Министерство природных ресурсов Российской Федерации открытое акционерное общество “башкиргеология”

Вид материала

Книга

Подобный материал:

• Министерство природных ресурсов и экологии федеральная служба по надзору в сфере природопользования, 1265.77kb.
• Открытое акционерное общество "Машиностроительное производственное объединение им., 23.93kb.
• 1 Министерство природных ресурсов Российской Федерации, 92.07kb.
• Министерство природных ресурсов российской федерации государственная служба охраны, 1601.17kb.
• Во исполнение Указов Президента Российской Федерации от 9 марта 2004, 331.34kb.
• О состоянии и об охране окружающей среды, 62.59kb.
• Зарегистрирован: утвержден, 485.99kb.
• Открытое акционерное общество «Плещеницлес», 296.76kb.
• Решением внеочередного общего, 375.7kb.
• Утвержден Общим собранием акционеров Открытого акционерного общества, 408.31kb.

Тектоника

На территории листа “Уфа” выделяются следующие структурно-тектонические зоны (рис. 1): I – Волго-Уральская антеклиза (во­сточный край Восточно-Европейской платформы), II – Предуральский краевой прогиб, III – Уральская складчатая система: III₁ – Западно-Уральская мегазона внешней складчатости, III₂ – Центрально-Уральская мегазона (поднятие), III₃ – Магнитогорская мегазона, III₄ – Во­сточно-Уральская мегазона, III₅ – Зауральская мегазона, Д-И – западный край Западно-Сибир­ской плиты.

Волго-Уральская антеклиза (I)

Эта мегазона занимает западную часть геокарты и относится к восточ­ному краю Восточно-Европейской платформы (Русской плиты), представляющему собой юго-восточный склон Татарского сводового поднятия фундамента, простирающегося с юго-востока на северо-запад более чем на 300 км. По материалам бурения глубоких скважин в основном за рамкой геокарты на западе Башкирии (Туймазинская, Леонидовская и др. площади). Фундамент Русской плиты сложен разнообразными сильно дислоцированными архей  раннепротерозойскими кристаллическими сланцами, гнейсами, амфиболитами и кварцитами, насыщенными магматическими образованиями и разби­тыми многочисленными разломами. По геофизическим данным, кровля фундамента наклонена в сторону Урала и глубина залегания ее колеблется от 2,53 (крайний запад Башкирии) и 810 (район с. Раевка) до 1820 км (центральная часть Предуральского прогиба); в районе Центрально-Уральского поднятия поверхность фун­дамента приподнята до 810 км (Е.В. Лозин, 1994). В рельефе фундамента в пределах Волго-Уральской антеклизы достаточно четко обособляются Верхнекамская мегавпадина  I₁ (Бирская седловина – I₁^а и Благовещенская впадина – I), южное окончание Перм­ско-Башкирского мегасвода  I₂ (Башкирский свод – I), юго-восточный склон Татарского свода (I₃ - Кандринский выступ), северный склон Оренбургского свода (I₄ - Шарлыкский выступ) и Салмышская впадина  I₅.

Чехол Волго-Уральской антеклизы внизу представлен глинисто-пес-чаными и карбонатно-глинисто-песчаными осадками нижнего, среднего и верхнего рифея, зале­гающими резко несогласно на дислоцированных архейраннепротерозойских образова­ниях фундамента. На рифее несогласно залегают песчано-глинистые вендские от­ложения, несогласно перекрытые песчано-глинисто-карбонатными и карбонатными среднедевонско-перм-скими осадками с эвапоритами вверху. Рифейвендские и палеозой­ские отложения дислоцированы слабо. Палеозойские отложения перекрыты полого залегающими песчано-глинистыми мезозойскими и кайнозойскими осадками. Мощность чехла здесь изменяется от 2,53 (на западе) до 78 км (на востоке). По различ­ным горизонтам девона и карбона на западе Башкирии отмечаются валы (Туймазинский, Серафимовский и др.) и валообразные зоны (Бижбулякская, Шкаповская, Чекмагу­шская и др.), в свою очередь осложненные структурами третьего порядка, являю­щимися объектами поисковых работ на углеводороды.

