structure géologique et du développement des zones tectoniques des versants ouest et est de l'Oural, qui forment deux mégazones indépendantes. Ils sont séparés par un étroit anticlinorium d'Uraltau (15-40 km), qui est très cohérent le long de la direction (au nord, il s'appelle celui de Harbeisky), délimité à l'est par une grande faille profonde - la faille principale de l'Oural, à dans laquelle est confinée une étroite bande d'affleurements de roches ultrabasiques et basiques. À certains endroits, la faille est une bande de 10 à 15 km de large.
La mégazone orientale, concave au maximum et caractérisée par le développement d'un volcanisme basique et d'un magmatisme intrusif, s'est développée au Paléozoïque sous la forme d'un eugéosynclinal. Il a accumulé des strates puissantes (sur 15 km)
Riz. 9. Schéma de zonage tectonique de l'Oural (zones morphotectoniques) des dépôts sédimentaires-volcanogènes. Cette mégazone ne fait partie que partiellement de l'Oural moderne et, dans une large mesure, en particulier dans la moitié nord de l'Oural, est cachée sous la couverture méso-cénozoïque de la plaque sibérienne occidentale.
La mégazone occidentale est pratiquement dépourvue de roches ignées. Au Paléozoïque, il s'agissait d'un miogéosynclinal, où s'accumulaient des dépôts marins terrigènes et carbonatés. A l'ouest, cette mégazone passe dans l'avant-fosse marginale Cis-Oural.
Du point de vue des partisans de l'hypothèse de la plaque lithosphérique, la faille principale de l'Oural fixe la zone de subduction de la plaque océanique se déplaçant de l'est sous la coloration orientale de la plate-forme est-européenne. L'anticlinorium d'Uraltau est confiné à la partie marginale de la plate-forme et correspond à un ancien arc insulaire, à l'ouest duquel une zone de subsidence sur la croûte continentale (miogéosyncline) s'est développée, à l'est, la formation de la croûte océanique (jusqu'à le Dévonien moyen), et plus tard, la couche granitique de la zone eugéosyncline.
A la fin du Silurien, le plissement calédonien s'est produit dans le géosynclinal de l'Oural, qui couvrait un territoire important, mais n'était pas le principal pour l'Oural. Déjà dans le Dévonien, la subsidence a repris. Le pliage principal de l'Oural était l'Hercynien. Dans la mégazone orientale, elle s'est produite au milieu du Carbonifère et s'est manifestée par la formation de plis fortement comprimés, souvent renversés, de chevauchements, accompagnés de fentes profondes et de l'intrusion de puissantes intrusions granitiques. Certains d'entre eux mesurent jusqu'à 100-120 km de long et jusqu'à 50-60 km de large.
Le stade orogénique a commencé dans la mégazone orientale à partir du Carbonifère supérieur. Le jeune système de plis situé ici a fourni du matériel clastique au bassin marin, conservé sur le versant ouest, qui était une vaste cuvette de contrefort. Au fur et à mesure que le soulèvement se poursuivait, le creux migrait progressivement vers l'ouest, vers la plaque russe, comme s'il "roulait" dessus.
Les dépôts du Permien inférieur du versant ouest sont divers dans leur composition : carbonatés, terrigènes et halogènes, ce qui indique le recul de la mer en lien avec la formation en cours des montagnes dans l'Oural. À la fin du Permien inférieur, il s'est également étendu à la mégazone occidentale. Entrepôt-
la coformation y était moins vigoureuse. Les plis simples prédominent, les chevauchements sont rares et il n'y a pas d'intrusions.
La pression tectonique, qui a entraîné des plissements, était dirigée d'est en ouest. Le sous-sol de la plate-forme est-européenne a empêché la propagation du pliage, par conséquent, dans les zones de ses rebords orientaux (Ufimsky horst, arc Usinsky), les plis sont les plus comprimés et des virages qui les entourent sont observés dans la frappe des structures pliées .
