книги / Региональная геология СССР. Азиатская часть
.pdfглавные складкообразовательиые и горообразующие процессы. Одновременно начались энергичные прогибания соседней Кузнец кой впадины, которая в течение позднего палеозоя заполнилась угленосной формацией огромной мощности. Отсутствие несогла сий в угленосных толщах и согласное налегание на них нижнего триаса свидетельствует о том, что значительных поднятий и склад кообразования в течение этого длительного периода не было, и только в конце раннего триаса или несколько позже произошли энергичные глыбовые н слабые складкообразовательные движе ния, сопровождавшиеся эффузией базальтов платформенного типа. Движения эти, по-видимому, завершили герцинскую тектониче скую эпоху.
В мезозойско-кайнозойском этапе заметные прогибания испы тали центральные части Кузнецкой впадины (в юре), а также небольшие участки к северу и югу от Салаирского антиклинория (в юре, позднем мелу, палеогене). Большая часть Томь-Колыван- ской зоны была вовлечена в прогибания в связи с грандиозными опусканиями земной коры в пределах Западносибирской плиты.
Новейшие движения, создавшие современный рельеф рас сматриваемой территории, были относительно незначительными, чем она резко отличается от большинства других регионов АлтаеСаянской горной страны.
* |
* |
|
* |
В, заключение необходимо вкратце остановиться па общей тектонической позиции рассмотренных крупных структурных единиц и их возможных связях с близрасположенными складча тыми сооружениями.
Н. С. Шатский решает этот вопрос следующим образом. «Вероятным продолжением складчатой системы Алтая, — пишет этот исследователь, — является Томь-Колыванская складчатая зона, обрезающая с севера каледонские складки Салаира. Общий характер разреза этой зоны указывает на наличие здесь в конце среднего палеозоя достаточно глубокого и сложного прогиба, захваченного позднее герцппской складчатостью. В поперечном направлении к Томь-Колыванской зопе в виде клина, входящего между Салаиром и Кузпецким Алатау, располагается крупный н глубокий Кузнецкий прогиб. Эта чрезвычайно своеобразная по строению впадина имеет характер поперечного краевого про гиба герцинской складчатости, развившегося на каледонском складчатом основании. Длительность формирования и огромные мощности угленосной формации, верхние горизонты которой отно сятся к перми, а также почти полное отсутствие проявлений магматической деятельности хорошо отличают Кузнецкий прогиб
от |
восточнее |
расположенных Минусинской и других впадин и |
не |
оставляет |
сомнения в его герцинском возрасте» 189-1J. |
|
В приведенную характеристику необходимо внести одпо суще |
ственное уточнение. Саланрский антиклинорий, как следует нз
181
всего сказанного выше, нужно относить не к каледонским, а к раннегерцинским складчатым сооружениям; он, по-видимому, тесно связан в своем развитии с Горным Алтаем. Но в этом случае Куз нецкий краевой прогиб развился не на каледонском складчатом основании, а на стыке раниекаледонских и раннегерцинских структур. Вероятно, такое его положение обусловило ряд отли чий в характере осадконакопления, проявлениях вулканизма и тектонических особенностях северо-восточного и юго-западного бортов. В частности, получает естественное объяснение развитие линейных складок на юго-западной его окраине и структур плат форменного типа — на северо-востоке. В этом здесь, по-види- мому, находят специфическое выражение явления унаследованности тектонических структур. Поэтому нет необходимости объяснять такую картину различной степенью «тектонического давления» со стороны Салаирского кряжа и Кузнецкого Алатау, как это делают многие геологи.
ЦЕНТРАЛЬНЫЙ КАЗАХСТАН
Под Центральным Казахстаном в геологической литературе понимается обширная территория в северо-восточной части Казах ской ССР, прекрасно выраженная на геологической карте выхо дами на поверхность разнообразных пород палеозоя; последние играют главенствующую роль в геологическом строении области.
Структуры Центрального Казахстана находятся в западной части огромного палеозойского пояса, восточное «крыло» которого образуют Алтае-Саянские складчатые сооружения. Граница между ними условно может быть проложена где-то в области юго-западного крыла Чарского антиклинория. На северо-западе Центральный Казахстан граничит с Западносибирской низмен ностью, а па западе — с Тургайским прогибом. Наиболее слож ную конфигурацию граница складчатой области имеет на югозападе, юге и юго-востоке, где в ее пределы включаются ЧуИлийские горы, Джунгарский Алатау, Тарбагатай и Саур.