В Волго-Уральской антеклизе выделяются узкие линейные грабено­образные прогибы, выполненные позднедевонскораннекаменноугольны-ми нефтегазо­носными отложениями. Промышленная нефтегазоносность установлена в Туймазинском, Серафимовско-Чекмагушском, Петропавловско-Каргалинском, Сергеевско-Демском, Тавтиманово-Урманском и Ишимбайском грабенообразных прогибах. Количественные расчеты, выполненные по Троицкому ГСЗ, свидетельствуют, что эти прогибы антеклизы приурочены к граничным зонам разноплотных блоков нижней - средней коры, т. е. их можно классифицировать как системы глубинных дис­локаций, перспектива нефтегазоносности которых далеко не исчерпана. Эти глубинные структуры перекрыты третичными отложениями и на поверхности не картируются.

Предуральский краевой прогиб (II)

Вдоль складчатого Урала прослеживается Преду­ральский краевой прогиб, имеющий форму впадины близмеридионального простирания шириной от 15 до 40 км выполненной в большей части пермскими отложениями. Гра­ница с восточной окраиной Русской плиты почти на всем протяжении фиксируется по­лосой развития мощных известняковых рифовых сооружений сакмароартинского воз­раста. Геологический разрез Предуральского прогиба слагают осадочные породы верх­него докембрия, палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Ю.В. Казанцев (1984) по условиям образования выделил предпрогибные отложения, входящие в состав основания (или ложа), и собственно прогибные, образовавшиеся в пе­риоды погружающегося перед орогенными цепями ложа. Первые охватывают отрезок времени от докембрия до среднего карбона, а вторые – от позднего карбона до перми. Предпрогибные отложения представлены терригенными и карбонатно-тер-ригенными осадками верхнего рифея, венда, ордовика и силура и преимущественно карбонатными осадками среднего и верхнего девона и нижнего и верхнего карбона. Прогибные отложе­ния представлены карбонатными, терригенно-карбонатными, терригенными, сульфатно-терригенными и сульфатно-галогенными ассоциациями пород верхнего карбона, перми, триаса и кайнозоя. В поперечном сечении прогиб имеет асиммет­ричное строение: его западный борт значительно шире и положе восточного.

Северо-восточнее г. Уфа сплошная полоса Предуральского прогиба поперечной структурой Каратау разделена на северную и южную части, которые отвечают Уфимско-Соликамской (II₁) и Бель­ской (II₂) мегавпадинам. В пределах листа в южном окончании Уфимско-Соликамской мегавпадины обособляются Юрюзано-Сылвенская впадина (II₁^a) и Симская мульда (II₁^б).

Юрюзано-Сылвенская впадина представляет собой пологую отрицательную струк­туру близмеридионального простирания протяженностью около 80 км при ширине 4055 км. С поверхности она выполнена слабо дислоцированными отложениями нижней перми; с запада погруженная часть впадины ограничена цепочками рифов (Дуванские рифы), возникшими, по-видимому, на структурных уступах в период формирования отложений верхнего карбона и сакмарского яруса нижней перми. Поверхность кристаллического фундамента во впадине погружается в восточном направлении. Глубина ее за­легания на западе 3 км, а на востоке – 8-10 км.

Симская мульда расположена между Каратауским антиклинорием и Сулеймановской антиклиналью, выполнена молассой нижней перми. На юго-западе эта мульда двумя “лопастями” заходит в синклинальные струк­туры Каратауского антиклинория. Эти “лопасти” имеют пологие углы падения в кры­льях; центральная же часть мульды осложнена несколькими куполовидными складками близширотного простирания. Наиболее крутые крылья примыкают к массиву гор Березо­вая и Дубовая, где у г. Сим падение их достигает 70. Крутое падение крыла наблю­дается в восточной части гор Воробьиных, а на юге, по северо-восточному склону горы Гребень, падение крыла мульды уменьшается до 1015. В центральной части мульды, к северу от г. Сим, в верховьях р. Ералка в районе д. Муратовка сакмароартинские от­ложения лежат спокойно, образуя пологие изгибы с углами падения 712.