Ainsi, dans le Permien supérieur, un jeune système plissé existait déjà sur tout le territoire de l'Oural, qui devint le théâtre d'une dénudation modérée. Même dans l'avant-fosse Cis-Oural, les dépôts de cet âge sont représentés par des faciès continentaux. Dans l'extrême nord, leur accumulation s'éternise jusqu'au Trias inférieur.
Au Mésozoïque et au Paléogène, sous l'influence de la dénudation, les montagnes ont été détruites, abaissées et de vastes surfaces de nivellement et des croûtes d'altération se sont formées, auxquelles des gisements minéraux alluviaux sont associés. Et si la tendance au soulèvement de la partie centrale du pays s'est poursuivie, ce qui a contribué à l'exposition des roches paléozoïques et à la formation relativement faible de dépôts meubles, c'est finalement l'évolution vers le bas du relief qui l'a emporté.
Au Trias, la partie orientale des structures plissées est descendue le long des lignes de faille, c'est-à-dire le système plissé de l'Oural séparé des structures hercyniennes du socle de la plaque sibérienne occidentale. Dans le même temps, une série de dépressions étroites de type graben allongées de manière subméridionale sont apparues dans la mégazone orientale, remplies de séquences clastiques-volcanogènes continentales du Trias inférieur-moyen (groupe de Turin) et de la formation houillère continentale du Trias supérieur, et par endroits du Jurassique inférieur-moyen (série de Tcheliabinsk).
Vers la fin du Paléogène, à la place de l'Oural, s'étendait une plaine de pénéplaine, plus élevée à l'ouest et plus basse à l'est, périodiquement
recouverte à l'extrême est par de minces dépôts marins du Crétacé et du Paléogène.
Riz. 10. Structure géologique de l'Oural
Au Néogène-Quaternaire, des mouvements tectoniques différenciés ont été observés dans l'Oural. Il y a eu un écrasement et un mouvement de blocs individuels à différentes hauteurs, ce qui a conduit à la renaissance des montagnes. La mégazone occidentale, y compris l'anticlinorium d'Uraltau, est plus élevée presque sur toute la longueur de l'Oural et se caractérise par un terrain montagneux, tandis que la mégazone orientale est représentée par une pénéplaine ou de petites collines avec des chaînes de montagnes séparées (contreforts orientaux). Parallèlement aux dislocations discontinues, parmi lesquelles les failles longitudinales ont joué un rôle de premier plan, des déformations latitudinales en forme de vagues sont également apparues dans l'Oural - faisant partie de vagues similaires des plaines d'Europe de l'Est et de Sibérie occidentale (Meshcheryakov Yu.A., 1972). La conséquence de ces mouvements a été l'alternance de sections élevées (correspondant aux crêtes des vagues) et abaissées (correspondant à la semelle) des montagnes le long de leur direction (régions orographiques).
Dans l'Oural, la correspondance de la structure géologique avec la structure de la surface moderne est clairement tracée. Il se caractérise par une structure longitudinale-zonale. Six zones morphotectoniques se succèdent d'ouest en est. Chacun d'eux se caractérise par son histoire de développement et, par conséquent, par des gisements d'un certain âge et d'une certaine composition, une combinaison de minéraux et de reliefs.
L'avant-fosse Cis-Oural sépare les structures plissées de l'Oural du bord oriental de la plaque russe. Des soulèvements transversaux de type horst (Karatau, Polyudov Kamen, Chernysheva, Chernova) divisent le creux en dépressions distinctes: Belskaya, Ufimsko-Solikamskaya, Nord de l'Oural (Pechora), Vorkuta (Usinskaya) et Karatakhskaya. Les régions méridionales de la dépression de Belskaya sont les plus profondément submergées (jusqu'à 9 km). Dans la dépression d'Ufimsko-Solikamsk, l'épaisseur des dépôts qui forment le creux diminue à 3 km, mais augmente à nouveau à 7–8 km dans la dépression de Vorkuta.