По устройству поверхности Центральный Казахстан предста вляет собой область развития мелкосопочника, .под которым понимается обычно беспорядочное чередование отдельных невы соких холмов и их групп с более выровненными поверхностями в виде широких долин и обширных плоских котловин. На фоне пологоволнистого рельефа местами выделяются группы гор и ряд хребтов. В последних высоты не превышают 1,5 км, однако отдельные окраинные горные сооружения (Джунгарский Алатау) своими вершинами выходят за пределы снеговой линии.
Среди более или менее четко выделяющихся горных сооруже ний на западе Центрального Казахстана протягивается в меридио нальном направлении хребет Улутау, от которого отходит ряд небольших отрогов. Севернее Улутау располагается вторая не высокая горная область — Кокчетавские горы. Довольно низкий
1 8 2
пологий хребет выделяется на юго-западе — Чу-Илийские горы, крайняя юго-восточная часть которых обособляется под назва нием гор Кандыктас. В центральной части располагается группа возвышенностей — Каркаралинские горы, а па востоке протяги ваются четко выраженные горные хребты Чингизтау, Тарбагатай и еще дальше к востоку — Саур. Несколько особняком, занимая крайнюю юго-восточпую часть рассматриваемой территории, рас полагается хребет Джунгарский Алатау, с отдельными высотами свыше 4000 м.
Рис. 37. Схема тектонического районирования Централь ного Казахстана (но А. А. Богданову).
1 — миогсосшшлинальиая зона калсдонид; 2 — эвгеосинклннальпая зона калсдонид; 3 — Джунгаро-Балхашский гсрцинскнй мегасинклинорий; 4 — мсгантнклннорий; 5 — Пртыш-Зайсанскнй гсрцинскнй мегасинклинорий; 6 — краевые вулканические пояса; 7 — разрывные нарушения
Большая часть территории Центрального Казахстана предста вляет собой сухие степи с солеными озерами и небольшими реч ками, обычно пересыхающими летом. На северо-западной его окраине имеются отдельные лесные массивы. Южная часть занята полупустынями и пустынями: западнее оз. Балхаш располагается Бетпак-Дала (Голодная степь), а южнее песчаная пустыня Сары- Ишик-Отрау.
Центральный Казахстан начали детально изучать только в советское время; в дореволюционный период геологическое устройство этой обширной территории оставалось почти совсем не исследованным. Очень большую роль в изучении этой страны сыграли Н. Г. Кассии и Н. С. Шатский и большая группа их сотрудников и учеников. И. Г. Кассии, начав свои исследования
1 8 3
еще до революции, с середины 20-х годов возобновил их и про должал работать здесь до конца жизни. Н. С. Шатский воз главлял крупный коллектив геологов с середины 30-х годов, а позже, уже в послевоенные.годы, работы эти были продолжены под руководством А. А. Богданова. В результате исследований Н. Г. Кассина, с одной стороны, и Н. С. Шатского — с другой, были разработаны различные концепции о строении и геологиче ском развитии Центрального Казахстана. Кроме названных выше ученых, весьма важные исследования были проведены М. И. Алек сандровой, Н. А. Афоничевым, В. Ф. Беспаловым, Л. И. Боро виковым, Б. И. Борсуком, Р. А. Борукаевым, Н. Л: Бубллченко, В. А. Вахрамеевым, Г. И. Водорезовым, А. Г. Гокоевым, Ю. А. Зайцевым, Б. М. Келлером, В. С. Коптевым-Дворниковым, П. Н. Кропоткиным, К. Л. Кушевым, Н. Г. Марковой, Г. Ц. Ме-
доевым, |
Н. П. Михайловым, |
В. П. Нехорошевым, Б. А. Петру- |
|
шевским, |
П. А. Ренгартеном, |
М. П. Русаковым, |
Д. Г. Сапож |
никовым, |
К. И. Сатпаевым, |
Е. Д. Шлыгиным, |
Г. Н. Щербой, |
М. М. Юдичевым, И. С. Яговкиным, Д. И. Яковлевым и дру гими геологами.
По особенностям геологического развития в целом Централь ный Казахстан разделяется на две части — западную и восточную, которые имеют как черты сходства, сближающие их между собой, так и довольно резкие отличия. Геологическая история этих обла стей в среднем и верхнем палеозое настолько различна, что боль шинство исследователей выделяют западную и юго-западную половину региона в качестве каледонских сооружений, а централь ную и северо-восточную относит к герцинидам (рис. 37).