Бельская мегавпадина простирается вдоль западного склона Южного Урала почти на 500 км, ширина ее в современном структурном плане изменяется от 25 до 60 км. По геолого-геофизическим данным здесь выделяются Лемезинская впадина (II₂^a), Шихано-Ишимбайская седловина (II₂^б) и Мраковская впадина (II₂^в), приуроченные к северной, центральной и южной частям Бельской мегавпадины. Эта структура выполнена преимущественно пермскими отложе­ниями, в центральной части ее отмечаются триасовые, палеогеновые и неогеновые осадки; южнее г. Стерлитамак западная часть прогиба закрыта третичными и четвер­тичными осадками. По данным МОГТ, архейраннепротерозойский фундамент Русской плиты на территории Бельской мегавпадины полого погру­жается к востоку, залегая в ее центральной части на глубинах 1820 км [73]. К югу от структур Каратауского ан­тиклинория наблюдается последовательное углубление Бельской части прогиба и в со­ответствии с этим изменяется характер и интенсивность складчатости выполняющих его отложений. Это объясняется как общим увеличением мощности пермских осадков, так и появлением в составе кунгурского яруса гипс-ангидритовых и галогенных толщ, мощность которых возрастает так же в южном направлении. В целом интенсивность дис­локаций в мегавпадине возрастает с севера на юг и с запада на восток в направлении складчатого Урала.

В северной части Бельской мегавпадины от структур Каратау на юг примерно до ши­роты г. Красноусольск (Лемезинская впадина  II₂^а) преобладают пологие и обширные складки, соляная тектоника развита слабо. Здесь находятся небольшие по размерам, раз­общенные и сравнительно редкие соляные структуры, обрамленные плоскими мульдами, выполненными красноцветами верхней перми. В строении этих мульд наблюдается рез­кая асимметрия: на плоских склонах породы наклонены под углами 515, а на крутых  более 45.

В средней части мегавпадины к югу от широты пос. Красноусольский до широты г. Са­лават (Шихано-Ишимбайская седловина –II₂^б) по геофизическим данным по поверхности кристаллического фундамента выделяется Ишимбай­ский выступ, к которому и приурочена названная седловина. Породы палеозоя вдоль ее западного и восточного крыльев смяты в линей-ные складки асимметричного строения, центральная же часть ее представлена пологой синклиналью. На западном крыле струк­туры отмечается крупная Шиханская антиклиналь, осложненная в своде нижнеперм­скими рифовыми массивами Шиханской группы (Стерлитамакские горы одиночки: Юрактау, Куштау, Шахтау, Новый Шихан, Карагайновский, Малый Шихан, Тратау). Длина структуры 25 км, ширина 35 км. Породы западного крыла падают под углами 2830, восточного  310. Западное крыло структуры осложнено Шиханско-Волостновским надвигом, прослеживаю-щимся на юг до рамки карты. К восточному крылу приурочено несколько антиклиналей (Буруновская, Цветаевская, Салиховская, Кинзебулатовская, Татьяновская и Ромаданов­ская) с размерами в плане 12 х 310 км. Они имеют пологие западные (1020) и крутые восточные (3090) крылья (Ю.В. Казанцев, 1984).

В южной части мегавпадины южнее г. Салават и до южной рамки карты (Мраковская впадина II₂^в) артинский фундамент прогиба погру­жа- ется к югу, в соответствии с этим возрастают размеры, глубина погружения и слож­ность строения структур. Здесь выделяются все переходные формы от пологих антикли­наль­ных соляных вздутий до резко выраженных ядер протыкания и соляных взбросов (А.А. Богданов, 1935). Диапировые струк-туры группируются в антиклинальные валы значи­тельной протяженности (от 3040 до 100150 км), которые приурочены, по мнению Ю.В. Казанцева (1984), к фронтальным частям надвигов. Южнее г. Ишимбай цитируе­мым ав­тором выделено четыре наиболее крупных надвига (с запада): Восточно-Бело­глинский, Мелеузовский, Шиханско-Волостновский и Саратовский, которые ограничи­вают с за­пада одноименные тектонические чешуи, последовательно с востока надвину­тые одна на другую. Наиболее крупным, протягивающимся до структур Каратау, яв­ляется Шихан­ско-Волостнов-ский надвиг. Его поверхность погружается на восток под углами от 15 до 60 во фронтальной части, выполаживаясь с глубиной. Амплитуда гори­зонтального пе­ремещения пород по надвигу от 400 м артинских отложениях до 800 м  в нижнекамен­ноугольных (Ю.В. Казанцев, 1984).