La cuvette est constituée de sédiments à prédominance permienne - marins (dans la partie inférieure) et continentaux (dans la partie supérieure de la coupe). Dans les dépressions de Belsk et d'Ufimsko-Solikamsk, dans les dépôts du Permien inférieur (stade Kungurien), une strate saline atteignant 1 km d'épaisseur se développe. Au nord, elle est remplacée par des houillères.
La déviation a une structure asymétrique. Elle est plus profonde dans la partie orientale, où des dépôts plus grossiers prédominent sur toute sa longueur que dans la partie occidentale. Les dépôts de la partie orientale du creux sont froissés en plis linéaires étroits, souvent renversés vers l'ouest. Dans les dépressions où se développe la strate saline de Kungur, les dômes de sel sont largement représentés.
Des dépôts de sels, de charbon et de pétrole sont associés au creux marginal. Dans le relief, il s'exprime par des plaines basses et élevées des contreforts de la Cis-Oural et des basses parmes (crêtes).
La zone de synclinorium du versant occidental (Zilairsky, Lemvilsky, etc.) jouxte directement l'avant-fosse marginale Cis-Oural. Il est composé de roches sédimentaires paléozoïques. Les plus jeunes d'entre eux - carbonés (principalement carbonatés) sont répartis dans la partie ouest, adjacente à l'avant-fosse marginale. A l'est, ils sont remplacés par des schistes dévoniens, des strates carbonatées siluriennes, et assez fortement métamorphisés, avec des traces de volcanisme, des dépôts ordoviciens. Parmi ces derniers, il y a des dykes de roches ignées. La quantité de roches volcanogènes augmente vers l'est.
La zone synclinorium comprend également l'anticlinorium Bashkir, relié par sa pointe nord à l'anticlinorium Uraltau, et au sud séparé de celui-ci par le synclinorium Zilair. Il est composé de couches de Riphean. Dans sa structure, il est plus proche des structures de la prochaine zone morphotectonique, mais territorialement localisé dans cette zone.
Cette région est pauvre en minéraux. Il n'y a ici que des matériaux de construction. En relief, il s'exprime par de courtes crêtes marginales et des massifs de l'Oural, du Haut Parme et du plateau du Zilair.
L'anticlinorium d'Uraltau forme la partie axiale la plus élevée de la structure montagneuse de l'Oural. Il est composé de roches du complexe pré-ordovicien (étage structural inférieur) : gneiss, amphibolites, quartzites, schistes métamorphiques, etc. Des plis linéaires fortement comprimés se développent dans l'anticlinorium, renversé à l'ouest ou à l'est, ce qui donne à l'anticlinorium un structure en éventail. Le long du versant oriental de l'anticlinorium s'étend la faille profonde de l'Oural principal, qui est associée à de nombreuses intrusions de roches ultramafiques. Un grand complexe de minéraux leur est associé: gisements de nickel, cobalt, chrome, platine, gemmes de l'Oural. Les dépôts de fer sont associés à l'épaisseur des dépôts de Riphean.
Dans le relief, l'anticlinorium est représenté par une étroite crête allongée méridionalement. Au sud, il s'appelle Uraltau, au nord - la chaîne de l'Oural, encore plus loin - Poyasovy Stone, Research, etc. Cette crête axiale a deux virages à l'est - dans la zone du horst Ufimsky et de l'arc Bolshezemelsky (Usinsky), c'est-à-dire où elle contourne les blocs rigides de la plaque russe.
Le synclinorium de Magnitogorsk-Tagil (Zelenokamenny) s'étend le long de tout l'Oural jusqu'à la côte de la baie de Baydaratskaya. Il est composé du complexe sédimentaire-volcanogène Ordovicien-Carbonifère inférieur. On y trouve des diabases, des diabases-porphyres, des tufs, des jaspes divers (verts, rouge-viande, etc.), des corps intrusifs acides étendus (trachytes, liparites), et par endroits des calcaires très fortement métamorphisés (marbres). Dans les zones de failles qui limitent le synclinorium, on observe des intrusions de roches ultramafiques. Toutes les roches sont fortement cisaillées. Souvent, les roches ont subi une altération hydrothermale. Il s'agit d'une bande de cuivre-pyrite, où se trouvent des centaines de gisements de cuivre. Les gisements de minerai de fer sont confinés au contact des granites avec les calcaires du Carbonifère inférieur. Il y a de l'or placérien et des pierres précieuses de l'Oural (pierres précieuses et semi-précieuses).