Стратиграфия
Докембрийские отложения широко распространены на за
паде — в |
Кокчетавском и |
Улутауском |
районах. |
Значительные |
|
площади |
сложены отложениями этого |
возраста |
в |
Бетпак-Дале |
|
и севернее — в Атасуйском |
и Еремеиьтауском |
районах. В раз |
работке стратиграфии этих отложений остается много неясных вопросов; стратиграфические схемы, предложенные разными ис следователями, нередко еще трудно увязываются между собой, а иногда и вообще противоречивы. Особенно значительные разно гласия существуют в отношении наиболее древних образований:
вих составе одни исследователи выделяют (впрочем, без достаточ ных к этому оснований) нижний и верхний архей, тогда как дру гие предлагают вообще отказаться от применения терминов архей и протерозой, а третьи включают все докембрийские отложения
всостав рифея.
Образования |
предположительно а р х е й с к о г о |
возраста |
обособляются в |
ядрах Кокчетавского и Улутауского |
поднятий. |
В составе их участвуют биотитовые и роговообманковые гнейсы и кристаллические сланцы, амфиболиты, кварциты и кварцитовые
1 8 4
сланцы с прослоями и линзами мраморов. Для участков развития этих пород характерно проявление гранитизации и мигматизации. Мощность их превышает 3 км [53]. Формационный облик кристаллпческих толщ (зереидинская серия Кокчетавского массива и бектурганская серия Улутау) позволяет думать, что они могут отно ситься не к архею, а к эозою; такому предположению не противо речит и их абсолютный возраст — 2600 ± 100 млн. лет [44].
К н и ж н е м у — с р е д н е м у п р о т е р о з о ю относят ряд серий и свит мощностью до 2—3 км, сложенных породами, находящимися па низких ступенях регионального метаморфизма. Отложения эти отделены перерывом и несогласием как от подсти лающих, так и от более молодых пород. В составе их находятся разнообразные зеленые сланцы — хлоритовые, серицитовые, акти-
. нолитовые, эпидотовые и другие, слюдяные сланцы и филлиты, порфироиды и лорфиритоиды, кварциты, кварцитовые и кварцграфитовые сланцы с прослоями известняков и доломитов. В Улу тау, где в составе ‘ этой возрастной группы выделено несколько серий, для разрезов особенно характерно наличие мощных толщ железистых кварцитов, в том числе относящихся к типичной вул каногенной джеспилитовой формации (например, карсакпайская серия). В бассейнах рек Селеты, Оленты и Шидерты (северо-вос точные районы Центрального Казахстана) распространены амфи болиты и порфиритоиды, среди которых в виде отдельных про слоев находятся филлиты и кварцитовые сланцы. Радиометриче ские данные в общем подтверждают правильность их отнесения к данной возрастной группе: секущие гранито-гнейсы имеют воз раст 1730 ± 130 млн. лет, а порфироиды из верхней части раз резов в Кокчетавском поднятии и Улутау — 1300—1200 млн. лет [44].
В е р х н е п р о т е р о з о й с к и е отложения отделены от подстилающих перерывом, а местами залегают на них с резким несогласием. В западной (каледонской) части Центрального Казахстана (см. рис. 37) в основании разрезов всюду распола гается кварцито-песчаниковая формация (кокчетавская, уштобинская и другие свиты), выраженная очень однообразной толщей обломочных кварцитов мощностью от 500 м до 2,5 км [43]; вос точнее развиты яшмо-кварцитовые толщи с горизонтами вулка нитов. Вышележащий вулканогенпо-терригенныи комплекс со стоит из кислых вулканитов, которым подчинены лавы основного и среднего состава, конгломераты и туфопесчаники, а в других случаях яшмо-кварциты. Мощность толщи достигает нескольких километров (коксуйская серия Улутау — около 3,5 км). Верхняя часть разрезов слагается очень пестрым по составу комплексом пород — конгломератами, песчаниками, средними и кислыми лавами, туффитами, карбонатными и кремнистыми породами. Среди этих отложений, относимых к венду, находится очень свое образный комплекс пестроцветных терригенпых пород, «ленточ ных» известняков и тиллитоподобных конгломератов (улутауская
серия и ее возрастные аналоги). Следует отметить, что во мно гих районах вулканогенно-осадочная толща верхнего протеро зоя — нижнего кембрия выделяется в виде единого уртынджальского комплекса. Большая пестрота разрезов верхнего протерозоя далеко не везде позволяет уверенно сопоставлять их и поэтому возрастная принадлежность выделяемых многочисленных серий и свит не всегда достаточно достоверна. Для некоторых из них имеются определения изотопного возраста: кварцито-песчанико вая кокчетавская серия 1150 млн. лет, эффузивы коксуйской серии 800 млн. лет.