Восточный борт мегавпадины осложнен вторичными складками, где выделяются Уразбаевская, Иштугановская, Хлебодаровская и Таушская антиклинали, Асияланская, Сыртлановская и Давлетшинская синклинали. Наиболее крупная Уразбаевская антиклиналь прослеживается в меридиональном направлении от р. Се­леук на севере до р. Тор на юге, где ее продолжением является Иштугановская структура. В ядре этих структур выходят породы среднего и верхнего карбона, а в крыльях  породы нижней перми. Западные крылья этих складок более крутые (углы падения 3050), а во­сточные  более пологие с углами падения пород от 10 до 20 и редко 30; местами отмеча­ется опрокинутость слоев на запад.

Начало образования Предуральского прогиба относится к позднекаменноугольному времени, когда он представлял собой обширную впадину, где происходило накопление осадков небольшой мощности, иногда на больших глубинах (кремнистые аргиллиты верхнего карбона, “депрессион-ные” фации сакмароартинского возраста). С запада прогиб был ограничен полосой рифовых массивов и известняковых толщ сакмароартинского возраста, а с востока в артинское время шло формирование терригенных образований. Только в кунгуре эта впадина была выполнена сульфатно-галоген-ными толщами, затем перекрытыми красноцветами верхней перми и триаса, свидетельствующими о заполнении осадками краевого прогиба.

Уральская складчатая система (III)

Западно-Уральская мегазона внешней складчатости (III₁)

По передовым хребтам западного склона Южного Урала неширокой (1520 км) поло­сой вытянута краевая зона складчатости. Она прилегает с запада к Центрально-Уральскому поднятию и представляет крупную мо­ноклинальную структуру, в которой наблюдается постепенная смена с востока на запад относительно древних палеозойских пород более молодыми (от ордовикских до ранне­пермских). Эта зона сильно осложнена пликативными и разрывными дислокациями и по характеру складчатости и особенностям распространения структурных ярусов в пределах представленной карты подразделена (рис. 1) на Кизиловско-Дружининскую зону в составе Михайловско-Ункурдинской подзоны (моноклинорий) (III₁¹), Уфимского ам­фитеатра (III₁²) и Ашинско-Алимбетовской подзоны (III₁³) в пределах представленной карты, отвечающей Лемезинско-Нугушскому моноклинорию (III₁^3а).

Северный участок зоны отвечает южной части Уфимского ам­фитеатра, охватывающего территорию между г. Куса на юге и северной рамкой карты. Восточным обрамлением амфитеатра служит Башкирский мегантиклинорий, а западным  Михайловско-Ункурдинский моноклинорий. Уфимский амфитеатр на поверхности сложен породами палеозоя, собранными в сжатые, линейно вытянутые складки, обра­зующие в южной части структуры дугообразно изогнутую складчатую полосу; к северу от с. Злоказово осевые линии положительных и отрицательных структур вытягиваются на десятки километров в близмеридиональном направлении. Геологосъемочными работами в 80-х годах выявлено, что складки часто нарушены надви­гами различной протяженности и амплитуды (Ю.В. Казанцев, 1984).