Dans le relief, cette zone est représentée par de courtes crêtes et des massifs individuels atteignant 1000-1200 m de haut et plus, situés parmi de vastes dépressions le long desquelles se forment des vallées fluviales.
L'anticlinorium Oural-Tobolsk, ou Oural oriental, peut être tracé le long de toute la structure plissée, mais seule sa partie sud est incluse dans le pays montagneux de l'Oural, car au nord de Nizhny Tagil, il est caché sous le couvert de la couverture méso-cénozoïque de la plaque de Sibérie occidentale. Il est composé de strates schisteuses et volcanogènes du Paléozoïque et du Riphean, pénétrées par des intrusions de granitoïdes, principalement du Paléozoïque supérieur. Les intrusions sont parfois énormes. Ils sont associés à des gisements de fer et d'or de haute qualité. De courtes chaînes d'intrusions ultramafiques y sont également tracées. Les gemmes de l'Oural sont répandues.
Dans le relief, l'anticlinorium est représenté par une bande striée des contreforts orientaux et de la pénéplaine transouralienne.
Le synclinorium d'Ayat ne fait partie de l'Oural qu'avec son aile ouest à l'extrême sud de la région. Au nord et à l'est, il est recouvert par la couverture sédimentaire méso-cénozoïque. Le siclinorium est composé de dépôts paléozoïques fortement écrasés et plissés, recoupés par des roches ignées de compositions diverses, dépassant sous la couverture des dépôts paléogènes. Des dépressions étroites en forme de graben se sont développées ici, remplies de dépôts du Trias et du Jurassique inférieur des séries de Turin et de Tcheliabinsk. Des gisements de charbon sont associés à ces derniers. Dans le relief, le synclinorium d'Ayat est présenté comme faisant partie du plateau trans-oural.
Ainsi, les zones morphotectoniques de l'Oural diffèrent les unes des autres par leur structure géologique, leur relief et un ensemble de minéraux, de sorte que la structure zonale naturelle de l'Oural est parfaitement lisible non seulement sur une carte géologique, mais également sur des cartes minérales et hypsométriques.
Soulagement
Dans le relief de l'Oural, on distingue clairement deux bandes de contreforts (ouest et est) et un système de chaînes de montagnes situées entre elles, allongées parallèlement les unes aux autres dans une direction subméridienne, correspondant à la grève des zones tectoniques. Il peut y avoir deux ou trois crêtes de ce type, mais à certains endroits leur nombre augmente, jusqu'à six ou huit. Les crêtes sont séparées les unes des autres par de vastes dépressions le long desquelles coulent des rivières. En règle générale, les crêtes correspondent à des plis anticlinaux composés de roches plus anciennes et plus durables, tandis que les dépressions correspondent à des plis synclinaux.
Les montagnes de l'Oural ne sont pas hautes. Seuls certains de leurs sommets dépassent 1500 m.Le point culminant de l'Oural est le mont Narodnaya (1895 m). Le long de la direction des montagnes, il y a une alternance de zones élevées et abaissées, dues aux déformations ondulantes de la période Néogène-Quaternaire. Cela permet de distinguer plusieurs régions orographiques de l'Oural, se remplaçant lors du déplacement du nord au sud. 
Riz. 11. Schéma de principe de la structure des principaux éléments structurels de l'Oural (selon A.S. Perfilyev et N.P. Kheraskov)
Pai-Khoi s'étend du détroit de Yugorsky Shar à la vallée de la rivière Kara en direction du sud-est. Il s'agit de crêtes et de collines isolées séparées avec des hauteurs allant jusqu'à 400-450 m (montagne Moreiz - 467 m), s'élevant parmi les basses plaines.