К е м б р и й . Кембрийские отложения довольно широко рас пространены лишь в северо-восточных районах; на остальной тер ритории они развиты очень ограниченно.
Нижний кембрий залегает на более древних породах резко несогласно и включает две свиты: телескольскую и бощекульскую, также разделенные несогласием. Нижняя телескольская свита мощностью свыше 2 км состоит из кремнисто-хлоритовых и крем нисто-полевошпатовых алевролитов, граувакковых и аркозовых песчаников, конглобрекчий и брекчий с маломощными прослоями яшм и кварцитов и отдельными покровами базальтов и их пирокластов. Бощекульская свита, имеющая облик типичной спилиткератофировой формации, сложена вулканитами и небольшим количеством чередующихся'с ними морских терригенных пород.
Внижней ее части преобладают основные и средние лавы и туфы,
вверхней — более кислые породы кератофирового ряда, сопро вождаемые пирокластами. Мощность свиты в разных участках колеблется от 2400 до 4600 м. В ней обнаружена фауна археоциат, трилобитов и брахиопод ленского яруса. Не имеющая фауны телескольская свита условно относится к алданскому ярусу.
Средний кембрий также подразделяется на две свиты: нижняя называется майданской, а верхняя — сасыксорской. Первая со стоит из алевролитов, аргиллитов и песчаников с прослоями известняков и многочисленными мощными пластами различно окрашенных яшм; изредка в ней попадаются порфириты и их туфы. В ней найдены трилобиты и другая фауна низов среднего кембрия. Мощность свиты 1000—1200 м. Сасыксорская свита зале гает местами согласно, а иногда с угловым несогласием и сложена
терригенными породами, в нижней части грубозернистыми. Во многих местах свита имеет флишоидпый характер, с ритмиче ским чередованием алевролитов и песчаников, в других пунктах она сложена более грубозернистыми осадками — конгломератами, гравелитами, песчаниками. В верхней ее части имеются прослои известковистых песчаников и известняков с Anomocare и другими среднекембрийскими трилобитами. Мощность свиты от 1 до 2,5 км.
Верхний кембрий, в котором всюду отсутствуют нижние гори зонты, вместе с тремадокским ярусом объединяется в торткудукскую свиту. Она представлена частым чередованием морских терригенных и карбонатных осадков с вулканогенными породами,
186
причем по мере продвижения к верхам разреза последние начи нают преобладать. В основании обычно залегают базальные кон гломераты, затем идут алевролиты, песчаники, конгломераты, чередующиеся с яшмами, известняками и вулканогенными поро дами; среди последних наиболее широко представлепы лавы и туфы среднего и кислого состава. Свита содержит многочислен ную фауну брахиопод и трилобитов. Мощность ее от первых сотен метров до 4 км.
В юго-западном Прибалхашье кембрий начинается черными ванадиеносными сланцами, выше которых располагается толща песчаников и туфогенных алевролитов с прослоями известпяков, кремнистых сланцев и пластами основных эффузивов,- мощность этой нижнекембрийской толщи 600—800 м. К среднему — верх нему кембрию относится толща, достигающая также несколько сотен метров — кремнистых аргиллитов и яшм с подчиненными кварцевыми песчаниками [53].
Слабо еще изученные кембрийские отложения обнаружены в Джунгарском Алатау, где они представлены спилит-диабазовой
иаспидной формациями мощностью около 4 км [ИЗ].
Ор д о в и к . Ордовикские отложения широко развиты на тер ритории всего Центрального Казахстана.