Лемезинско-Нугушский моноклинорий прослеживается южнее Каратауского антикли­нория почти на 250 км полосой меридионального на юге и северо-восточного простира­ния на севере при ширине от 35 до 1015 км и только на широтном отрезке долины р. Белая она расширяется до 4050 км. В этой полосе преобладают верхнепалеозойские по­роды, спокойно погружающиеся в сторону Предуральского прогиба. На северном участке от хр. Каратау до р. Зилим моноклинорий осложнен несколькими крупными ли­нейно вытянутыми структурами: Улутауской антиклиналью, Ташастинской и Усаклин­ской синклиналями. В сводах антиклиналей обычно обнажены породы ашинской серии, а в ядрах синклиналей  породы среднего и верхнего карбона. Улутауская антиклиналь протягивается от р. Баса на севере до р. Зилим на юге и имеет северо-восточное прости­рание; ядро ее сложено породами зиганской свиты, а крылья  породами девона и кар­бона. Падение пород в крыльях колеблется от 510 до 3050; южнее р. Аскын восточное крыло складки нарушено Сикаштинским надвигом с плоскостью падения на юго-восток около 40. По этому надвигу породы турнейского яруса контактируют с песчаниками зиганской свиты венда. Усаклинская синклиналь расположена между Авдырдакской и Улутауской антиклиналями и сло­жена в ядре отложениями артинского яруса нижней перми. Южнее р. Зилим, приблизительно до широты г. Ишимбай, моноклинорий резко сужен и осложнен небольшими узкими антиклинальными складками коробчатой формы. Западные крылья некоторых структур запрокинуты и осложнены надвигами. Наиболее крупными антиклиналями здесь являются Ташлинская и Макаровская. Ташлинская анти­клиналь расположена северо-восточнее одноименной деревни (г. Фатимаш) и имеет се­веро-восточное простирание. Падение слоев на восточном крыле 1025, а на западном  4050. Ядро складки сложено породами зиганской свиты венда, а крылья  породами де­вона и карбона. Севернее с. Макарово расположена одноименная антиклиналь близмери­дионального простирания. Ядро ее сложено песчаниками венда, а крылья  поро­дами девона и карбона; падение пород на западном крыле 3050, а на восточном  1020. Южнее г. Ишимбай и до южной рамки геокарты моноклинорий осложнен сильно сжа­тыми складками, часто разбитыми разрывными нарушениями. Они нередко за­прокинуты на запад и близки к изоклинальным. Севернее р. Белая здесь выделяются Армакская и Урюкская антикли­нали, Иргизская и Тукмакская синклинали. В сводах антиклиналей обычно обнажены вендские песчаники, а в ядрах синклиналей  породы нижнего карбона. Особенно слож­ное строение имеет рассматриваемая зона на отрезке долины р. Белая, где начинается непосредственное сближение ее с Зилаирским синклинорием. Здесь выделяются Кибиз­ская, Мазимагушская, Ямантауская, Максютовская и Уваровская антиклинали, Камбляклинская, Шкайская и Суюшевская синклинали.

Ямантауская антиклиналь расположена к югу от Ялмаш-Урюкской складки. Ядро ее сложено песчаниками венда, а крылья  породами ор­до-вика, силура, девона и карбона. Свод структуры плоский (складки сундучного типа), падение слоев в крыльях 2540. Западное крыло складки осложнено разрывным наруше­нием, по линии которого породы турнейского яруса приведены в соприкосновение с по­родами верхнего и среднего девона. Суюшевская синклиналь расположена между Яман­тауской и Максютовской антиклиналями. Ядро ее выполнено породами нижнего и сред­него карбона, крылья складки осложнены мелкими сгофрированными складками с углами падения слоев 5070; местами слои поставлены вертикально и опрокинуты на запад (разрезы по р. Батран).

Центрально-Уральская мегазона (поднятие  III₂)

Эта структура приурочена к центральной части представленной карты и сложена преимущественно рифейвендскими образованиями и частично архейраннепротерозойскими и фаунистически охарактеризованными отложениями палеозоя. На западе поднятие ограничено Западно-Уральской внешней зоной складчатости, а на востоке  зоной Главного Уральского разлома. Основными струк­турами Центрально-Уральского поднятия являются Башкирская зона (III₂¹) и Уфалейско-Уралтауская зона (III₂²) (мегантиклинории) и разделяющая их Зилаирская подзона (синклинорий  III₂³) (рис. 1).

