Геологическое строение

В верхнем палеозое в Урало-Тяньшаньской геосинклина­ли была создана горная страна. Меридиональные складки Варисского Урала, по Д. В. Наливкину (20, 21), были осложне­ны разрывами, а в восточной части — еще массивами интрузий. Депрессии были приурочены к синклиналям, хребты к анти­клиналям, а крупные уступы к основным линиям дизъюнктив­ных нарушений.

В результате длительной и энергичной денудации к кон­цу мезозоя широко развиваются сглаженные элементы по­верхности — мезозойские поверхности древнего выравнива­ния, и Ю. Урал превращается в низкую «горно-островную» страну, типа «мелкосопочной равнины», с хорошо разрабо­танными долинами. Эпиконтинентальные моря (верхнемело­вой и палеогеновой трансгрессий) окружали Ю. Урал в виде полуострова и проникали временами в горную часть с юга, в Предуралье. При высоком положении базиса эрозии наряду с отложением мелководных осадков шло накопление конти­нентальных, и страна выравнивалась еще больше.

В дальнейшем развитии рельефа Ю. Урала по И. П. Ге­расимову (10), большую роль сыграли движения земной коры в эпоху киммерийского и альпийского орогенезов, изменяв­ших структурную основу.

В результате киммерийской орогенической деформации размытые и сниженные массивы в «сильно измененном виде оказались спаянными в единый орогено-платформенный блок», поверхность которого подверглась дальнейшему вы­равниванию и снижению.

В неогене, в эпоху альпийского орогенеза, Ю. Урал захва­тывают уже платформенные неравномерные поднятия. Они вызвали деформацию древней денудационной поверхности в виде асимметричного вздутия и волнообразного «покоробливания» при значительном общем поднятии в пределах Предуралья. Это вызвало омоложение рельефа и превращение мелко­сопочной равнины в средневысотную горную страну: усилива­ются размыв и расчленение поверхности, и формируется современная речная сеть коленчатой формы, в виде решетки. В ней, наряду с унаследованными от мезозоя направлениями речных долин, согласованными с палеозойскими структурами, появляются поперечные, широтного направления долины, пе­ресекающие первое направление под различными углами.

Этой теории послеварисцийских глыбовых движений при­держивается большая группа геологов (Архангельский А. Д., Герасимов И. П., Боч С. Г., Краснов Н. Н., Преображенский II. А.). В основу ее положена идея активного и взаимосвязан­ного развития структуры и рельефа Урала в мезозое и кайно­зое.

Сторонники теории «предгорной лестницы» (В. А. Варсонофьева, А. Г. Бер, Д. В. Борисевич), считая теорию глыбовых движений несостоятельной (5), доказывают, что формирова­ние рельефа Урала происходило в условиях неравномерных элейрогенических поднятий, определивших ярусность рельефа и разный возраст поверхностей выравнивания.

В. Д. Дибнер (12) приводит интересное и веское сообра­жение в пользу первой теории, обоснованное данными из ана­лиза залегания мезо-кайнозойских отложений, которые явля­ются индикаторами тектонических и денудационных процессов. Отложения мезо-кайнозойского комплекса сохранились до на­ших дней в продольных межгорных депрессиях, в которых благодаря, именно, глыбовым движениям, обновлявшим рель­еф Урала, происходило интенсивное осадконакопление. Здесь же в депрессиях, а не на высоких поверхностях выравнивания, находятся остаточные коры выветривания, свидетельствующие об эпохах древнего предельного выравнивания Урала.

Не вдаваясь в подробный разбор указанных теорий, что потребовало бы большого времени и в чем нет необходимости, следует отметить, что тектоническая схема, определяемая тео­рией глыбовых мезо-кайнозойских движений вполне примени­ма к Иремельскому горному району. Древнее размытое подня­тие, типа брахиантиклинали, было спаяно в эпоху киммерий­ского орогена с хребтами Аваляк и Бахты; позднее, в эпоху альпийского орогенеза, оно испытало неравномерное поднятие и волнообразное коробление в своей западной половине, что определило образование отрогов, разделенных широкими лож­бинами, и развитие эрозионно-денудационных процессов, создавших скульптурные черты современного рельефа.

Вопросы геотектоники Ю. Урала и, в частности, Иремельского района остаются спорными. Д. Г. Ожиганов (23) выделяет западную часть Ю. Урала, в которой поднимается Иремель с окружающими его хребтами и для которой характерны слабо метаморфизованные породы, в особую зону — «полу­платформу», расположенную у западной окраины Урало-Тяньшанской геосинклинали. Здесь в условиях полугеосинклинального режима в верхнем палеозое возникли складки более простые без глубоких разрывов, дислокаций и с очень слабым проявлением вулканической деятельности.