Полный фаунистически охарактеризованный разрез изучен в южных районах — в Каидыктасе, Чу-Илийских горах и Бет- пак-Дале. В основании находится толща около 1,5 км, состоящая из алевролитов, песчаников и известняков. В нижпей ее части имеются горизонты с фауной трилобитов и брахиопод низов ордо
вика, а в верхней появляются трилобиты |
аренигского |
яруса. |
В Бетпак-Дале аренигский возраст имеет |
горизонт кремнистых |
|
граптолитовых сланцев с Didymograptus hirundo. |
с мощ |
|
Средний ордовик залегает трансгрессивно, местами |
ными базальными конгломератами. В составе его резко преобла дают терригенные породы — глинистые сланцы, алевролиты, песчаники, нередко мелкогалечные конгломераты, с маломощными прослоями известняков в нижней и верхней частях разрезов. Местами терригенные породы разного гранулометрического со става тонко чередуются, образуя флишеподобные толщи. Общая мощность отдела от нескольких сотеп метров до 1,5 км. В низах разрезов содержится фауна трилобитов и брахиопод, в большин стве случаев имеющая эндемичный характер, а также граптолиты,
н а . основании |
которых выделяются отложения лланвпрпского |
(с Phyllograptus |
typus и Ph. anna) и лландейльского (с Glyptograp- |
tus teretiusculus) ярусов. Верхняя часть разреза (андеркептскин горизонт) нередко отделена от подстилающих отложений несо гласием и содержит в основании конгломераты.
Верхний ордовик залегает местами согласно, в других случаях с резким размывом и несогласием; размыв отмечается и внутри отдела. Мощность его достигает 1,5 км. Литологический состав пород близок к подстилающим — это главным образом песчаники,
1S7
алевролиты и известняки. В нижней части отложений встречены брахиоподы, трилобиты, табуляты и граптолиты низов верхнего ордовика. Венчается разрез темными, почти черными глинистыми сланцами чокпарского горизонта с Climacograptus latus и другими
граптолитами ашгильского |
яруса. |
В Улутауском районе в |
основании разреза залегает толща |
(около 200 м) кремнисто-глинистых и кремнисто-углистых сланцев с прослоями яшм.. Выше идут отложения .нижнего — среднего ордовика, в составе которых выделяется ряд свит с местными наименованиями. Нижняя часть этих отложений представлена мощной (до 3—4 км) толщей песчаников, алевролитов и разно образных сланцев, образующих кремнисто-сланцевую флишоидную формацию 1281. Верхняя их часть сложена комплексом мощ ностью около 1000 м, в котором наряду с песчано-сланцевыми осадками существенную роль играют основные вулканиты.
В крупных прогибах северо-западных районов в течение сред него и верхнего ордовика накапливались очень мощные (до б— 7 км) толщи довольно пестрого состава. Одним из наиболее харак терных типов осадконакопления здесь было отложение песчани ков и алевролитов граувакковой формации, местами сменяющихся флишоидными толщами. В некоторых прогибах формировались глинисто-сланцевые породы аспидной формации, органогеннообломочные известняки и конгломераты, породы спилит-диабазо- вой формации, претерпевшие зеленокаменное превращение. Для верхней части ордовика характерно накопление грубообломочных толщ с прослоями известняков типа морских моласс и особенно пестроцветных вулканогенных пород — наземных эффузивов в со провождении обильного грубообломочного пирокластического материала.
Ордовикские отложения северо-восточных и восточных районов
существенно отличаются от охарактеризованных. Здесь на торткудукской свите несогласно залегает осадочно-вулканогенная бельсуйская серия огромной мощности, объединяющая отложе ния аренигского и нижней части лландейльского ярусов. Нйжняя ее часть мощностью от 3 до 4 км сложена средними и отчасти кислыми вулканитами, а также алевролитами и песчаниками, часто туфогенными. Выше следуют конгломераты, песчаники, алевролиты и глинистые сланцы с прослоями и линзами известня ков. В этой части серии мощностью от 1 до 1,5 км имеются трило биты аренигского яруса. Верхняя из слагающих серию свит (сарыбидаикская) состоит из порфиритов и их туфов, туфопесчаииков, и туфобрекчий, песчаников, алевролитов и известняков. Мощность свиты 1000—1400 м. В ней содержатся трилобиты и брахиоподы нижней части лландейльского яруса.
Выше с несогласием располагается терригенно-вулканоген- ный комплекс среднего — верхнего ордовика с общей мощностью до 6—7 км. В его составе в северо-восточных районах и в хр. Чин гиз выделяются три свиты (еркебидаикская, ангренсорская и жар-
1 8 8
сорская), в большинстве случаев разделенные перерывами. На осно вании многочисленной фауны трилобитов, брахиопод и кораллов эти свиты параллелизуются соответственно с верхним лландейло, нижним карадоком и верхним карадоком — ашгиллием. В ниж ней части комплекса распространены преимущественно терригенные, иногда флишеподобные отложения и известняки, местами чередующиеся с основными и средними туфами. Верхняя его часть (жарсорская свита) сложена бурыми лавами, туфами и агло мератами, к которым костгде присоединяются туфопесчаники и туфосланцы.