L'Oural polaire part du mont Konstantinov Kamen et se termine à la source de la rivière Khulga. Les crêtes ici ont une direction sud-ouest, les hauteurs moyennes sont de 600 à 800 m, mais certains sommets dépassent 1000 m.Le point culminant est le mont Payer (1492 m).
L'Oural subpolaire est situé entre le cours supérieur de la rivière Khulga et le segment latitudinal de la rivière Shchugor. C'est la partie la plus élevée de l'Oural, une jonction montagneuse à l'intérieur de laquelle le système montagneux change de direction du sud-ouest au subméridional. Il est représenté par de grands tableaux fragmentés. Plusieurs sommets culminent à plus de 1600 m : Mont Karpinsky (1662 m), Neroika (1646 m), Beffroi (1649 m). Voici le point culminant de l'Oural - le mont Narodnaya.
Le nord de l'Oural commence par le mont Telpoziz et se termine par la pierre Konzhakovsky (1569 m). La hauteur des crêtes ici est inférieure à celle de l'Oural subpolaire et atteint en moyenne 1000 m, mais augmente dans les parties nord et sud.
L'Oural moyen s'étend jusqu'à la montagne Yurma. C'est la partie la plus basse des montagnes. Les hauteurs moyennes ici sont de 500 à 600 m. Seul le mont Oslyanka dans sa partie nord atteint 1119 m, tous les autres sommets sont inférieurs à 1000 m. Les montagnes forment ici un arc légèrement incurvé vers l'est.
L'Oural méridional part du mont Yurma et s'étend jusqu'aux frontières méridionales de la Russie. C'est la partie la plus large et la deuxième plus haute des montagnes. Les crêtes dans la partie nord sont les plus hautes (jusqu'à 1200-1600 m) et ont une direction sud-ouest, qui est remplacée par une direction méridienne au sud. Au sud, les montagnes déclinent. Les points culminants sont les montagnes Yamantau (1638 m) et Iremel (1582 m).
Le type dominant de morphostructures de l'Oural sont les montagnes de blocs plissés ravivées sur la base pré-paléozoïque et paléozoïque. Il existe des morphostructures transitionnelles des zones plissées aux zones de plate-forme: plateaux (pénéplaine du sud de l'Oural), élévations de la crête du socle (Pai-Khoi) et plaines du socle (pénéplaine trans-ourale). Plat-
les structures en forme sont représentées par des plaines stratifiées de l'avant-fosse Cis-Oural et un plateau (plateau trans-Oural).
Les morphostructures créées sous l'influence combinée de processus endogènes et exogènes sont compliquées par des formes de relief plus petites créées par des processus de formation de relief exogènes. L'imposition de diverses morphosculptures sur des morphostructures crée toute la diversité du relief de l'Oural.
Comme dans la plupart des régions montagneuses, le relief érosif prévaut dans l'Oural. Les principales formes d'érosion ici sont les vallées fluviales. L'Oural se caractérise par le déplacement de la crête principale du bassin versant à l'est de la partie axiale des montagnes, qui est l'une des manifestations de l'asymétrie de la structure montagneuse. Le schéma hydrographique le plus complexe et la plus grande densité du réseau fluvial sont caractéristiques du versant ouest des montagnes.
De nombreuses rivières ont été coulées pendant la période de développement vers le bas des montagnes et de formation de l'ancienne surface de nivellement. Ils étaient confinés à des creux synclinaux, à des bandes de roches plus tendres et plus souples, ils avaient donc une direction générale ouralienne, subméridienne. Pendant la période d'activation des mouvements Néogène-Quaternaire, la formation de failles et de soulèvements différenciés d'amplitude majoritairement faible, des segments transversaux de vallées fluviales se sont formés, confinés aux failles ou dépressions des axes des plis anticlinaux. Par conséquent, de nombreuses rivières de l'Oural ont un schéma coudé: Oural, Sakmara, Belaya, Ai, Kosva, Vishera, Pechora, Ilych, Shchugor, etc. Dans les dépressions longitudinales, elles ont de larges vallées et, lorsqu'elles traversent des chaînes de montagnes, elles sont étroites et escarpées. .