Наиболее крупной структурой поднятия является Башкирский мегантиклинорий, протягивающийся с северо-востока на юго-запад и юг на 350 км от р. Уфа (у г. Нижний Уфалей) на севере до широтного колена р. Белая на юге. Максимальная ширина струк­туры на широте пос. Инзер достигает 110 км. Западная граница мегантиклинория совпа­дает с таковой Централь- но-Уральского поднятия, а восточная проходит последова­тельно (с юга на север) по западным крыльям Зилаирского синклинория, Уралтауского анти­клинория и Магнитогорского мегасинклинория. Основными структурами Башкир­ской зоны (мегантиклинория) являются Тараташская, Ямантауская, Алатауская и Каратаус­кая подзоны (ан­тиклинории), Инзерская подзона (синклинорий) и Месединская подзона (седловина).

Тараташский антиклинорий (III₂^1г) является наиболее приподнятой северо-восточной частью Башкирского мегантиклинория и включает Тараташскую и Липовскую антикли­нали, разделяющую их Кисеганскую синклиналь и мелкие структуры Бакало-Саткинского рудного района.

Тараташская антиклиналь расположена в междуречье рек Уфа и Ай на одноименном хребте и имеет северо-восточное простирание. Ядро ее сложено наиболее древними на Урале архейраннепротерозойскими образованиями, на севере и юге отчетливо видны периклинальные замыкания этой структуры и несогласное налегание рифейских отложе­ний (бурзянская серия нижнего рифея) на более древних образованиях. Западное крыло структуры надвинуто на смежную полосу палеозойских образований [18]. К югу от Тара­ташской антиклинали шарнир антиклинория постепенно погружается (углы 1015) и в районе г. Бакал крылья его замыкаются. К югу от г. Бакал крупная Бакальская син­клиналь расширяется и переходит в Месединскую седловину. Крылья Бакальской син­клинали сложены кварцитами зигальгинской свиты, а ядро  породами зигазино-кома­ров-ской свиты среднего рифея.

Месединская седловина (III₂^1б) разделяет Тараташский и Ямантауский антиклинории, имеет северо-восточное простирание и сложена осадками среднего рифея. Центральная часть ее осложнена складками нисших порядков с несколько асимметричным строением: северо-западные крылья структур более крутые. Восточная часть седловины осложнена Зюраткульским надвигом.

Каратауский антиклинорий (III₂^1а) представляет собою крайнюю западную структуру Башкирского мегантиклинория, перекрывающую Западно-Уральскую внешнюю зону складчатости и Предуральский краевой прогиб и по тектоническому шву (надвигу) со­прикасающуюся с восточной окраиной Русской плиты (рис. 1). Антиклинорий со­стоит из Аджигардакской, Воробьиногорской и Каратауской антиклиналей и разделяю­щих их синклиналей, в которые “заходят” западные ответвления Симской мульды. Анти­клинали сложены породами верхнего рифея и ашинской серии венда, а синклинали  де­вонскими, каменноугольными и частично нижнепермскими отложениями. Простирание складок северо-восточное и широтное. Северо-западные крылья антиклиналей срезаны надвигами с амплитудами не менее 15002000 м. Вследствие такого строения слагающие антиклинорий породы имеют падение преимущественно на юго-восток и юг под углами от 20 до 45. На юго-западе все названные складки Каратауского антиклинория обо­рваны Ашинским сдвигом, зона которого здесь почти повсеместно выражена интенсив­ным смятием, дроблением пород, многочисленными трещинами с зеркалами скольжения, ох­ватывающими полосу шириной от 20 до 150200 м. На северо-востоке эти же складки об­резаны Юрюзанским сдвигом, зона которого отчетливо фиксируется в излучине ле­вого берега р. Юрюзань, напротив горы Янгантау. Амплитуда Ашинского сдвига оцени­вается в десятки километров, а Юрюзанского  около 5 км. Это различное перемещение краев Каратауского аллохтона развернуло его почти под прямым углом к структурам Урала (Ю.В. Казанцев, 1984).