Распределение в простран стве главных литофациальпых типов пород среднего и верхнего ордовика иллюстрируется схе мой (рис. 38). Йз схемы видно, что в это время четко намечает ся расчленение Центрального Казахстана на две зоны — за падную и восточную. В первой из них накапливались мощные серии терригенных осадков геосинклинального типа, при надлежащие к граувакковой формации, флишоидным образо ваниям и т. д.; формирование их находилось в связи с раз мывом возникших здесь обшир ных поднятий. В восточной зоне также накапливались мощные геосинклинальные формации, но в их составе значительно большую роль играли вулкано генные породы, а также орга ногенные известняки.
С и л у р . Силурийские от ложения широко распростране-
ны только в восточной половине региона. Наиболее обширные площади заняты отложениями этой системы в хр.Чингиз, откуда они прослеживаются на юго-восток — в хр. Тарбагатай. Довольно крупные территории сложены силуром в центральных районах — южнее Караганды и в Северо-Восточном Прибалхашье. В других местах отложения силура развиты ограниченно или отсутствуют.
В хр. Чингиз силурийские отложения имеют громадную мощ ность (до 8 км) и расчленяются па три свиты. От ордовика они отделены перерывом и несогласием и имеют в основании конгло мераты и л и песчаники. Две нижние свиты имеют осадочно-вулка-
189
ногенный состав. На базальных горизонтах залегают известняки, выше идут зеленоватые и лиловые песчаники и алевролиты, кото рые постепенно сменяются толщей эффузивов в туфов основного и среднего состава, с резко подчиненными кислыми породами. ■Верхняя свита также начинается толщей зеленоцветных песчани ков и алевролитов с известняками в нижней части разреза,, выше которых снова идут вулканогенные породы, преимущественно разнообразные порфириты. Таким образом, для силура в целом характерно двукратное повторенпе сходных серий осадконакопления: каждая из них начинается морской терригенно-карбопатной толщей и заканчивается вулканогенными образованиями, в со
ставе которых главная роль принадлежит лавам андезит-базаль- тового состава, а их пирокласты, так же как и кислые продукты вулканических извержений, имеют подчиненное значение. В ниж ней свите собраны брахиоподы, кораллы, граптолиты и трилобиты лландовери, в средней — брахиоподы венлока и в верхней — брахиоподы, кораллы и граптолиты венлокского и лудловского ярусов.
В Тарбагатае к лландовери относится полукилометровая толща алевролитов и аргиллитов, переслаивающихся с туфами, туфоагломератамп и песчаниками и имеющая в основании пачку конгломератов с ашгильскими кораллами в гальках. Богатая фауна кораллов вместе с Pentamerus oblongus и другими брахиоподами позволяет отнести эти отложения к среднему — верхнему лландовери. Венлок характеризуется изменчивостью литофаци ального состава и мощностей. В одних пунктах он сложен исклю чительно осадочными породами — конгломератами, песчаниками, алевролитами и аргиллитами с линзами мергелей и известняков мощностью всего в первые сотни метров. В других случаях в раз резе преобладают кремнистые и карбонатные породы, содержащие маломощные пачки вулканогенных образований, а мощность их достигает 1 км. Наконец, в разрезах третьего типа, сущест венно вулканогенных, главную роль играют различно окрашен ные туфы, среди которых в виде прослоев встречаются туфоконгломераты и порфириты, а также алевролиты и известняки; мощность их достигает 1000—1200 м. Во всех этих типах отложе ний содержится богатая фауна, в том числе такие характерные формы, как Favostes gothlandicus, F. forbest, Atrypa reticularis,
Cyrtograptus cf. murchisonu Лудловские отложения залегают на венлокских согласно или с небольшим перерывом и сложены осадочно-вулканогенным комплексом мощностью до 2—2,5 км. В составе его принимают участие красноцветные песчаники и туфопесчаники с подчиненными прослоями и линзами известняков, мелкогалечных конгломератов, алевролитов, туфов и редкими покровами кислых и средних эффузивов. В других пунктах пре имущественное развитие приобретают вулканогенные породы, местами же порфириты, их туфы и туфоагломераты или альбитофиры и фельзит-порфиры слагают разрез почти целиком. Возраст
190