Les rivières du versant oriental (bassin de l'Ob) sont plus courtes et plus incisées. Ils sont plus jeunes et ont jusqu'à quatre ou cinq terrasses, tandis que plus ; les anciennes rivières du versant ouest de la Cis-Oural ont jusqu'à huit ou neuf terrasses.
Un trait caractéristique du relief de l'Oural est la présence d'anciennes surfaces de nivellement élevées à différentes hauteurs. Par conséquent, les crêtes et les massifs à sommet plat ou en forme de dôme prédominent ici,
en fonction de leur hauteur. I.M. a également écrit sur la surface d'alignement. Kracheninnikov (1917, 1927). VIRGINIE. Varsanofiev (1932). Plus tard, de nombreux chercheurs les ont étudiés dans différentes parties de l'Oural. Cependant, il n'y a toujours pas de consensus sur le nombre ou l'âge de ces surfaces. Différents chercheurs dans différentes parties de l'Oural, et parfois sur le même territoire (par exemple, l'Oural du Sud) distinguent de une à sept surfaces.
Certains auteurs (I.P. Gerasimov et autres) pensent qu'au cours du Jurassique-Paléogène, une seule surface de nivellement s'est formée ici, qui a été élevée à différentes hauteurs par les derniers mouvements d'amplitudes différentes. D'autres auteurs ne sont pas d'accord pour dire que pendant une si longue période, il n'y a eu qu'un seul cycle de dénudation non perturbé. Ils ont tendance à considérer la haute surface comme la plus ancienne et la plus basse - le Paléogène. Cependant, la surface de nivellement la plus élevée dans la partie nord des montagnes, et parfois dans le sud de l'Oural, se situe au-dessus de la limite de la forêt moderne ou à proximité, c'est-à-dire à des hauteurs où les processus de dénudation se sont déroulés très vigoureusement au Pléistocène et se poursuivent dans l'Holocène. Par conséquent, il peut difficilement être considéré comme très ancien, d'autant plus qu'il lui manque généralement même les racines des croûtes d'altération.
Dans les parties les plus élevées des montagnes, des processus chauves modernes sont actifs (altération par le gel, solifluxion), de sorte que les sommets sont recouverts de placers de pierres (mers de pierre), parfois de langues descendant les pentes (rivières de pierre). Le manteau de matériau clastique atteint 2 à 5 m d'épaisseur. Sur les pentes, des terrasses de hautes terres goltsovye sont développées, ce qui donne aux pentes une marche. La hauteur des terrasses des hautes terres varie de plusieurs mètres à plusieurs dizaines de mètres, la largeur - de 20-30 à 200-300 m et la longueur - de dizaines de mètres à 1,5-2 km. Souvent les petites terrasses compliquent les rebords des grandes.
Les reliefs glaciaires (alpins) de l'Oural sont très rares. Ils ne sont typiques que pour les parties les plus élevées de l'Oural subpolaire et polaire, où il y a une glaciation moderne, mais d'anciens cirques glaciaires, des cirques et des vallées suspendues se trouvent également dans l'Oural du Nord jusqu'à 61 ° N.L. On ne sait pas avec certitude s'il y a eu une ancienne glaciation de montagne dans le sud de l'Oural. Cependant, la présence de deux voitures anciennes est notée sur la crête de Zigalga.
Pour le versant occidental et Cis-Oural, où les roches solubles (calcaires, dolomites, strates gypseuses et salifères) sont largement utilisées, les reliefs karstiques sont caractéristiques. Ce sont de nombreux entonnoirs, des vallées sèches et des grottes. Les grandes grottes sont Divya, Kapova, Salavatskaya, Askinskaya et autres.La grotte de glace de Kungur, formée de gypse et d'anhydrite du Permien, avec de nombreuses grottes, des stalactites et des stalagmites de glace et des lacs souterrains est très célèbre.