Горы Иремель, Аваляк и Зигальга сложены породами древних немых свит — Зигальгинской и Комарове — Авзянской: кварцевыми песчаниками, кварцито-песчаниками и под­чиненными им темно-серыми и черными (углистыми) сланцами, Чернышев Ф. Н. относил эти породы к девону, но в настоящее время их относят к верхнему протерозою. Д. Г. Ожиганов относит их к докембрию. Породы дислоцированы, фауны в них нет, почему они и называются «немыми», встречаются кембрийские водоросли.

Рис. 2. Волноприбойные знаки

Наблюдаемые на глыбах кварцевых песчаников волноприбойные знаки или рябь волнения (рис. 2) указывают на то, что этот материал накопился в мелководном бассейне, в при­брежной фации, куда он сносился и с востока — с хребта Урал-Тау, и с запада — с русской платформы. Прослойки глинистых сланцев между толщами песчаников указывают на то, что бассейн иногда углублялся, берег отходил, и отлагались глины. Затем снова в этих местах море становилось мелким, берег приближался и отлагались пески и галечники, давшие конгломераты (на вершине Зигальги — Большом Шоломе, у горы Липовой у ст. Юрюзань, в долине р. Тюлюка под Иремелем).

Доломиты в долине р. Катава (у ст. Двойниши) и в доли­не р. Юрюзани (у станции Малой Юрюзани), а также соленые источники в Катавском районе дают основание предполагать, что бассейн был засолен и не мог иметь нормальной морской жизни, кроме водорослей.

В Юрюзанскую впадину, которая наметилась как межгорная синклиналь уже в силуре, прорвалось силурийское море с фауной кораллов, брахиоподов и трилобитов. Она заключена в песчаниках на правом берегу р. Тюлюк, у верхней части села Тюлюк, и в темносерых твердых известняках на левом берегу р. Юрюзани в селе Александровка. Хребет Бахты сложен пес­чаниками и глинистыми сланцами силура. Западнее в долине р. Юрюзани последовательно сменяются к Зигальге отложе­ния нижнего, среднего и верхнего девона.

На Иремеле этих пород нет. Силурийские песчаники се­верной оконечности хребта Бахты сменяются на восточном склоне ближе к подошве Иремеля глинистыми сланцами кем­брия, а потом кварцевыми песчаниками и сланцами докембрия Зигальгинской свиты. Обилие щебенки из глинистых сланцев между хребтом Бахты и Иремелем объясняется тем, что боль­шая часть глинистых сланцев была снесена с размытых вер­шин Иремеля и отложена у подошвы, на нижних и средних склонах западной экспозиции.

По тектонике Иремельские горы представляют сложную брахиантиклиналь, сильно перемятую и размытую в средней и западной частях, и этим отличаются от хр. Зигальги, кото­рый представляет длинную антиклинальную складку. Отлича­ются они и от хр. Бахты, представляющего моноклинальное поднятие правого крыла Юрюзанской синклинали.

Однако Иремель не представляет исключения. Подобные антиклинали с короткой осью вообще характерны для цент­ральной возвышенной части Ю. Урала. Самой высокой брахиантиклиналью является гора Яман-Тау, именем которой назы­вают весь центральный антиклинорий. И. М. Крашенинников, характеризуя геоморфологию Ямантауского антиклинория (12), говорит о нем как о подлинно горной стране и считает широкое развитие брахиантиклиналей, наряду с линиями многочисленных сбросов, типичной чертой в геоморфологии этой области.

Многочисленные замеры, произведенные горным компа­сом в местах выходов коренных пород, и залегание их на раз­личных склонах и гребнях, дают основание утверждать, что Иремельские горы представляют сложную брахиантиклиналь.

Ниже приводится схема с основными показателями залегания горных пород, слагающих Иремель (рис. 3).

Большинство замеров в восточной части Б. Иремеля указывает падение слоев кварцевых песчаников и глинистых слан­цев на восток (в пределах 80 – 105°), а по мере отклонения основного осевого поднятия Иремеля к юго-западу, означаю­щего подвертывание куполовидной структуры, азимуты паде­ния переходят к южному и юго-западному направлению (до 200° и более).

Так в останцах, образующих гребень Кабана, азимуты составляют от 90 до 130°, падение в сторону р. Тыгына. Мас­сивные выходы черных углистых сланцев, зажатых между толщами кварцевых песчаников, находятся у северного под­ножья Кабана на Б. Иремеле, — той же юго-восточной ориен­тации, что и в гребне Кабана, но большего угла падения (48 – 50°, а не 30°).

Своеобразные выходы темных глинистых сланцев наблю­даются на том же уровне у северо-западного края «Залавка» (рис. 4). Эти выходы образуют каменную щетину из торча­щих под крутым углом пачек из больших пластин и продол­жают, вероятно, ту же толщу углистых сланцев, отмеченных у северного подножья Кабана.

Рис. 4. Выходы глинистых сланцев на «Залавке»

Другие, серые и сильно опесчаненные глинистые сланцы выходят на северном склоне Кабана на высоте от 1450 до 1500 м. Под тем же углом (30 – 35°) и с той же ориентацией (100 – 105°) они выходят на самой вершине Кабана, ближе к западному ее краю.