Алатауский антиклинорий (III₂^1б) прослеживается в близмеридиональном направлении почти на 225 км (от р. Ук на севере до широтного течения р. Белая на юге) и имеет максимальную ширину около 25 км по дороге Стерлитамак-Белорецк. Он состоит из серии линейно вы­тянутых, согласно с общим простиранием структуры, антиклинальных и синклинальных складок, местами опрокинутых к западу. Ядро структуры сложено породами бирьянской и нугушской подсвит, а крылья  лемезинской и бедерышинской подсвитами зильмер­дакской свиты и известняками катавской свиты. Ось антиклинория постепенно погру­жается к югу, восточное крыло его широкое и сложено верхнерифейскими (надкатавскими), вендскими, а севернее д. Бакеево и палеозойскими отложениями. Запад­ное крыло структуры более пологое (преобладающие углы падения пород от 1015 до 2030), сложено рифейвендскими (надкатавскими) отложени-ями и осложнено Алатауским надвигом (рис. 1), по которому породы зильмердакской свиты надвинуты на отложения венда. Падение плоскости сместителя на восток в среднем под углами 4560, амплитуда перемещения составляет 15002000 м [18].

Наиболее крупными структурами Алатауского антиклинория являются Авдыр­дакская, Алатауская, Ташлинская, Ряузякская, Ялмаш-Урюкская антиклинали, антикли­нали хр. Калу и Яшкурт, Кулгунинская, Зилимо-Шишенякская и Инзеро-Нугушская (Куюковская) синклинали.

Авдырдакская антиклиналь расположена в северной половине антиклинория, имеет близмеридиональное простирание от р. Инзер на севере до р. Зилим на юге (около 80 км при ширине 510 км). Ядро ее сложено породами зильмердакской и катавской свит, а в крыльях последовательно отмечаются верхнерифейсковендские (надкатавские) и девон­ские отложения. Западное крыло складки местами более крутое, чем восточное, углы па­дения пород в крыльях колеблются от 2535 до 5070, крылья структуры осложнены на­двигами. По левобережью р. Зилим на участке д. Саралы  д. Зирекла катавская свита надвинута на басинские песчаники венда. К северу от Авдырдакской антиклинали, несколько восточнее, расположены антиклинали хр. Яшкурт и горы Веселой, имеющие почти аналогичное строение. Последние две антиклинали располагаются между Ала­тауским и Каратауским антиклинориями. К юго-западу ось Авдырдакской антиклинали постепенно погружается и на хр. Алатау уже выделяется Алатауская антиклиналь, про­тягивающаяся от р. Саралы на севере до р. Нугуш на юге. Ядро этой складки относи­тельно гребня хр. Алатау смещено к западу и сложено породами бирьянской и нугушской подсвит зильмердакской свиты, а крылья  лемезинской и бедерышинской подсвит той же свиты и катавской свиты. Ось складки постепенно погружается к югу и южнее р. Урюк ядро структуры сложено породами инзерской и миньярской свит, а крылья  породами ашинской серии венда, ордовика, силура и девона. Зилимо-Шишенякская синклиналь занимает понижение между южным окончанием Авдырдакской антиклинали и антикли­налью хр. Калу, по которому протекает р. Зилим и ее левый приток р. Б. Шишеняк. На большей части площади синклиналь представлена только западным крылом, сложенным породами катавской, инзерской, миньярской и укской свит, имеющими восточное паде­ние под углами 3040. Западное крыло синклинали к западу надвинуто на ядро Авдыр­дакской антиклинали, а восточное в южной половине структуры в свою очередь перекрыто надвинутым на него ядром антиклинали хребта Калу. Инзеро-Нугушская (Куюковская) синклиналь приурочена к понижению между хребтами Калу и Зильмердак, Баштин и Ардакты. Ядро ее севернее р. Б. Нугуш сложено породами басинской свиты, а южнее, где происходит воздымание оси структуры  последовательно сменяющимися породами урюкской, укской, миньярской и инзерской свит. В восточном крыле синкли­нали выходят отложения инзерской, миньярской, укской и урюкской свит. Севернее ав­тодороги Стерлитамак - Верхний Авзян восточное крыло по линии Зильмердакского на­двига перекрыто зильмердакской свитой западного крыла Инзерского синклинория и Сызганской синклинали.

Ямантауский антиклинорий (VII