Рис. 5. Выход коренных пород на ЮВ склоне Б. Иремеля,

На склонах и у подошвы Кабана, с северной и западной стороны, мощные каменные осыпи состоят в значительной до­ле из глинистых сланцев, темных, углистых у подножья и

темно-серых на склонах. Они образовались от размыва ука­чанных двух толщ.

На юго-восточном склоне Б. Иремеля, между горизонталями 1100 и 1000м, недалеко от обрыва в долину реки Тыгын, поднимаются скалы из мощной толщи темно-серых гли­нистых сланцев, а южнее приблизительно через 100 метров в «затылок» им на той же террасе, но ближе к обрыву, подни­маются скалы из кварцевых песчаников одной и той же ориентации и угла падения (рис. 5). Здесь, таким образом, уже другая толща глинистых сланцев перекрывается кварце­выми песчаниками, подчиняется им.

В юго-западной оконечности Б. Иремеля, представленной скалами Синяк (на высоте 800м), кварцевые песчаники Зигальгинской свиты падают в ЮЗ и западном направлениях (210 – 260°) под толщу глинистых филлитовых сланцев, кото­рые выходят у р. Синяк, образуя

пологие увалистые склоны. Д. Г. Ожиганов (24) относит эту толщу сланцев к более мо­лодой Зигазино-Комаровской свите и считает, что она лежит в разрезе всего западного склона Иремеля на Зигальгинской свите (рис. 6).

Рис. 6. Выходы у скал Синяк

Замеры на северо-западном отроге Б. Иремеля дали пре­обладающее северо-восточное падение, от 35 до 50°, а на ска­лах Жеребчика юго-западное, 220 – 240°. Это тоже подтвер­ждает брахиантиклинальную структуру.

В обширном понижении между северо-западным и юго-за­падным отрогами Б. Иремеля нет выходов коренных пород, все закрыто, встречаются лишь россыпи, и поэтому не уда­лось установить азимуты падения.

На северо-западе, у подошвы М. Иремеля в долине про­рыва реки Тюлюк (в 4-х км вверх по течению от с. Тюлюк), обнажается как на левом, так и на правом берегу мощная (8 – 10 м) толща глинистых сланцев, имеющих западное па­дение 250 – 240" (рис. 7).

Замеры останцов на вершинах главной высокой части М. Иремеля разноречивы, что объясняется и трудностью этих наблюдений, при наличии многих поверхностей в останцах, и смещением структуры, но преобладают азимуты юго-вос­точные от 100 до 180°. На северном обрыве центральной вер­шины встречаются мощные стенообразные останцы с севе­ро-западным падением – 325°.

Несмотря на некоторую разноречивость данных геологи­ческих наблюдений на склонах и гребнях М. Иремеля, они приводят к тому же выводу о брахиантиклинальной струк­туре, продолжающейся и на М. Иремеле. Широкое пониже­ние, отделяющее западную часть М. Иремеля от северо-за­падного отрога Б. Иремеля может быть объяснено тем, что общая, единая когда-то брахиантиклинальная структура Иремельского поднятия при асимметричном вздутии ее во время глыбовых мезо-кайнозойских движений была перемята в западной и средней частях; она покоробилась в этих мес­тах и была нарушена.

Большую роль в скульптурном оформлении сыграли про­цессы размыва, усилившиеся в связи с последним поднятием Ю. Урала в эпоху четвертичного оледенения, особенно про­цессы гольцового выравнивания. Возможно, на западных склонах были небольшие леднички, которые разработали верх­ние участки понижений между М. Иремелем, северо-запад­ным и юго-западным отрогами Б. Иремеля. Здесь можно на­блюдать широкие углубления, близкие к каровым и цирковым формам. Но это трудно доказать: нет ярких следов оледене­ния, которые, как полагают некоторые исследователи, могли быть уничтожены временем и перекрыты рыхлыми отложениями. Высота гор и накопле­ние снега могли быть доста­точными для образования не­больших ледников.

В залегании пород отмеча­ется и другая общая законо­мерность: складки становятся более пологими на высоких склонах и вершинах, от 60 – 50° внизу до 30 – 27° на вершине Кабана. Значительный угол па­дения складок на последней свидетельствует о том, что была размыта и снесена значитель­ная толща вершинной части антиклинали.

Еще большим углом падения складок (до 50 – 64°) характе­ризуется центральная вершина М. Иремеля. Можно предпола­гать, что это северное крыло брахиантиклинали испытало более значительное поднятие при волнообразном „короблении" всей структуры.

Характерно, что на этой об­ширной и перемятой брахиан­тиклинали отдельные куполовидные поднятия, например в северо-восточной и юго-запад­ной части, представляют тоже небольшие брахиантиклинали.

Схематический структурный профиль Иремеля можно пред­ставить в следующем ви­де (рис.8).